Лекція №3 Долина та русло ріки Формування долини

Сучасні річкові долини формувалися в тектонічних пониженнях або заглибленнях, які пропахались льодовиками. На протязі десятків тисяч років водний потік змінював долину, повздовжній профіль та планові окреслення.

Якщо на протязі довгого часу не відбувається скорих зміщень поверхні землі або базису ерозії (рівня, лімітуючого заглиблення русла), то річка набуває нормального ерозійного циклу. Розміри долини та русла кожної ріки знаходяться у тісному зв’язку з величиною її стоку та гідрологічним режимом.

На ранній стадії ріка інтенсивно розмиває річище і виносить всі наноси, які утворюються при цьому. Русло ріки постійно заглиблюється, долина набуває крутих схилів, а дно її заповнено водою. Там, де потік зустрічає більш тверді породи, утворюються пороги та водоспади. Повздовжній профіль ще не вироблений.

В плані річкова долина характеризується різкими поворотами, які обумовлені первинним рельєфом місцевості та різною піддатливістю грунту до розмивання. Але вже на цій стадії розвитку, на ділянках з малими нахилами та невеликою швидкістю течії, можуть відкладатися наноси і утворюватись алювіальна заплава. Це відбувається попереду виходу порід, що важко розмиваються, створюючи підпор потоку.

В подальшому, з врізанням потоку в гірські породи, повздовжній профіль вирівнюється, але все ще залишається різнорідним. На ділянках з пониженими нахилами посилюється бічна ерозія. Русло розширюється, і окреслення його в плані стають більш плавними, утворюються заплава і осередки.

Поступово річка сягне виробити плавно-увігнутий профіль, при якому потік здатен лише переносити поступаючи зверху наноси, але глибинна ерозія припиняється. На цій стадії річище ріки звивисте і часто розбите на рукави. Наступає стадія старіння ріки.

Формування заплави пов’язано з внутрішньорічним коливанням водності ріки – з проходженням повені і паводків, які несуть велику кількість наносів. Під час високої водності наноси відкладаються в розширених місцях долини, утворюючи побічні. Меженний потік не спроможний їх повністю зруйнувати і прокладає собі шлях серед наносів. В гірських районах зростанню побічнів сприяють виноси приток селевого типу.

Звичайний цикл розвитку долини може порушуватись внаслідок пониження або підвищення базису ерозії, або вертикальних зміщень витоку ріки. При пониженні базису ерозії внаслідок рухів ділянок суходолу або пониженні рівня моря нахил на нижній ділянці збільшується, ріка омолоджується і знову починає заглиблювати своє річище.

Утворення терас в алювіальних відкладах можна уявити собі наступним чином. Першочергово русло знаходилося біля лівого схилу. Внаслідок (блукання) по дну долини та заглиблення воно зміщується до протилежного схилу і опиняється на більш низькому рівні. В подальшому цей процес продовжується і русло займає серединне положення. Ділянки попередніх заплав, які залишилися не розмитими, з одного і з другого схилу перетворюються в тераси.

Природній розвиток річкової долини може порушуватись внаслідок втручання людини (будівництво греблі, пониження рівня внутрішніх водоймищ і т.ін.), і зміни характеру руслових процесів.

Типи річкових долин

За походженням розрізняють наступні типи долин: тектонічні, ерозійні та льодовикові. Однак у чистому вигляді долин одного походження не існує, і в формуванні будь-якої долини велике значення має ерозійний фактор. З іншого боку, первинна форма долин завжди має тектонічне походження.

За характером поперечного профілю розрізняють наступні п’ять типів долин:

щілини – глибокі і вузькі долини з уривчастими, іноді нависаючими схилами; ширина їх по дну майже дорівнює ширині русла. Зустрічаються в горах серед скельних порід, які важко руйнуються;

каньйони – глибокі долини з дуже крутими схилами і порівняно вузьким дном. Формуються в посушливих кліматах та в грунтах, що легко розмиваються. Слабка розробленість схилів пояснюється слабким розвитком схилового стоку на даній ділянці ріки. Зустрічаються в передгір’ях;

ущелини – глибокі гірські долини зі скельними крутими, звичайно вигнутими схилами. Зустрічаються у всіх гірських районах;

трапецевидні – широкі долини з прямими або опуклими пологими схилами. Це найбільш розповсюджена форма долин в рівнинних умовах. Різновидністю цього типу є так звана ящикоподібна долина з широким, плоским дном та крутими схилами;

коритоподібні – широкі долини з ввігнутими схилами, які стають пологими до тальвегу, з широким дном. Характерні для гірської місцевості, де вони утворюються за участю льодовиків (троги).

Звичайно на невеликих ріках зустрічаються долини з неявно вираженими поперечними профілями. Докучаєв писав, що на Україні багато малих рік, в яких “в сущности нет своего русла и определенных берегов, нет собственного дома, - они воспользовались и до сих пор довольствуются теми, уже готовыми, блюдцами, ложбинами и западинами, которые остались после ледника, и только больше заболотили их…”.

Поперечний профіль долини

В зрілій річковій долині, яка сформувалась в грунтах, що легко розмиваються, розрізняють наступні головні елементи: дно або ложе долини займає її нижню частину, заплаву, русло та схили долини, на яких розташовані тераси. Русло і заплава є частинами дна долини.

Руслом називається найнижча частина долини, яка постійно зайнята водним потоком. Розрізняють наступні елементи русла: дно, береги, бровки та відкоси берегів. На ділянках з невеликими нахилами русло іноді розбивається на рукави, розділені осередками і островами. Частіше це спостерігається в низов’ях ріки, але може мати місце і в середній течії, в тому числі і на гірських річках там, де потік з тіснин попадає в широку долину. Багато гірських рік в їх сучасному стані являють собою чергування розширень та звужень.

Заплава – частина долини, яка щорічно в повінь або в паводок заливається водою. Може бути розташована як по обох схилах, так і на одному з них, іноді взагалі відсутня. На заплаві може простежуватись вал, який поділяє її на дві частини: “низьку” та “високу” заплави. Остання затоплюється лише в найбільш багатоводні роки. На рівнинних ріках заплава може сягати від 0,5 км (наприклад, верхня Волга) до 3-8 км (середня Волга), до 30-60 км (нижня Волга).

