Реки
Река представляет собой естественный водный поток, протекающий в сформированном русле. В каждой реке различают исток, верхнее, среднее и нижнее течения и устье. Исток (начало реки) – место, с которого появляется постоянное течение воды в русле. Истоком могут служить родники (Волга), озера (Нева, Ангара). Верховьем реки называется ее верхнее течение, которое нередко образуется из слияния нескольких ручьев. Нижнее течение реки заканчивается устьем – местом ее впадения в море, озеро или другую реку. В условиях сухого климата много воды испаряется, и реки могут постепенно иссякнуть. Устья таких рек называют «слепыми» (Мургаб, Шари, Купер-Крик). С большей части материков поверхностные воды стекают в океан или море. Однако на каждом материке можно выделить площади, где сток осуществляется не в океан, а в озеро (Каспийское море, озера Балхаш, Эйр, Титикака и др.). Такие участки материков называют областями внутреннего стока. Наряду с ними на материках выделяются значительные площади, где сток полностью отсутствует, т. е. бессточные. К ним относятся пустыни тропического пояса, например Большая песчаная пустыня Австралии, районы пустыни Калахари и др.
Реки образуют речную систему. В ней различают главную реку и ее притоки.
Реки, впадающие в главную реку, называют притоками первого порядка, их притоки – притоками второго порядка и т. д. Во многих речных системах главная река отчетливо выделяется только в нижнем течении. Признаками ее могут быть длина, водность, осевое положение в системе.
Речная система собирает воды с территории, которую называют бассейном, или водосборной площадью.
Один бассейн от другого отделен водоразделом. В горных странах он проходит по гребням хребтов и четко прослеживается. На водораздельных пространствах (междуречьях) часто располагаются болота и озера. Близость истоков рек и слабая морфологическая выраженность междуречий в древности использовались для волоков, а в последующем – для создания соединительных каналов.
Морфометрические и гидрологические показатели речной системы. Основными морфометрическими показателями речной системы являются:
· протяженность – суммарная длина всех рек, входящих в речную систему (определяется по карте крупного масштаба);
· коэффициент извилистости – отношение длины реки к длине прямой линии, соединяющей исток и устье;
· площадь бассейна (водосбора) – территория с которой природные воды поступают в речную систему (определяется по карте крупного масштаба);
· густота – отношение суммарной протяженности всех рек речной системы к площади бассейна. Этот показательнаходится в прямой зависимости от климатических условий и характера расчлененности рельефа. В тундровой зоне он составляет 0,31–0,35 км/км2, в полупустынной – 0,01– 0,05 км/км2.
Морфологические особенности речных систем существенно влияют гидрологический режим формирования речного стока, который характеризуется следующими показателями: расходом реки, объемом, модулем и коэффициентом стока.
Расход реки –количество воды, протекающее через живое сечение реки в определенном месте за 1 с. Его определяют по формуле Q = Fv ср, где F –площадь живого сечения реки в м2, v ср – средняя скорость течения в м/с. Скорость течения реки постоянно изменяется максимальные скорости приурочены к глубоким местам. Представление о распределении скоростей в живом сечении русла дают линии равных скоростей – изотахи, рис.49.
 |
Изменения скоростей обычно имеют плавный характер, наиболее резкие наблюдаются в придонной части. Наибольшую скорость поток имеет в середине русла и у поверхности воды (стрежень).
Шероховатость дна ледяного покрова вызывает смещение максимальной скорости на 0,3–0,4 глубины от поверхности. Простейшим способом определения осредненного значения скорости течения является поплавковый.
Расход воды зависит и от уровня воды, который изменяется по сезонам и годам. Поэтому можно вычислить для реки ее сезонный, годовой и многолетний сток, то есть за длительный период времени, Количество воды, проносимое реками в среднем за год, характеризует их водоносность, которая выражается объемом стока в м3 или в км3 в конкретном створе водотока.
Объем стока –количество воды, протекающее через живое сечение реки в определенном месте за определенный промежуток времени. Он вычисляется, для заданных временных периодов: сутки, месяц, за год и т. д. – по формуле W = QT, где Q – расход воды, а Т –число секунд в рассматриваемом временном периоде.
