Влияние водохранилищ на реки и окружающую природу.

Влияние водохранилищ на речной сток: 1) уменьшение расходов воды в многоводные фазы и увеличение их в маловодные; 2) уменьшение годового водного стока, особенно существенное в засушливых районах, вследствие увеличения испарения с поверхности водохранилищ по сравнению с испарением с суши; 3) уменьшение мутности реки и увеличение в связи с этим русловой эрозии в нижнем бьефе водохранилища;4) ослабление перемешивания воды в водохранилище по сравнению с рекой и возникновение стратификации в водной толще по температуре, содержанию газов и другим характеристикам; 5) понижение температуры воды в теплую часть года и ее повышение в позднеосенний и зимний периоды; 6) возникновение полыньи в нижнем бьефе, способствующее образованию шуги; 7) более сильное разбавление сточных вод в водохранилище, по сравнению с рекой в меженый период, в тоже время уменьшение самоочищающей способности вследствие ослабления перемешивания вод и уменьшения их контакта с дном и берегами; 8) «цветение воды», т.е. интенсивное развитие планктона в водохранилищах с последующим его разложением после отмирания и возникновением дефицита кислорода; 9) неблагоприятный газовый режим в водохранилище в первые годы его существования при плохой подготовке затопляемой территории; 10) затруднение или полная невозможность естественной миграции рыб по речной системе из-за сооружения плотин.

Влияние водохранилищ на окружающую среду:

1) затопление земель, часто наиболее плодородных, 2) подтопление прилегающей территории, т.е. повышение уровня грунтовых вод, влекущее за собой заболачивание земель, гибель леса, появление воды в подвалах хозяйственных и жилых зданий; 3) потеря сельскохозяйственных угодий и разрушение зданий в результате разрушения берегов водохранилищ; 4) увеличение туманов в осеннее время, а в нижних бьефах и зимой при наличии значительной по площади полыньи.

ГИДРОЛОГИЯ БОЛОТ.

Болото – избыточно увлажненный с застойным режимом участок земли, на котором происходит накопление органического вещества в виде неразложившихся остатков растительности. В более узком смысле понятие болота связывают с наличием слоя торфа толщиной >30см и специфической растительностью.

Болота возникают большей частью путем заболачивания суши, а также путем зарастания озер (Рис.17).

Рис.17 Схема зарастания мелководных озер.

1 — осоковый торф, 2 — тростниковый и камышовый торф,

3 — сапропелевый торф, 4 — сапропелит.

Виды заболачивания суши: затопление и подтопление территории. Затопление может быть вызвано: 1) преобладанием осадков над испарением при отсутствии достаточного дренажа, 2) поступлением поверхностных вод в понижения рельефа. Подтопление связано с повышением уровня грунтовых вод искусственными мероприятиями.

Болота на земном шаре занимают около 2% суши, а в некоторых районах, например в северной половине Западной Сибири – до 50-60% территории. Значительное распространение болот на северо-западе РФ, в Полесье (Украина, Белоруссия) и в ряде других районов.

Торфяные болота делятся на три типа.

Низинные болота – образуются в понижения рельефа, обычно приурочены к речным долинам и озерным котловинам, имеют плоскую или вогнутую поверхность, питаются поверхностными и грунтовыми водами с достаточным содержанием биогенных веществ. Слой торфа небольшой. Характерная растительность – ольха, береза, иногда ель, осоки, тростник, рогоз, зеленые мхи.

Верховые болота – образуются на водораздельных пространствах, а также в результате эволюции низинных болот, имеют выпуклую поверхность, питаются атмосферными осадками с малым содержанием биогенных веществ. Отличаются мощным слоем торфа. Растительность – сфагновые мхи, пушица, вереск, сосна.

Переходные болота занимают промежуточное положение между низинными и верховыми (рис.18)

Рис.18 Схема верхового (о) и низинного (б) торфяных болот:

микроландшафты: 1 - осоковые, осоково-тростниковые, осоково-гипновые;

2 - сфагново-осоковые; 3 - сфагново-пушицевые; 4 - ольшаники;

5 - сосново-сфагновые; 6 - залежь сфагнового торфа:

7 - залежь тростникового и осокового торфа; 8 - минеральный грунт.

Вся толща торфа называется торфяной залежью. Ее мощность до 20м. В залежи выделяют инертный и деятельный слои.

Инертный слой составляет основную часть залежи, водонепроницаем, насыщен водой, доступа кислорода практически нет, водообмен с вышележащими слоями очень слабый.