Заплава може мати рівну, або хвилясту поверхню, покриту луками, чагарниками, лісом. Вона буває сухою або заболоченою. Поблизу русла на заплаві утворюється прирусловий вал.

Тераси за походженням поділяються на ерозійні, вироблені в корінних породах та акумулятивні, утворені потоком в товщі власних відкладів. Останні зустрічаються частіше. Можуть бути тераси і мішаного походження. Наприклад, на лівому схилі р. Дніпро знайдено 6 терас в інтервалі висоти більше 100 м, ширина їх досягає десятків кілометрів. Тераси мають наступні морфологічні елементи: поверхня тераси; уступ – крутий схил в бік ріки; бровка тераси; підошва уступу у його основи; тиловий шов – лінія приєднання зі схилом долини або уступом вище розташованої тераси.

Лінія приєднання схилу до дна долини називається підошвою схилу, а лінія по якій схил приєднується до місцевості (корінного берега) – його бровкою.

Гідрологічна роль долин

Долина впливає на режим ріки. Під час повені велика кількість води тимчасово утримується на заплаві і стікає з затримкою. Як наслідок цього підйом повені уповільнюється, а спад розтягується. В цілому повінь стає більш тривалою і менш високою. Ця регулююча дія долини тим більше, чим ширша заплава. Крім того, деяка кількість води накопичується в товщі алювію і поступає в русло лише після того , як потік ввійде в меженне русло. Завдяки цьому спад повені ще більше розтягується.

По схилах долин часто є виходи підземних вод. При високих рівнях води в ріці приток підземних вод уповільнюється або припиняється взагалі, а іноді має місце інфільтрація води з ріки в береги. На спаді повені вода навпаки поступає в русло, причому притік її підсилюється по мірі зниження рівня води в річці. Цей процес також оказує регулюючу дію на русловий стік.

Звивистість річкового русла

Розрізняють два види звивистості:

а) орографічна, яка обумовлена рельєфом місцевості і різною твердістю порід, що складають береги долини;

б) ерозійна звивистість, яка є наслідком ерозійної діяльності самого потоку.

Формування звивистості другого роду називається меандруванням, а самі звиви – меандрами.

Меандри є рухливими утвореннями, які змінюють свою форму і переміщуються в просторі. Якщо в первинно прямому руслі, яке складене легкорухомим матеріалом, з’явився хоча би невеличкий згин, він буде в подальшому збільшуватись і перетвориться в звивину.

Першочергово русло приймає синусоїдальні окреслення в плані зі порівняно плавними поворотами. В подальшому кривизна поворотів збільшується, і синусоїда повільно перетворюється в ряд півкіл. Останні, по мірі розмиву берегів трансформуються у форму петель. Всі ці трансформації супроводжуються збільшенням довжини русла, тобто зменшенням нахилу. Але під час повені, коли рівень води підвищується і швидкість різко зростає, потік може розмити вузький перешийок між частинами русла, що наблизились, і тоді відбувається спрямлення русла. Відторгнута звивина часто уособлюється і перетворюється в старицю.

В зв’язку з звивистістю русла закономірно змінюється по довжині ріки і глибина. Більш глибокі місця, які називаються плесами, розташовані в місцях найбільшої кривизни русла. А більш мілкі – перекати – на прямолінійних ділянках між плесами.

З інших руслових утворень можна назвати осередки і острови, які поділяють русло на рукави і протоки. Осередками називаються рухомі підвищення дна, відокремлені від берегів водою, які періодично затоплюються. Більш стабільні високі осередки, закріплені рослинністю, а також відокремлені частини заплави називаються островами. Рукавом називається частина русла, відокремлена островом. Порівняно короткі і мілкі відгалуження русла, відокремлені осередками, називаються протоками.

Морфометричні характеристики русла

Для визначення витрати води, кількості наносів та інших гідрологічних величин необхідно знати морфометричні характеристики русла на даній ділянці. Головним матеріалом для цих цілей є поперечні профілі і план ділянки русла в ізобатах або горизонталях. Ізобатами називаються лінії рівних глибин, відрахованих від поверхні води.

Водним перерізом ріки називається січення потоку в площині, яка перпендикулярна його динамічній осі. За наявністю льодового покриву, площа водного перерізу визначається за вирахуванням площі зануреного льоду. В водному перерізі, особливо біля берегів, можуть бути ділянки, де течії води немає. Такі ділянки називаються мертвим простором. При визначенні витрати води вони вираховуються з загальної площі водного перерізу. Решта частини водного перерізу називається живим перерізом русла. Живий переріз характеризується рядом морфометричних елементів.

Ширина живого перерізу – це відстань по прямій між урізами води лівого і правого берегів у випадку співпадіння площ водного і живого перерізів. При наявності мертвого простору ширина живого перерізу – відстань між границями мертвих просторів по поверхні води.

Ширина живого перерізу змінюється з наповненням русла. Тому її звичайно виражають у вигляді функції від рівня води:

В = f₁ (H), м (3.1)

Площа живого перерізу – це площа водного перерізу за вирахуванням сумарної площі мертвих просторів. Вона також задається як функція від рівня води:

 = f₂ (H), м² (3.2)

Середня глибина живого перерізу – результат від поділу площі живого перерізу на його ширину:

h_ср =  /В, м (3.3)

Змочений периметр  - довжина лінії по якій вода доторкається до нерухомих твердих границь потоку. З зростанням  збільшується опір, який оказує русло потоку.

Гідравлічний радіус – це відношення площі живого перерізу до змоченого периметра:

R =  / , м (3.4)

Для рівнинних рік ширина русла та змоченого периметра мало відрізняються один від одного. Тому в розрахунках середньої швидкості течії води замість гідравлічного радіуса часто використовують середню глибину. Для гірських рік цього робити неможна, тому що русла їх неширокі і змочений периметр суттєво перевищує ширину русла.