Модуль стока –количество воды, стекающей в единицу времени с единицы площади водосбора. Он выражается в л/ (с × км2) или м3/ (с × км2) и определяется по формуле М = Q/F.
Коэффициент стока – отношение размера стока к количеству выпавших на площади бассейна реки атмосферных осадков. Он показывает, какая часть атмосферных осадков участвует в формировании речного стока. Например, коэффициент стока для всей суши составляет 0,34, иными словами, одна треть выпавших на сушу осадков стекает в реки.
Твердый сток – общее количество наносов, которые выносит река за определенный отрезок времени. Речные наносы состоят из минеральных частиц различной крупности. Формирование твердого стока обусловлено процессами размыва русла водой, а также сносом твердых частиц с площади водосбора.
Уклон реки – отношение разности высот истока и устья к длине реки. Измеряется в промиллях, у равнинных рек он обычно невелик. Например, уклон Оби составляет 0,04%о, Невы – 0,06%о, Волги – 0.07%о, Терека – 4,77%о.
Питание рек. Поступление воды в реки называют их питанием. Различают четыре источника питания рек: дождевые воды, талые снеговые воды, талые ледниковые и грунтовые воды. С питанием рек связан и их режим, то есть различные уровни воды в течение года.
В умеренном климате, где в питании важную роль играют талые снеговые воды, выделяются четыре фазы режима рек: весеннее половодье, летняя межень, осенние паводки и зимняя; межень. Половодья, паводки и межень свойственны рекам, находящимся и в иных климатических условиях.
Половодье – ежегодно повторяющееся в один и тот же сезон относительнодлительное и значительное увеличение объема воды, сопровождающееся подъемом уровня. Оно вызывается весенним таянием снега на равнинах, летним таянием снега и льда в горах, обильными дождями. Время наступления и продолжительность половодья в разных условиях различны. Вызванное таянием снега на равнинах, в условиях умеренного климата оно наступает весной, в горах растягивается на весну и лето. Половодья, вызванные дождями, в муссонном климате происходят весной и летом, в экваториальном климате – осенью, в средиземноморском – зимой. Сток некоторых рек за время половодья составляет до 90% годового стока.
Межень – наиболее низкий уровень воды в реке при преобладании подземного питания. Летняя межень наступает в результате высокой инфильтрационной способности почв и сильного испарения, зимняя – в результате отсутствия поверхностного питания.
Паводки – кратковременные и непериодические подъемы Уровня воды в реке, вызываемые поступлением дождевых и талых вод, а также пропусками воды из водохранилищ. Высота паводка зависит от интенсивности дождя или снеготаяния. Его можно рассматривать как волну, вызванную быстрым поступлением воды в русло.
Кратковременные бурные паводки на горных реках, отличающиеся высокой концентрацией наноса и имеющие вид грязевых или грязекаменных потоков, называются селями. Содержание в них твердого материала достигает 30 – 75% массы. Они возникают в горах при интенсивном таянии снега, ледников или при обильных ливнях. Нередко масса перемещаемых каменных глыб достигает 100 – 200 т. Сели обладают большой массой и скоростью и производят значительные разрушения населенных пунктов, дорог, мостов. Они распространены в горах Средней Азии, Карпатах, Альпах, Кордильерах, Андах.
Первая классификация рек по типам питания и водному режиму разработана А. И. Воейковым (1884). Его принципы получили дальнейшее развитие в современной классификации рек М. И. Львовича, согласно которой все реки земного шара делятся на 12 типов. Если ни один источник питания не дает 50% воды, то река относится к типу со смешанным питанием; если один из источников дает от 50 до 80% воды, то река имеет преобладающее питание; если же более 80%, то значение источника исключительное.