Деятельный слой толщиной 0,4-1 м находится над инертным, имеет некоторый водообмен с атмосферой и прилегающей к болоту территорией, более высокую водопроницаемость и водоотдачу; в течение некоторого времени оказывается выше уровня грунтовых вод и тогда в поры торфа поступает кислород, который вместе с аэробными бактериями обуславливает частичное разложение отмирающих растений; в верхней части слоя развивается живой растительный покров (рис.19)

Элементы рельефа болота: гряды – вытянутые в длину повышенные участки болота, мочажины – сильно обводненные понижения между грядами, бугры – повышения до нескольких метров, связанные с морозным выпучиванием, кочки – небольшие повышения, вызванные неравномерным распределением растительного покрова.

Рис.19 Схема слоистого строения торфяной залежи

(а) деятельного и инертного слоев (б) верхового болота:

1 - минеральное дно; 2 - сапропель; 3 - тростниковый торф;

4 - хвощевой торф; 5 - осоковый торф, 6 - лесной торф; 7 -гипновый торф; 8шейхцериево-сфагновый торф; 9 - пушицево-сфагновый торф;

10 -сфагновый торф с пнями сосны; 11 - поверхность болота;

12 - уровень грунтовых вод; 13 - нижний горизонт деятельного слоя;

14 - инертный слой

Гидрографическая сеть в пределах болот включает озера до 10 км² и глубиной до 10м, мелкие озерки, речки и ручьи с торфяными берегами, топи, т.е. сильно переувлажненные участки с разжиженной торфяной залежью.

Вследствие повышенного испарения болота уменьшают среднюю величину стока и тем больше, чем засушливее климат. С другой стороны снижение уровня грунтовых вод при осушении болот может привести к пересыханию малых рек. На более крупных реках с большей глубиной вреза уменьшения меженного стока обычно не происходит.

Отличие водного баланса болота от озера:

1) для верховых болот поверхностный и подземный приток равен нулю;

2) в расходной части роль испарения в большинстве случаев больше, чем для озер.

ГИДРОЛОГИЯ ЛЕДНИКОВ

Ледники – движущиеся скопления фирна и льда на поверхности суши, образовавшиеся в результате преобразования твердых атмосферных осадков. Способность ледника перемещаться (течь) под влиянием силы тяжести обусловлено пластичностьюльда.

Условие образования ледников – превышение накопления снега над его таянием и испарением.

Таблица 11 Высота снеговой линии на различных широтах

Область	Широта, град.	Высота снего­вой линии, м
Земля Франца-Иосифа, арх. Шпицберген, арх. Исландия, о-в Пиренеи Альпы Кавказ Гималаи Африка Аргентина	64-67 42-43 46-47 40-44 27-34 0-3	50-100 600-1300 2600-2900 2700-2900 2700-3800 4900-6000 4400-5200

Граница между территорией, покрытой снегом и свободной от него, называется снеговой линией. Ее среднее положение – климатическая снеговая линия– определяется температурными условиями и количеством твердых осадков. Высота климатической снеговой линии над уровнем моря: в Антарктиде 0 м, на Земле Франца-Иосифа – 50-100 м, на Кавказе – 2700-3800 м, в экваториальной области – 4500-5200 м, в тропиках – > 6000 м. (табл.11)

Выделяют два основных типа ледников – покровные и горные. Покровные ледникизанимают сплошным покровом обширные площади на материках и крупных островах. Их продолжение в море – шельфовые ледники. Отрывающиеся от них ледяные поля или отдельные глыбы образуют айсберги. На долю покровных ледников приходится подавляющая часть земного оледенения. 97% площади покровного оледенения приходится на Антарктиду и Гренландию.

Образование горных ледников связано с горными поднятиями. Среди них выделяют ледники вершин; ледники склонов, занимающие отдельные впадины, кары; долинные ледники, располагающиеся в горных долинах, часто имеющие сложную форму. К последней группе относятся самый крупный горный ледник Беринга на Аляске (длина 170 км), а также ледники Федченко на Памире (77км), Южный Иныльчек на Тянь–Шане (60км). Отдельные горные ледники, соединяясь, образуют ледниковые системы. Горные поднятия с наибольшей площадью оледенения (в тыс. км²): Гималаи (33), Тянь–Шань (17,9), Каракорум (16,3), Береговые хребты Кордильер Сев. Америки (15,4).