Нерівності поверхні дна та берегів русла збільшують його опір руху потоку. В якості статистичної характеристики нерівностей дна приймається середня висота виступів  над середньою плавною лінією дна. Ця величина називається абсолютною шорсткістю.

З зростанням глибини потоку вплив виступів на швидкість течії зменшується. Тому для характеристики шорсткості іноді використовують відношення абсолютної шорсткості до середньої глибини потоку на даній ділянці русла, яке називається відносною шорсткістю:

 =  / h_ср (3.5)

Як абсолютна, так і відносна шорсткість змінюється по ширині і по довжині ріки в зв’язку з зміною глибин і крупності часток донних відкладів. На заплаві шорсткість зростає також під впливом трав’яного покриву, чагарників, будівель.

Повздовжній профіль ріки

Повздовжнім профілем ріки називається графік, що характеризує зміну відміток дна русла або водної поверхні по довжині ріки. На горизонтальній вісі його відкладають відстань по довжині ріки, а на вертикальній – абсолютні або умовні відмітки дна або рівня води. Відрахування відстані ведеться від гирла як найбільш стабільної точки. Масштаби приймаються різні: більш крупний для висот, більш дрібний для горизонтальних відстаней. Повздовжній профіль таким чином характеризує зміну падіння і нахилу по довжині ріки.

Падінням називається різниця висот двох яких-небудь точок дна або водної поверхні (Н₁-Н₂). Частка від ділення величини падіння на відстань між точками, що розглядаються, називається повздовжнім геометричним нахилом:

І = (Н₁-Н₂) / l (3.6)

Висоти та відстані для розрахунку беруть в одних і тих самих лінійних одиницях, наприклад, в метрах. Отже, нахил є безрозмірною величиною. Звичайно він виражається десятковим дробом або в проміле (тисячна частка). Іноді нахил виражається в метрах на кілометр довжини. Наприклад, при падінні 0.1 м на 1 км нахил дорівнює 0.0001 або 0.1‰.

Ріки внаслідок багатовікової ерозійної діяльності поступово змінюють свій профіль, прагнучи надати йому такі окреслення, при яких опір руху води стає найменшим. При цьому велике значення відіграє базис ерозії.

Розрізняють загальний або головний базис ерозії і місцеві базиси ерозії. Загальним базисом ерозії є рівень моря або озера, куди впадає головна ріка системи. Місцевим базисом ерозії для даної ріки служить рівень води тої ріки, куди вона впадає, або вихід на поверхню важкорозмиваємих порід, які утворюють водоспади і пороги.

Поріг – це коротка ділянка ріки з відносно великим падінням рівня води і підвищеною швидкістю течії. Пороги можуть утворюватись не тільки в місцях виходу скельних гірських порід, але і в результаті накопичення в руслі крупного валунового матеріалу. Особливо багато порогів на гірських річках, але вони зустрічаються і на великих рівнинних ріках (наприклад, відомі Дніпровські пороги). Ділянка, на якій підвищення швидкості спостерігається на значній відстані, називається стрімниною або порожистою ділянкою. На Дніпрі ця ділянка до побудови Дніпрогесу мала довжину більше 90 км.

Місце, де вода падає з вертикального уступу дна, називають водоспадами. Нижче водоспаду під дією спадаючої води утворюється заглиблення “ерозійний котел”. Нижче Дніпровських порогів глибина “котла” досягала 15 м. Уступи, з яких падає вода, поступово зміщуються вверх по течії.

Серед великого різноманіття повздовжніх профілів можна виділити декілька характерних типів:

3. плавноувігнутий, який характеризується зменшенням нахилу від витоку до гирла;

3. прямолінійний, який відрізняється однаковими нахилами на всьому протязі ріки;

3. опуклий, для якого характерні понижені нахили у верхів’ї і підвищені у нижній течії;

3. східчастий з різкими змінами нахилів по довжині ріки.

Повздовжні профілі більшості рік безперервно змінюються під впливом багатьох факторів. Загальна тенденція змін виражається в тому, що русло ріки з часом прагне зайняти більш низьке положення, а нахили по довжині ріки розподіляються так, щоб не відбувалося намиву або розмиву дна і матеріал, що приноситься притоками, виносився б вниз по течії. Такому стану відповідає плавноувігнутий профіль, який ще називається профілем рівноваги.

Однак зміни профілів не відбуваються монотонно. В деякі періоди ерозія може підсилюватись, в інші – затухати, або змінюватись акумуляцією. Повільні вікові зміни відбуваються під впливом коливання земної кори або зміни рівня моря, внаслідок чого підвищується або понижується базис ерозії.

Профілі, які наближуються до плавноувігнутого, в природі зустрічаються частіше всього. Невироблені східчасті профілі характерні для порівняно молодих рік. Ріки в більш зрілому віці мають більш плавні окреслення профілю, хоча і на них зустрічаються пороги і стрімнини. Головна ріка звичайно володіє меншим середнім нахилом, ніж її притоки.

Лекція № 4 Водний режим рік

Головні характеристики річкового стоку

Ріки е одним з ланцюгів вологообігу, який безперервно здійснюється на Землі. Кількість води в ріках пов’язана з кількістю вологі, яка випаровується з поверхні Світового океану та материків, переміщенням води в атмосфері і на суходолі. Для кількісної оцінки елементів вологообігу, особливо його річкового циклу, застосовують характеристики стоку.

Витрата води є основною характеристикою водності ріки. Вона являє собою кількість води, яка проноситься за одиницю часу через поперечний переріз ріки; позначається Q, виражається в метрах кубічних за секунду (м³/с).

З величиною витрати води пов’язані всі інші елементи режиму ріки: рівень води, швидкість течії, каламутність потоку і т.д. Поміряна гідрометричними приладами витрата води приймається за миттєву. Являє собою добуток площі поперечного перерізу (м²) та швидкості течії води (м/с).

(4.1)

За допомогою методів гідрометрії можуть бути вирахувані середньодобові витрати. Шляхом осереднення щоденних величин за відповідні інтервали часу вираховується середньодекадна, середньомісячна та середньорічна витрата води. Осереднюючи ті або інші значення витрат за багаторіччя, отримують середні багаторічні величини.