На основании главных закономерностей водного режима выделяются основные типы рек мира:
· экваториальный – питание только дождевое, обильное в течение всего года. Реки всегда полноводные, уровень повышается к концу дождливого сезона. Колебания уровней больших рек обусловлены поступлением воды из притоков, находящихся в разных климатических условиях. Так, уровень Амазонки повышается на 10–15 м в период дождей (с сентября по апрель);
· субэкваториальный и тропический – питание только дождевое, распределение стока в течение года неравномерное. Режим становится паводковым. В сухой сезон реки или мелеют, или вовсе лишаются воды;
· субтропический – питание почти исключительно дождевое. Основная масса осадков приходится на зиму. В сухой летний сезон реки маловодны, а многие пересыхают. Так, в реке Тахо максимальный зимний расход равен 15000 м3/с, а минимальный летний – только 5 м3/с;
· умеренный – для морской разновидности свойственно дождевое питание, сток равномерно распределяется по всем сезонам. Максимальный подъем воды приходится на зиму вследствие некоторого увеличения осадков и уменьшения испарения (Темза).
· субарктический – реки питаются талыми снеговыми водами и за счет вечной мерзлоты. Многие из них промерзают зимой до дна и прекращают сток. Подъем воды наблюдается в летнее время (Яна, Индигирка, Вилюй);
· арктический – реки питаются за счет таяния полярных льдов и снега. Сток наблюдается только в период короткого полярного лета.
Отмеченные типы рек не исчерпывают всего их разнообразия. В определенных физико-географических условиях складываются особые озерный и горный типы.
К озерному относятся реки, которые берут начало в озерах. Они всегда полноводны, их уровень не зависит от атмосферных осадков. Сток их полностью урегулирован (Нева, Святого Лаврентия, Маккензи, Ангара и др.).
Для горных рек характерна вертикальная поясность питания и водного режима. В условиях влажного умеренного климата горные реки многоводны, имеют ледниковое и снеговое питание (реки Альп, Кавказа, Алтая).
Озера
Озерами называются внутренние водоемы суши со стоячей или малопроточной водой. Они занимают на земном шаре приблизительно 2,7 млн. км2. Это составляет всего 1,8% площади всей суши. Самое, большое озеро на Земле – Каспийское море – занимает 393 200 км2, т. е. около 15% площади всех озер. Общий объем озерных вод – приблизительно 250 000 км3.
Озера располагаются в замкнутых котловинах и в отличие от рек имеют замедленный водообмен. Этим обусловлены: вертикальная и горизонтальная температурная и химическая неоднородность воды, отложение в котловине твердого материала и солей, характер биоценозов, развитие и отмирание всего водоема. Каждое озеро можно разделить на три взаимно связанные составные части: котловина, водная масса, включающая растворенные в ней вещества, растения и живые организмы.
Происхождение озерных котловин. Котловины, в которых сосредоточена озерная вода, по происхождению различны. Они могут образоваться в результате тектонической деятельности. В этом случае они приурочены к активным участкам земной коры. В таких котловинах находятся самые глубокие и большие озера Земли: Байкал, Великие Африканские, Мертвое море, Виннипег и ряд других. Самыми глубокими являются Байкал (1620 м) и Танганьика (1435 м). Средняя глубина остальных озер меньше 100 м.
Вулканические озерные котловины могут быть кратерами и кальдерами. Кратерными являются маары во Франции, котловины многих озер острова Ява и др. Кальдерные котловины довольно близки по происхождению и морфологии к кратерным. К ним относятся, например, ванны Курильского и Кроноцкого озер на Камчатке.
Озера ледниковогопроисхождения сформировались на территориях, подвергавшихся материковому оледенению. Они возникли под воздействием ледниковой эрозии или ледниковой аккумуляции и широко распространены на полуостровах Скандинавском, Таймыр, Лабрадор и др. Ледниковые озера имеют вытянутую форму и ориентированы по направлению движения ледника. Нередко они занимают понижения между холмами. Глубина их незначительна (Селигер, Ильмень, Белое). В горах озерные ледниковые котловины представлены карами. Так называются небольшие округлые понижения на склонах хребтов вблизи снеговой линии, выработанные снежниками и ледниками четвертичного оледенения.
Запрудные котловины в горах возникли при подпруживании долин горными обвалами, лавовыми потоками или ледниковыми моренами. Например, в результате колоссального горного обвала в горах Памира в 1911 г. образовалось Сарезское озеро глубиной 505 м. Озера такого происхождения многочисленны в Гималаях и других молодых горных системах.