Виды льда в леднике:

Фирн – конгломерат бесформенных зерен льда размером 0,5-5 мм. Образуется в результате уплотнения и изменения кристаллической структуры (рекристаллизация) снега. Плотность ρ = 450-800 кг/м³.

Глетчерный лед – результат рекристаллизации фирна при высоком давлении от вышележащих слоев фирна и снега; плотность 800-925 кг/м³.

Лед, образующийся путем замерзания талых и дождевых вод, просочившихся в толщу фирна, называется инфильтрационным, а на поверхности ледника – конжеляционным,или наложенным.

В процессе формирования льда играет роль явление режеляции – плавление льда под влиянием большого давления при температуре, близкой к 0˚, и заполнение водой пор и трещин. При последующем замерзании происходит спаивание отдельных ледяных кристаллов, кусков льда и замерзших внутриледниковых водных потоков.

Площадь ледника, где происходит накопление массы ледника, называется областью питания. Избыток льда под влиянием силы тяжести и градиентов давления смещается в область, где расход льда на таяние и испарение превышает его накопление. Это область абляции; у горных ледников ее часто называют языкомледника.

На перегибах ложа ледника образуются трещины, иногда ледопады. В теле крупных ледников обычно имеется система взаимосвязанных полостей, частично или целиком заполненных водой.

На поверхности и в толще ледника или в близи его краев часто встречаются скопления обломочного материала – морена. Она подразделяется на влекомую, которая находится в процессе перемещения ее ледником, и отложенную, т.е. ранеее принесенную ледником. Среди влекомых морен выделяют поверхностную(боковую и срединную), внутреннюю и придонную, а среди отложенной морены – береговую и конечную (рис.19).

Рис.19 Схема поперечного строения горного ледника.

Влекомые морены:

А - придонная; Б - внутренняя; В - срединная; Г - боковая

Режим и баланс ледника

Уравнение баланса для твердой фазы горного ледника:

где X_тв – твердые осадки, Y_змрз – замерзание талых (повторное) и дождевых вод (образование инфильтрационного и конжеляционного льда), Y_мет и Y_лав – поступление на площадь ледника снега в результате его переноса ветром (метелевый перенос) и в виде лавин, Y_тал – таяние льда, Z_л – испарение льда (возгонка), – изменение массы льда. Основной элемент в приходной части баланса – X_тв, в расходной Y_тал. Для малых ледников главным элементом прихода может оказаться Y_мет.

Уравнение баланса для жидкой фазы ледника:

X_ж + Y_тал + Z_конд = Y_ст + Z_л + Z_в ,

где X_ж – жидкие осадки на площадь ледника, Y_ст – сток воды за пределы ледника, Z_в и Z_конд – соответственно испарение воды и конденсация, – изменение запаса жидкой воды в теле ледника.

Суммируя оба вышеприведенных уравнения, получим общее уравнение массы ледника:

X+ Y_мет+ Y_лав+ Z_субл+ Z_конд= Y_ст+ Z_л+Z_в ,

где X = X_тв+ X_ж , – изменение общей массы ледника.

Для покровных ледников, омываемых морями, основной вид расхода льда (до 80%) – образование айсбергов.

Под режимом ледника понимают характер изменения его объема (массы) и формы, проявляющийся в наступании и отступании ледника. Эти колебания имеют различную продолжительность геологического, векового, многолетнего, внутригодового масштабов. Наступание ледников наблюдается обычно в холодные и влажные климатические периоды, отступание – в теплые и сухие. Во внутригодовом разрезе это соответственно зима и лето.

Движение ледника – перемещение (всегда в одном направлении) самих масс льда. Движение ламинарное. Скорость его (v_л) определяется формулой: v_л = k∙h²_л∙I_л, где h_л – мощность (толщина) ледника, I_л – уклон поверхности ледника. Для большинства горных ледников и центральной части покровных ледников v_л = 100-200м/год, в краевых частях покровных ледников v_л может достигать 10-20км/год и более.

Доля ледникового питания в речном стоке тем больше, чем больше оледенение бассейна:

оледенение бассейна (%)
доля ледникового питания реки

Влияние ледников на водный режим рек:

– многолетнее регулирование стока – в жаркие засушливые годы снижение осадков компенсируется повышенным ледниковым питанием и наоборот;

– сезонное перераспределение стока – перемещение половодья с весеннего сезона на летний;

– возникновение внутрисуточных колебаний стока (на участках рек вблизи ледников).