Об’єм стоку – це кількість води, яка проноситься в даному розрізі ріки за інтервал часу більший секунди; вимірюється в метрах кубічних (м³), позначається V. Згідно визначенню

(4.2)

де Q – витрата води в м³/с середня за інтервал Т секунд.

В частковому випадку об’єм річного стоку вираховують за формулою:

(4.3)

де Qр – середньорічна витрата води;

31,5 ^. 10⁶ – кількість секунд за рік.

Модуль стоку – кількість води, яка стікає з одиниці площі річкового басейну за одиницю часу. Вимірюється в літрах за секунду з одного квадратного кілометра (л/с ^. км²), позначається М. Між витратою та модулем стоку існує співвідношення:

, (4.4)

де F – площа басейну в км².

Як і витрата води, модуль стоку може бути миттєвим (секундним), середньодобовим, середньодекадним, середньорічним, середньорічним.

За смислом модуль стоку характеризує питому водність ріки. Він дуже зручний при порівнянні різних рік і використовується при картуванні величин стоку.

Шар стоку. При дослідженні водного балансу території величину стоку порівнюють з кількістю атмосферних опадів та випаровуванням, які виражаються в міліметрах шару стоку води. В цьому випадку об’єм стоку також доцільно перевести в шар води, який рівномірно розподілений по площі басейну. Шар стоку позначається у і виражається в (мм).

Між об’ємом стоку, витратою води та шаром стоку існує співвідношення:

(4.5)

Частково, шар річного стоку визначається за формулою:

(4.6)

Якщо відомий середньорічний модуль стоку, то відповідний йому шар стоку, віднесений до всієї площі басейну, розраховується за формулою:

(4.7)

Норма річного стоку досить сильно коливається із року в рік. При цьому виявляється чергування груп відносно маловодних та відносно багатоводних років. Тривалість таких груп різна: від 2-3 до десятків років (виявлені 11-ти річні, 33-х річні цикли водності). Тому для характеристики стоку даної ріки вираховують середню величину річного стоку за досить велику кількість років, причому тривалість ряду приймається такою, щоб кількість маловодних і багатоводних років була однаковою. Отримана величина називається середнім багаторічним річковим стоком або нормою стоку. Величина норми стоку звичайно характеризується середньою багаторічною витратою води або відповідним їй модулем стоку або шаром стоку.

Модульний коефіцієнт являє собою відношення середньої витрати води даного року до середнього багаторічного її значення. Він характеризує, таким чином, рівень водності даного року порівняно із середнім за багато років. Відмітимо, що аналогічним чином можуть вираховуватись модульні коефіцієнти річних опадів та випаровування з річкового басейну.

Коефіцієнт стоку – це відношення висоти шару стоку (у) за який-небудь інтервал часу до кількості опадів (х), які випали на водозбір та обумовили цей стік (може виражатись у відсотках):

(4.8)

Він характеризує частину опадів, які витратились на утворення стоку. Частіше всього вираховується середній багаторічний коефіцієнт річного стоку, але при вирішенні деяких завдань можна розглядати коефіцієнт стоку за інтервали часу менше року.

Фази водного режиму

Закономірні зміни в часі стоку, швидкостей течії, рівнів води і нахилів водної поверхні називають водним режимом ріки. Він залежить від сукупності фізико-географічних факторів, серед яких найважливішу роль відіграють метеорологічні та кліматичні фактори.

У водному режимі рік відзначається закономірне чергування протягом року періодів підвищеної та низької водності, які є наслідками зміни умов живлення рік. Ці періоди називають фазами водного режиму. До них належить повінь (водопілля), паводок і межень. На рівнинних ріках України повінь спостерігається навесні, межень улітку та взимку, а фаза паводків наступає восени. На гірських річках Карпатського регіону чітко виділяється лише період весняного водопілля, паводки спостерігаються в літньо-осінній період, а межень переважно настає в осінньо-зимовий сезон.

Повінь – це повторювана щорічно в один і той же сезон фаза найбільшої водності з високим та тривалим підвищенням рівнів, яка викликана надходженням води від основного джерела живлення (в Україні – таненням снігу).

За походженням повінь поділяють на снігову, снігово-дощову і дощову. За часом настання водопілля можуть бути весняними (танення снігу на рівнинах та невисоких горах); весняно-літніми (танення снігу в горах) та літніми (танення вічних снігів та льодовиків в горах або випадіння мусонних дощів).

За формою гідрографа (графіка коливання щоденних витрат води) весняне та весняно-літнє водопілля найчастіше буває одновершинним, а літнє – багатовершинним, що пов’язано з коливанням температури повітря та зміною інтенсивності випадання дощів.

Кожне водопілля характеризується датою початку підйому та датою кінця спаду повені, датою проходження максимуму та об’ємом водопілля. Тривалість повені може бути від декількох днів на малих річках до 4-5 місяців на великих. За час весняної повені ріки проносять біля половини річного об’єму стоку в північних районах України та 90-100% річного стоку – в південних районах.

Паводок – короткочасна фаза високої водності ріки, яка може багато разів повторюватись в різні сезони року в зв’язку з інтенсивним випадінням дощів або таненням снігу під час відлиг. На відміну від водопіль вони виникають нерегулярно, хоча в кожному конкретному районі настають в один і той же сезон. Наприклад, в Карпатському регіону в літньо-осінній період щороку паводки повторюються 8-14 разів, тривалість стояння високих витрат від однієї до семи діб.

Паводки найчастіше формуються внаслідок випадання дощів і злив, а також сніготанення під час зимових відлиг. За часом настання паводки можуть бути зимовими, літніми та протягом усього року. Осінні паводки відрізняються від тих, що настають в інші сезони тим, що вони менш чітко виражені та менш регулярні.

Гідрограф стоку паводків складний, багатовершинний. Паводок характеризується тими ж елементами, що й водопілля. Паводки поділяються на місцеві (якщо їх сформували дощі, які випали в даному регіоні) та транзитні або верхові, які утворилися від дощів, що випали вище по течії.