Пойменные озера представляют замкнутые водоемы продолговатой формы, которые отчленены от основного русла реки, или протоки. Они характерны для речных долин, формирующихся на равнинах.
Карстовые котловины распространены в областях, в которых имеются растворимые породы – известняки, гипсы, доломиты. Растворение приводит к образованию глубоких, но незначительных по площади котловин. Здесь же нередко случаются провалы, обусловленные растворением и выносом нижележащих толщ.
В областях многолетней мерзлоты образуются термокарстовые котловины, связанные с протаиванием мерзлых пород и просадками грунта. Термокарстовыми являются многие озера тундры. Все они имеют небольшую глубину и невелики по площади.
Суффозионные озерные котловины образуются от просадки грунта вследствие выноса грунтовыми водами растворимых, а также легкоподвижных горных пород верхних слоев коры выветривания. Суффозионными являются котловины многих озер степной части Западно-Сибирской равнины и Центральной Азии.
Органогенные котловины возникают на сфагновых болотах тайги, лесотундры и тундры, а также на коралловых островах. Причиной их образования является неравномерное нарастание мхов. На коралловых островах озерные котловины образуются в результате неравномерного нарастания полипов. Особую разновидность составляют реликтовые озера, возникшие на месте отступивших морей.
Водный баланс и уровни воды. Водная масса большинства озер образовалась при заполнении их котловин водой, стекавшей с поверхности суши. Объем и состав озерной воды, независимо от ее происхождения, непрерывно изменяется под действием ряда причин. Озеро получает воду за счет стока: склонового, речного и подземного, а также за счет атмосферных осадков, выпадающих непосредственно на его поверхности. Соотношение приходной и расходной частей круговорота воды в озере характеризует его водный баланс. Расходуется озерная вода в основном на испарение. Если приход воды превосходит испарение, то возникает речной сток.
В зависимости от баланса озера могут быть сточными, бессточными и с перемежающимся стоком. Сточные озера, принимающие реки, называют проточными.
Бессточные озера образуются в зонах полупустынь и пустынь. В них приход воды от рек и осадков уравновешивается расходом на испарение.
К озерам с перемежающимся стоком в сточный период применима первая формула, в бессточный – вторая.
Водный баланс определяет колебания уровня озера. Например, если расход преобладает над приходом, уровень воды понижается.
Повышение уровня озера сопровождается увеличением площади испаряющей поверхности, а следовательно, увеличением расхода воды. При увеличении прихода в бессточных озерах уровень поднимается и, если расход на испарение не уравновешивает прихода, возникает сток, т. е. бессточное озеро становится сточным.
Особую разновидность образуют замкнутые водоемы. Они не имеют речного стока и притока, питаются дождевыми, талыми или грунтовыми водами. Расход в них осуществляется через испарение и грунтовый сток.
Средний слой годового водообмена озер колеблется в пределах 1 м в бессточных озерах, 1,5 м – в малопроточных, 3 м–в проточных. Величина среднегодового слоя водообмена во многом зависит от морфологических свойств озерной котловины. В озере Мичиган его мощность достигает 2,09 м, Онтарио – 11,92 м, Байкал – 2,23 м. У озер экваториального пояса слой водообмена около 2,0– 2,5 м.
Колебания уровней озер бывают сезонными и многолетними. Сезонные определяются годовым режимом осадков и испарения и происходят на фоне многолетних, которые обусловлены изменениями климата. Амплитуда сезонных и годовых колебаний уровня зависит от величины котловины и режима водной массы. Наибольшие изменения уровней свойственны озерам аридных зон.
С колебаниями уровней сопряжены значительные изменения площади водоемов. Австралийское озеро Эйр, лежащее на 12 м ниже уровня моря, в сезон дождей влажных лет представляет собой огромный водоем площадью до 15 000 км2, а в сухие сезоны засушливых лет вода сохраняется лишь в немногих заливах южной части озера.
Площадь африканского озера Чад в сухие сезоны маловодных лет не больше 12 000 км2, а в многоводные годы увеличивается до 26 000 км2.