Як показують натурні спостереження, швидкість руху гребня паводка по довжині ріки найчастіше більша від середньої швидкості течії (для окремих рік у 1,5-2 рази) і залежить від нахилу, характеру русла й величини витрати води. Паводки на гірських річках рухаються зі швидкістю до 4 м/с і більше, рівнинних до 1-1,5 м/с. Об’єм паводку залежить від кількості опадів, котрі його спричинили, тривалості їх випадіння та втрат води на просочування і випаровування. Висота паводку залежатиме від інтенсивності дощу і морфології русла і заплави.

Велике практичне значення має прогнозування водопіль та паводків. Якщо повінь можна прогнозувати за запасами води в сніговій товщі з достатньою завчасністю (2-3 місяці), то паводки прогнозуються з завчасністю – декілька годин, максимум дві-три доби.

Межень.

Межень звичайно поділяється на літню і зимову. Влітку ріки живляться за рахунок підземних вод і дощових вод (особливо в зоні збиткового зволоження), де підвищена вологість повітря сприяє стіканню. В зв’язку з цим на північних ріках літня межень висока і виражена слабо.

Зимова межень звичайно співпадає з льодоставом. Поверхневий стік малий, ріки живляться за рахунок вод глибоководних підземних горизонтів. В районах, де спостерігаються часті відлиги, гнилі зими (Прибалтика, Прикарпаття) зимова межень є нестійкою і ускладнюється паводками (басейни Дністра, Тиси, Прута, Даугави). Зменшення водності у літню межень відбувається, як правило, скоріше ніж зимою.

Оскільки водність і стік зональні, тому що є елементами географічного ландшафту, межень також зональна. Її зональні риси проявляються як у величинах питомого стоку, так і в тривалості літнього і зимового періодів. Визначена закономірність: там де межень тривала, вона як правило низька (мало стоку), де коротка – вона висока. Найбільш стійка і тривала межень характерна для зони степів, напівпустель і пустель. Дуже маловодні ріки іноді пересихають. Зимова межень, як правило, вище літньої, тому що зменшується витрати на випаровування та під час зими часто спостерігаються відлиги. В зоні збиткового зволоження, там де ріки перемерзають, спостерігається зворотна картина: на цих ріках влітку межень слабо виражена.

В степовій і напівпустельній зонах літньо-осіння межень зливається з зимовою, але річний мінімум стоку інколи припадає на кінець літа, коли найбільш інтенсивне випаровування. Взагалі літній і зимовий стік різко зменшується з півночі на південь, причому особливо різке зменшення спостерігається при переході від степової до напівпустельної зони. В Європейській частині величина мінімального стоку змінюється від 2,5 л/с км² в тундровій і лісовій зонах до 0,7-0,5 л/с км² в степовій зоні і 0,05-0,001 л/с км² в напівпустельній. В гірських районах мінімальний стік сильно змінюється по території внаслідок зміни геологічної будови території і висоти водозборів. Але в цілому спостерігається тенденція збільшення його з підвищенням місцевості. Модулі меженного стоку коливаються в широких межах від 2 до 50 л/с км² і в найбільш зволожених зонах досягають 6-10 л/с км².

Класифікація рік за водним режимом і гідрологічне районування

В1884 році Воєйков публікує працю “Клімати земної кулі”, де зазначає, що ріки є продуктом клімату. Виходячи з цього визначення він поділяє всю земну кулю ділить на 9 областей; всі ріки на класи і вказує район розповсюдження та час настання максимальної водності для кожного району:

3. ріки отримують воду переважно від танення сезонних снігів і льодовиків (дощове і підземне живлення – мізерне) (3 класи);

2) ріки отримують живлення головним чином за рахунок дощів (4 класи);

3) ріки відсутні через посушливість або суворість клімату ( 2 класи).

Подальший розвиток класифікація отримала у роботах Львовича. Він кількісно оцінив частку кожного виду живлення. Якщо джерело живлення дає:

• більше 80% річного стоку – воно вважається виключним;

• 50-80% річного стоку – переважне джерело живлення;

• менше 50% - говорять про мішане живлення з переважанням того чи іншого джерела.

Львович вказав зони розповсюдження кожного типу рік та зазначив сезон, в який спостерігається переважання стоку.

Класифікація Б.Д.Зайкова.

Всю різноманітність режимів рік можна звести до деякого обмеженого числа типів, які мають визначене просторове розповсюдження. Зайков всі ріки поділив на 3 основні групи:

а) ріки з весняною повінню (5 типів);

б) ріки з повінню в теплу частину року (2 типи);

в) ріки з паводковим режимом (3 типи).

Для рік перших двох груп характерні щорічно повторювані приблизно в один і той же сезон великі підйоми води та порівняно низька водність в іншу частину року. Паводки носять випадковий характер. Ріки третьої групи відрізняються короткочасними паводками, які щорічно повторюються у визначені сезони року.

В залежності від характеру повені і режиму стоку в іншу частину року ріки першої групи Зайков ділить на 5 типів: Казахстанський, Східно-Європейський, Західно-Сибірський, Алтайський. На ріках другої групи повінь проходить з травня по жовтень і формується в одних умовах – за рахунок мусонних дощів, в других – в результаті танення високогірних снігів та льодовиків. Розрізняють два типи: Далекосхідний, Тянь-Шанський. До третьої групи належать три типи: Причорноморський, Кримський та Північно-Кавказький. Характеристика окремого типу представляє собою гідрограф стоку ріки у відносних ординатах.

В основу класифікації Кузіна покладена типізація Зайкова, яка Кузіним значно розвинута і деталізована. Всі ріки території СНД поділені Кузіним на чотири основних типи за переважанням фаз водного режиму і видів живлення:

• ріки з повінню – переважає снігове живлення;

• ріки з повінню і паводками – переважає снігове і дощове живлення;

• ріки з паводками – переважає дощове живлення;

• ріки азонального типу – переважає підземне живлення.

Основні типи цієї класифікації поділені на підтипи, які розрізняються, головним чином, за часом проходження повеней і паводків. Всього виділено 14 підтипів. Третя стадія поділу – віднесення ріки до тієї чи іншої фізико-географічної зони.