В течение последнего столетия понижается уровень Каспийского моря. С 1880 по 1960 г. он упал примерно на 4 м. Площадь за эти годы сократилась на 30 000 км2, исчезли или уменьшились некоторые заливы (Кайдак, Комсомолец, Гасан–Кули), увеличилась площадь островов и полуостровов. Изменения объема водной массы Каспия связаны с колебаниями климата в бассейнах рек Волги и Урала.
Химический состав вод. По качеству и количеству растворенных веществ озера делятся на пресные, солоноватые и соленые. Качественной границей между пресными и солоноватыми принята величина 3%о. Солеными, в отличие от солоноватых, считаются водоемы с концентрацией солей 24,695%о. При такой солености температура замерзания воды равна температуре наибольшей плотности, т. е. – 1,33°. Самые соленые озера мира – Большое Соленое – 265,5%о и Эльтон – 291%о. 
В климатических областях с избыточным увлажнением преобладают проточные озера. В них водная масса непрерывно обновляется и поэтому является пресной. Химический состав ее определяется также воздействием неминерализованных грунтовых, болотных и почвенных вод, а также организмов, обитающих в водоеме и его бассейне.
Несколько иной состав воды имеют озера в тех же климатических условиях, но на карбонатных грунтах. Большое содержание в породах и почвах кальция определяет высокую минерализацию грунтовых, речных и озерных вод, их жесткость и щелочную реакцию. Соленые озера формируются в местах, где близко к поверхности залегают соленосные пласты.
В процессе развития озера первичный химический состав подвергается изменениям, обусловленным прежде всего биохимическими процессами и интенсивностью водообмена. Поэтому солевой состав озерных вод, находящихся в разных природных зонах, различен.
В зоне тундры в воде озер преобладают ионы Si и НСОз, в зоне тайги – ионы НСО3 и Са, в зоне степей –ионы,SO4, Na, а иногда НСО3 (в содовых озерах), в зоне пустынь и полупустынь–ионы С1 и iNa. Солевой состав воды горных озер различен в разных поясах.
Одновременно со сменой преобладающих ионов происходит изменение степени солености. В зоне тундры при избыточном увлажнении формируются проточные пресные озера. В пустынях при недостаточном увлажнении озера не имеют стока.
Озера, получающие воду от рек, протекающих в других зонах, могут иметь нехарактерный для своей зоны состав солей.
Например, для некоторых прикаспийских озер, расположенных в полупустыне, характерно преобладание иона НСО3, поступающего с водой Урала, Волги, Эмбы, а для озера Виннипег, находящегося в лесной зоне, – преобладание иона SO4, приносимого рекой Ред-Ривер. Подземный сток обеспечивает вынос солей из бессточного озера Чад, имеющего частично пресную воду.
Минеральные озера заполнены рассолом – рапой. Содержание солей в рапе близко к насыщению, поэтому изменение их количества и температуры рапы может вызвать кристаллизацию. Минеральные озера, в которых происходит кристаллизация солей, называются самосадочными.
По преобладающим в составе рапы анионам озера делятся на три типа: гидрокарбонатные и карбонатные (содовые), сульфатные (горько-соленые) и хлоридные (соленые).
Увеличение засушливости климата вызывает, прежде всего, осаждение наименее растворимых карбонатов и преобладание в воде сульфатов. При увлажнении климата процесс идет в обратном порядке: в хлоридных озерах начинается растворение сначала сульфатов, затем карбонатов.
При оценке химического состава озерных вод необходимо учитывать наличие органических веществ, которые образуются в самом озере или приносятся извне. К ним относятся также продукты разложения растительных остатков – гуминовые соединения. Они очень характерны для озер таежной зоны.
Тепловой режим. Водная масса озера всегда получает и расходует тепло за счет теплообмена с атмосферой и дном котловины. Поглощение солнечной радиации плавно изменяется в течение года и достигает максимума в июне, а минимума – в декабре. Затраты тепла на испарение максимальны в осенний период, когда массы озерной воды более всего прогреваются. Минимальное количество тепла затрачивается на испарение весной. Озеро отдает тепло атмосфере, если температура водной поверхности выше температуры воздуха.
Наиболее интенсивно поглощает солнечную радиацию поверхностный слой. Установлено, что в озерах с прозрачной водой верхний слой мощностью до 1 м задерживает 43–59% солнечной радиации. В озерах с повышенной мутностью воды поглощение верхним слоем радиации достигает 80%. Суточные колебания температуры прослеживаются на глубине в несколько метров, а годовые захватывают всю массу озерной воды (кроме очень глубоких озер). Это возможно благодаря перемешиванию, возникающему как в результате различий в плотности (конвективное перемешивание), так и в результате воздействия ветра (турбулентное перемешивание). Вертикальное распределение тепла имеет сезонный характер.
Зимой подо льдом температура воды 0°С, а на глубине она повышается и достигает 4°С. Явление, при котором температура воды повышается от поверхности к дну, называется обратной стратификацией и наблюдается зимой в озерах средних широт. Весной температура верхних слоев постепенно повышается (до 4°С), увеличивается ее плотность. Поверхностные водные массы погружаются, а нижние, менее плотные, – поднимаются. Циркуляция продолжается до тех пор, пока вся водная масса не прогреется до 4°С. В этом случае устанавливается равенство температуры по всей толще воды. Это явление носит название гомотермии.
Летом верхние слои воды нагреваются выше 4°С, плотность уменьшается и циркуляция прекращается. Поэтому летом в озе^ pax умеренного климата температура на поверхности выше, чем на глубине. Такое расслоение воды называется прямой стратификацией.
Своеобразен термический режим соленых озер. При высокой солености конвективное перемешивание вызывается в большей степени различиями плотности, чем температурными. Ветровое перемешивание также затруднено из-за повышенной плотности: Летом вода прогревается до 50–60°С, зимой охлаждается до 20°С и ниже. Годовые амплитуды колебания температуры достигают 80–95 °С. В зависимости от температуры наиболее минерализованные озерные воды опускаются на дно. В любой сезон может возникнуть только прямая или только обратная стратификация. Глубокие соленые озера умеренной зоны имеют на дне воду с температурой, соответствующей зимней на поверхности.
Движение воды. В озерах происходит как внешний, так и внутренний водообмен, с которым связано изменение объема,, уровня, колебательное (волнения) и поступательное (течения) движение воды.
Волны возникают главным образом под влиянием ветра. От морских
они отличаются размерами и формой. Максимальная их высота на
больших озерах достигает 3–4 м, на малых – не более 0,5 м.
Озерные волны круче и обычно имеют неправильную форму. Они сравнительно быстро развиваются и гаснут после прекращения ветра. Глубина их распространения ограничена несколькими метрами. На озерах больше, чем на морях, сказывается! влияние таких факторов, как размер водоема, глубина и рельеф дна. В результате волнения перемешиваются слои и устанавливается температурная и химическая однородность.
Кроме ветровых в озерах образуются стоячие волны, или сейши, рис. 50. Они возникают при быстром изменении атмосферного давления, ударе ветра или сильном ливне над частью озера. При этом у одного берега уровень понижается, у другого – повышается. Такие колебания, подобные движению маятника, продолжаются некоторое время и после прекращения.действия их источника. Сейши бывают с одним узлом и двумя лучностями у противоположных берегов озера, а также с двумя узлами и тремя пучностями: одна – на середине и две – у берегов. Колебания уровня при сейшах достигают 2–2,5 м (Эйр, Аральское море, Балхаш и др.).
 |
Другая форма движения воды в озерах – течения. Их вызывает ветер (ветровые течения) или горизонтальная составляющая сила тяжести (градиентные течения), появляющаяся в том случае, если водная поверхность имеет наклон. На скорость и направление течений существенное влияние оказывают размеры и очертания котловины.
В крупных озерах наибольшее значение имеют ветровые течения. Они возникают в результате трения ветрового потока о [поверхность воды. Влияют также глубина и близость берега. Скорость течений не превышает 30–70 см/с (Онежское, Байкал). Кроме того, наблюдаются плотностные течения, связанные с градиентами плотности. В озерах создается сложная совокупность всех видов течений. Нередко они становятся круговыми, направленными вдоль берегов (Аральское море, Балхаш).