При переході від однієї географічної зони до іншої відбувається зміна водного режиму, що вказує на наявність тісного зв’язку режиму рік з природними умовами. Територія СНД поділена Кузіним на шість основних зон: арктична, тундрова, лісова, степова, напівпустельна і пустельна. Кожна з них представлена рівнинним і гірським ландшафтами. На основі цього поділу проведено гідрологічне районування і надана характеристика режиму рік кожного з районів і підрайонів. В ній приводяться дані про середній водний баланс, коефіцієнт стоку, максимальний і мінімальний стік, описуються фази режиму, умови замерзання та пересихання рік.

З класифікацією рік нерозривно пов’язане гідрологічне районування території, яке проводиться за комплексом гідрологічних ознак або за одним з числа найбільш суттєвих показників середнього, максимального або мінімального стоку, водного режиму і т.д. Однак у всіх випадках в основі гідрологічного районування лежить поділ території на фізико-географічні зони.

Антропогенний вплив на стік

Природній стік ріки може змінюватись діяльністю людини внаслідок проведення заходів, які змінюють стан поверхні річкового басейну і хід процесів стікання на них, та які впливають безпосередньо на природній стік в руслах рік за допомогою штучних споруд, що побудовані в руслі, або за рахунок додавання чи забору води (будівництво гребель, шлюзів, викиди стічних і промислових вод і т.ін.).

На поверхні басейну людина може змінювати:

а) рослинний покрив (вирубка або насадження лісу, знищення боліт, обводнення пасовищ і т.д.);

б) змінювати стан ґрунтового покриву;

в) змінювати характер поверхневого стоку;

г) змінювати напрям шляхів стоку.

Всі ці зміни відбуваються внаслідок проведення агротехнічних та меліоративних заходів. Ряд їх приводить до явного зменшення стоку, друга частина просто проводить перерозподіл стоку. Вже зараз спостерігається помітне зменшення стоку в руслах головних рік. В цілому на Україні майже 50% водозабору є незворотнім.

Лекція № 5 Термічний і льодовий режим рік

Термічний режим рік

Температура води відіграє велику роль у режимі ріки. Вона в значній мірі визначає льодові явища, біологічні і хімічні процеси, питні якості води, можливість її використання для охолоджування.

Температура води ріки змінюється як у часі, так і по довжині ріки і по живому перерізу. Звичайно температура води слідує за температурою повітря. Але через те, що водна маса володіє значною тепловою інерцією, зміни температури води відбуваються більш повільно і більш плавно, ніж зміни температури повітря.

Суттєвий вплив на хід температурного режиму здійснює характер живлення ріки. Ріки, які живляться льодовиками і високогірними снігами, мають відносно низьку температуру води порівняно з температурою повітря. Ріки, які витікають з озер або перетинають їх, весною мають значно меншу температуру води, ніж температура повітря, а восени навпаки.

Ріки, які отримують значну частку підземного живлення, взимку можуть не замерзати. Природний режим рік порушується внаслідок антропогенного впливу, а саме: викидів значної кількості промислових і стічних вод. Наприклад, ставки – охолоджувачі підвищують середньорічну температуру води на 10-15°С. Створення водосховищ сприяє формуванню нового режиму, якому притаманні комбіновані озерно –річкові риси.

Розподіл температури води по живому перерізу

Турбулентний режим течії ріки приводить до безперервного перемішування води та утворює сприятливі умови для вирівнювання температури води по живому перерізу. На малих і середніх річках різницю температури на середині ріки і біля берегів можна уловити тільки високочуттєвим термометром. Влітку вода біля берегів дещо тепліша, ніж на середині ріки, восени – навпаки. Влітку вдень вода на поверхні дещо тепліша, ніж на дні, вночі – навпаки. Взимку найнижча температура води відмічається на поверхні – 0°С (льодостав), найвища – біля дна, це пов’язано з тим, що найбільша густина води спостерігається при +4°С. Різниця температури води по живому перерізу невелика і складає декілька десятих або сотих часток градуса. На великих ріках рідко може бути різниця до 2°С. Особливо температурна різниця відчутна на ріках, які витікають з озер, де літом спостерігається пряма, а взимку – зворотна температурні стратифікації (влітку – зниження, взимку – підвищення температури від поверхні до дна).

Добовий хід температури води

В зв’язку з тим, що температура повітря має добові і річні коливання, які пов’язані з зміною інтенсивності теплопотоків, відбуваються і відповідні коливання температури води. Найбільша амплітуда цих коливань спостерігається влітку, коли в день вода нагрівається під дією сонячного тепла, а вночі охолоджується внаслідок переважання ефективного випромінювання. Мінімальне значення температури влітку спостерігається в 5-7 годині ранку, а максимальне в 15-17 годині дня.

Основним фактором, який визначає амплітуду добових коливань температури води є водність ріки. Чим вона більша, тим менші добові коливання температури води. Крім водності, амплітуда залежить від широти місцевості. За інших рівних умов, на північних ріках добова амплітуда коливань температури води менша, ніж на південних. Крім того, в ясну погоду різниця між температурою води вдень і вночі більша, аніж у хмарну погоду.

Добовий хід температури води зберігається і взимку, якщо ріка не вкрита льодом; на гірських ріках він виражений досить чітко.

Річний хід температури води

Протягом року температура води має закономірний хід, який пов’язаний з зміною теплового балансу. Взимку температура води мало відрізняється від 0°С і практично приймається за 0°С. В цей час ріки вкриті льодом і з повітрям не стикуються. При підвищенні температури повітря і очищення ріки від льоду температура води починає різко підвищуватись і досягає найбільшої величини в кінці липня – на початку серпня. Після цього починається повільне охолодження водної маси Падіння температури води у другу половину літа відбувається повільніше, ніж її нагрівання в першу половину літа Після максимуму температура води понижується і досягає мінімуму на початку льодоставу. В першу половину літа середня температура води нижче температури повітря, в другу половину літа – навпаки. Середньорічна температура води звичайно вища середньорічної температури повітря. Подумайте, чому? (температура води не може бути від’ємною). Зрозуміло, що різниця між середньорічним значенням температури води і повітря буде більшою в полярних країнах і на півночі взагалі через тривалу зиму.

Розподіл температури по довжині ріки

Температура води рік, які мають досить велику довжину змінюється по течії відповідно із зміною кліматичних умов і характером водного живлення. Найбільш помітні зміни температури води по довжині ріки для рік, які течуть в меридіональному напрямку. Головні причини, від яких залежить температура води в ріках :

1. пора року ;

2. джерело живлення;

3. приточність, напрям течії приток;

4. озерність і заболоченість басейну;

5. зміна ландшафтних зон по довжині.

На великих ріках, які течуть з півночі на південь і перетинають різні кліматичні зони, температура взагалі підвищується від витоку до гирла. На цих ріках спостерігаються і найбільші різниці в температурі води між верхньою і нижньою течіями (максимальна різниця в літньо-осінній період). На ріках, які течуть в широтному напрямку, спостерігаються незначні зміни температури води по довжині ріки. Тільки в верхів’ях можуть відмічатись понижені значення температури. По мірі віддалення від джерела живлення, температура води ріки піддається впливу кліматичних умов.

На ріках, які течуть на північ, в період нагрівання: квітень-червень найнижча температура спостерігається у верхів’ї і гирлі. Восени ці місця є найтеплішими. Взагалі може спостерігатись тенденція пониження температури до гирла, може бути навпаки. Особливо помітні різниці температури на гірських ріках, де в межах невеликих територій змінюється декілька кліматичних зон. Тут, як правило, температура підвищується від витоку до гирла. Малі гірські ріки через водозбори різної висоти мають досить різні значення середніх багаторічних температур води.

Процес вирівнювання температури по довжині або по ширині ріки в водному об’єкті називається процесом гомотермії.

Класифікація рік Форстера за температурним режимом:

1. Джерельні ріки, в яких температура води в місцях, які близькі до джерела, зберігають його температуру;

2. Озерні ріки;

3. Льодовикові ріки, де температура води майже по всій довжині нижче температури повітря;

4. Рівнинні ріки, в яких температура залежить тільки від температури повітря.

Льодовий режим рік

Льодовий режим є однією з фаз температурного режиму. Період зимового режиму рік в помірних широтах рахують з моменту, коли температура води знижується до температури 0С і на річках з’являється перший лід, і до моменту початку інтенсивного весняного підйому рівнів води. Весь період зимового льодового періоду поділяють на три фази: замерзання, льодостав, скресання.

Замерзання починається з появи льоду на ріці і закінчується утворенням льодоставу. Під льодоставом розуміють інтервал часу, коли ріка по всій довжині, або на відрізку, що розглядається, покрита суцільним нерухомим льодом. На Україні тривалість льодоставу може досягати на півночі в суворі зими 3-4 місяці. В гірських районах і на ріках з швидкою течією суцільного льоду може і не бути, лід утворюється у вигляді заберегів. В Криму, Закарпатті льодостав не утворюється майже ніколи через часті відлиги та дощові паводки. Фаза скресання займає час від початку руху льоду до повного його зникнення з поверхні ріки.

Процес льодоутворення в ріках суттєво відрізняється від цих же процесів в стоячій воді. В безвітряну ніч при пониженні температури льодовий покрив може встановитися по всій поверхні водойми. Проточна вода охолоджується одразу по всій масі внаслідок турбулентного перемішування. Охолодження води в ріці починається задовго до процесів льодоутворення. Процес охолодження води відбувається під дією наступних факторів:

1. Теплообміну через відкриту водну поверхню. Він складається з конвекції, ефективного випромінювання і витрат тепла на випаровування та надходження тепла за рахунок прямої і розсіяної сонячної радіації;

2. Теплообміну через ложе ріки. Відбувається за рахунок надходження тепла від грунтів, що охолоджуються, підземних вод;

3. Теплообміну руслового стоку. Це тепло або холод, які привнесенні з верхів’їв ріки або з водами приток.

Головну роль в процесах охолодження здійснюють процеси теплообміну через відкриту водну поверхню. Процес льодоутворення складається з декількох фаз. Починається з заберегів – це вузькі смужки льоду, які утворюються на мілині вздовж берега та в застійних місцях. Дрібні кристали льоду, які утворюються далі до стрижня (середини) ріки, змерзаються в пластинки прозорого льоду товщиною в декілька міліметрів і називаються сало. Сало може йти по ріці 3-8 днів. Зростаючись, сало утворює блінчастий лід. Тільки потім окремі крижини або крижані поля. Якщо на поверхні ріки випадає сніг в цей період, він не тане, а, набравши води, утворює сніжуру. Перемішування води сприяє охолодженню всієї товщі води до дна. При цьому крижані кристали починають утворюватися не тільки на поверхні, але й по всій масі води. За сприятливими гідравлічними умовами на твердих предметах, які знаходяться у воді або на дні, наростають непрозорі частки льоду, який називається внутріводним льодом. Спливаючи на поверхню, цей лід утворює шугу. Шуга – це замерзлі в велику масу шматочки льоду.

Частини без крижаного покриву називаються ополонки. Вони характерні для ділянок з швидкою течією або виходом на поверхню теплих мас води. Утворюються на перекатах, у витоках рік, які беруть початок в озерах, нижньому б’єфі гребель і т.д. В залежності від місцевих умов проталини можуть зберігатись на протязі всього зимового періоду.

Рух крижин та крижаних полів називається льодоходом. Рух шуги на поверхні і в середині водного потоку – шугоходом (специфічне явище більш характерне для рік з великими швидкостями і таких, що протікають в теплих районах). На останній стадії льодоходу восени і ранньою весною, коли густина льоду та розміри окремих крижин досить великі, у природних або штучних звуженнях русла і на мілинах можуть утворитися затори – нагромадження льоду по всьому живому перерізу (природна гребля з льоду). Явище коли на великих швидкостях затягується під лід шуга і забиває живий переріз ріки, називається зажором. Вище заторів і зажорів рівень води може підвищитись до катастрофічного.