Водохранилища – водоемы, образующиеся в результате накопления воды перед искусственно созданной на реке плотинной, называются водохранилищами (табл. 10). В зависимости от условий возникновения они могут иметь черты сходства с озером или рекой. С рекой – по поступательному характеру движения воды, с озером – по замедленному водообмену.
В котловинах водохранилищ выделяются три характерные части: нижняя (озерная) – самая глубокая. Течение воды слабое, меняющееся с изменением направления ветра, характерно интенсивное разрушение берегов в связи со сбросом вод через плотину; средняя (озерно-речная) глубоководная только при высоком стоянии воды. Здесь дно подвержено влиянию волнения ипостепенно выравнивается. Берега размываются менее интенсивно, чем в нижней части; верхняя (речная) часть имеет большие глубины только в русле, где преобладает продольное течение. В этой части водохранилища берега разрушаются слабо.
По характеру водного режима водохранилища, как и озера, относятся к водоемам замедленного стока. Его формирование происходит также под воздействием человека. Наблюдается ряд специфических особенностей водохранилищ. Одна из них – переработка берегов ветровыми течениями, скорость которых и высота волн того же порядка, что и на крупных озерах.
Сизменением уровня меняется также и объем водохранилища (например, у Красноярского –до 40%). Колебания уровня достигают больших размеров. Это связано прежде всего с искусственным регулированием стока. При понижении уровня у многих водохранилищ, особенно в верхней части, возникает осушенная зона. В мелководных водоемах ветер вызывает волнение и перемешивание воды. При этом выравниваются температура и распределение кислорода.
В начальной стадии существования водохранилища может происходить некоторое увеличение количества солей за счет вымывания их из почвенного покрова затопленной территории. В последующие периоды минерализация зависит от баланса солей и баланса воды. Наблюдается тенденция к увеличению солености, что связано с режимом регулирования и загрязнением сточными водами.
В результате уменьшения скорости течения, вызванного подпором, дно покрывается наносами, приносимыми рекой, а также продуктами разрушения берегов и остатками организмов. При благоприятных условиях такой процесс заиливания может происходить очень быстро. Например, заиливание водохранилища Мак-Милан на р. Пекос (Мексика) на протяжении 39 лет наблюдений составило 55% объема водохранилища (за 1 год в среднем достигает 1,42%).
Бороться с заиливанием можно путем уменьшения эрозии и твердого стока в бассейнах, предотвращения отложений наносов и сброса их через специальные водоспуски. Водохранилища имеют большое значение. Они регулируют речной сток. Накопленная в них вода используется для получения электроэнергии, орошения, обводнения и водоснабжения. Они служат удобными водными путями, судоходными в течение всего года.
Болота
К болотам принято относить избыточно увлажненные участки местности, имеющие слой вязкого грунта (торфа, ила) более 30 см и покрытые влаголюбивой растительностью. При меньшей толщине торфа (ила) увлажненные участки местности называются заболоченными землями. По местоположению и характеру питания болота делят на три типа: низинные, верховые и переходные.
Низинные (травяные) болота, рис. 8 располагаются в понижениях – поймах и дельтах рек, на берегах морей, в котловинах озер и т. д. Для них типична плоская или вогнутая поверхность, покрытая зелеными (гипновыми) мхами, осокой, камышом, тростником и другими влаголюбивыми растениями. Низинные болота питаются главным образом грунтовыми и полыми водами. Такие болота обычно сильно увлажнены и поэтому непроходимы или труднопроходимы для машин на колесном и гусеничном ходу. Отдельные возвышенные участки болот проходимы для пешеходов. Летом, в сухое время года, проходимость низинных болот несколько улучшается и допускает движение гусеничных машин по отдельным направлениям.
Верховые (моховые) болота располагаются обычно на водоразделах, они образуются в понижениях за счет заболачивания суходолов. Грунтовые воды здесь залегают глубоко, и поэтому основное питание верховых болот осуществляется за счет атмосферных осадков.
Хорошо развитый моховой покров болот удерживает в себе большое количество влаги. Типичные верховые болота–это сплошные заросли белого (сфагнового) мха, поверхность болот выпуклая, возвышающаяся над окраинами на 5 м и более. Летом верховые болота частично просыхают и становятся доступными для пешеходов и гусеничного транспорта. Верховые болота бывают как открытыми, так и частично залесенными. На последних встречаются карликовые поросли сосны и других деревьев (ольхи, осины, ивы).
Переходные болота формируются на низинах в процессе их развития и по своему внешнему виду и проходимости занимают промежуточное положение между низинными и верховыми болотами.
Подземные воды
Вода, просачивающаяся в верхние слои земной коры, образует подземные воды суши, или подземную гидросферу. Глубина скопления капельно-жидкой воды в коре не превосходит 10 км. Нижняя граница определяется температурой и давлением в земной коре.
С древних времен люди пытались выяснить происхождение подземных вод. Платон (IV–III в. до н. э.) считал источником их воду морей и океанов, Аристотель (IV в. до н. э.) связывал их образование со сгущением холодного воздуха. Существует несколько теорий, объясняющих механизм появления подземных вод.
Инфильтрационная теория объясняет это явление просачиванием поверхностных вод по порам горных пород.
Конденсационная теория происхождение подземных вод объясняет конденсацией водяных паров воздуха при проникновении его в грунт. В песчаных пустынях она достигает значительных размеров.
В теории Э. Зюсса образование подземных вод связывается с поступлением водяных паров непосредственно из магмы при ее остывании. Такие воды называют ювенильными. Они не участвуют в круговороте воды на Земле.
В настоящее время признано, что подземные воды могут образовываться в результате всех указанных явлений (в том числе и смешанным путем).
Виды подземных вод. В природе можно обнаружить различные формы существования подземных вод, рис. 52.
Химически связанная вода входит в состав минералов, например, гипс содержит 20,3%, мирабилит – 55%.
Гигроскопическая вода обволакивает частицы грунта и прочно удерживается на них. Она недоступна для растений и может передвигаться, только переходя в пар. Породы, содержащие гигроскопическую воду, кажутся сухими.
Пленочная вода располагается на частицах грунта в виде пленки и удерживается силами молекулярного притяжения. Она находится в жидком состоянии, может медленно передвигаться по поверхности частиц грунта в сторону менее тонких пленок и труднодоступна для растений.
Капиллярная вода находится в жидком состоянии и занимает капилляры в почвах и грунтах. Она малоподвижна и труднодоступна для растений. При увеличении содержания она переходит в капиллярное состояние, в котором легко усваивается растениями.
Гравитационная вода просачивается через грунт и циркулирует в каналах, трещинах и пустотах под действием силы тяжести. Растениями используется свободно.
Парообразная вода занимает поры, свободные от жидкой воды. Образуется как в результате проникновения атмосферной влаги, так и за счет испарения. Ее движение происходит в результате теплового расширения воздуха, в составе.которого находится. Эта форма воды для растений недоступна.
В верхнем слое земной коры подземные воды преимущественно пресные, атмосферного происхождения. Здесь осуществляется интенсивный водообмен. Выделяют слой аэрации и слой насыщения.
Слой аэрации, включающий почву и верхнюю часть грунта, располагается между атмосферой и подземной гидросферой. Его мощность колеблется от 2 до 30 м. Характерной особенностью слоя аэрации является вертикальное движение в нем влаги. Отмечается также временное скопление поверхностных вод, называемых верховодкой. Она обычно залегает на небольшой глубине и располагается над верхним водоупорным горизонтом или мерзлым грунтом. Эти воды подвержены резким колебаниям в зависимости от погодных условий. В сухое время года верховодка может исчезать в результате просачивания или испарения.
Слой насыщения расположен глубже слоя аэрации. Его первый постоянный водоносный горизонт называют грунтовыми водами. Они не имеют напора. Химический состав и степень минерализации их зависят не только от горных пород водоносного пласта и климатических условий, но и характера почвенно-растительного покрова.
Установлено, что грунтовые воды подчиняются географической зональности. Так, в зонах избыточного увлажнения тундры и влажных тропических лесов они ультрапресные и близко расположены к поверхности; во влажных областях лесной зоны умеренных широт – пресные; в пределах лесостепи, с