Восени під час замерзання рік виділяється тепло (біля 80 кал на см²). Тому над рікою зависає туман. Як тільки ріка покрилася льодом, починається процес наростання товщини льоду. Він проходить тим швидше, чим холодніша температура повітря. Формули для цієї залежності вивів Бидін І.Ф. при прокладці “ Дороги життя” під час блокади Ленінграду у Великій Вітчизняній війні.

H_л = 2 , ( 5.1)

де – Tc – сума середньодобових від’ємних температур повітря;

h_л = 11 , (5.2 )

де – Тм – сума від’ємних середньомісячних температур повітря.

Наростання товщини льоду дуже уповільнюється або навіть зовсім припиняється при випаданні снігу. Якщо на початку зими нижня поверхня льоду нерівна, хвиляста, то до середини зими вона відшліфовується, але починається зменшення товщини льоду. В кліматичних умовах України вже до середини зими може встановитися рівновага між витратою тепла через снігольодовий покрив і притокою його до нижньої поверхні льоду. В такому випадку наростання товщини льоду знизу припиняється, а потім починається зворотній процес. З збільшенням тривалості сонячного дня відбувається розрихлення льоду. В другій половині зими починається підготовка до скресання.

В цілому за характером льодового режиму можна виділити:

1. ріки з стійким щорічним льодоставом різної тривалості;

2. ріки з нестійким льодоставом, який спостерігається не щорічно (захід, південь України);

3. ріки з льодовими явищами;

4. льодові явища взагалі відсутні через м’якість клімату.

Чим м’якший клімат, тим менше льоду на водоймах. Якщо взимку встановлюються антициклони, то льодостав тривалий і стійкий.

Скресання рік відбувається з потеплінням та під дією наступних факторів:

1. теплових процесів, які протікають в атмосфері (сонячна радіація, вітри, рідкі опади);

2. механічного впливу зростаючих витрат води;

3. надходження в ріку більш теплих талих вод з басейну ріки.

Веліканов виділяє 4 типи скресання рік:

1. бурхливе скресання рік за рахунок механічного впливу. Льодовий покрив ще досить товстий, але за рахунок притоку талих вод відбувається скресання;

2. вплив разом теплового і механічного фактору;

3. скресання за рахунок, головним чином, теплового фактору (ріки, які течуть на південь);

4. танення льоду на місці. Цей тип скресання характерний для малих рік з переважаючим грунтовим живленням.

Тривалість льодоходу на ріках, які течуть на південь, більша, ніж на тих, що течуть на північ. На ріках, які течуть на північ, процес скресання відбувається дуже бурхливо. Танення снігу в верхів’ях викликає різке збільшення витрат, які не вміщуються в перерізі потоку, що покритий льодом, і потік починає ламати лід. Битий лід може забивати переріз під льодяним покривом – виникають зажори. Можливі сильні повені.

Якщо ріка тече на південь, то головна роль в процесах скресання належить не механічному, а тепловому фактору. Тут частіше виникають затори. В умовах суворого клімату малі ріки можуть перемерзати до дна.

Лекція № 6 Режим наносів

Режим наносів

Робота ріки витрачається на подолання опору тертя між потоком і руслом, між частками води; на удари об дно і береги.

Робота ріки витрачається також на деформацію русла потоку в плані і профілі, на перенос розчиненого матеріалу.

Ця робота обумовлює явища, які можна назвати впливом ріки на русло. Вони характеризуються:

3. Розмивом (ерозією).

4. Переносом продуктів розмиву водою (транспортуванням).

5. Відкладом частини наносів (акумуляцією).

Всі три види роботи можуть відбуватись одночасно або на окремих ділянках буде переважати один з цих процесів. В стадії старіння поперечного профілю ріки в верхів’ях переважають процеси ерозії, в середній течії транспортування продуктів руйнування, в нижній течії – акумуляції.

Наноси – це тверді частки, які несе потік. Величина наносів змінюється в дуже широких межах. Самі дрібні частки, які при осаді утворюють мул, мають розміри менше 0,05 мм. Гірські ріки в змозі переміщувати валуни діаметром в десятки сантиметрів. Головну роль в формуванні наносів відіграє схилова і руслова ерозія.

Схилова ерозія – це процес порушення і виносу грунту потоком, який стікає по схилах і його заглибленнях. Особливо сильно розмивається незахищений рослинністю шар. Схилова ерозія дає в загальному балансі наносів рік основну частину відносно дрібних часток. Інтенсивність її визначається в першу чергу нахилами, дальністю транспортування наносів до ріки. Утворення і ріст ярів – один з характерних результатів ерозії схилів.

Схиловий стік утворюється при випаданні дощів і таненні снігу. Періодом паводків і повеней відповідає максимум наносів. За цей час ріки різних типів переносять від 50 до 90 % твердого стоку. Пік наносів деяких рік випереджає максимум витрат.

Руслова ерозія – процес руйнування русла і берегів. Вона може бути глибинна і бічна. Бічна більш інтенсивна в середній і нижній течіях, глибинна в верхів’ї.

Наноси, які транспортуються рікою дають твердий стік.

Тверда витрата – кількість наносів в вагових одиницях, яка проноситься через поперечний переріз ріки за одиницю часу. Вона складається з трьох частин: донні (наноси, що тягне за собою ріка), завислі частки і розчинені у воді речовини.

До цього часу найбільш детально вивчені завислі наноси. Вниз по течії зменшується їх величина. Зоною живлення ріки наносами є вся площа водозбору. В період зимової і літньої межені кількість змитого матеріалу різко зменшується в зв’язку з тим, що зменшується поверхневий приток, але збільшується кількість розчинених речовин за рахунок підземних вод. В період межені спостерігається найбільша мінералізація. Величина наносів, які переносить ріка, залежить від швидкості течії ріки. Вона коливається в дуже широких межах. Відзначається ситовим аналізом.

Основною причиною переміщення наносів у завислому стані є наявність вертикальної складової швидкості води. Величина вертикальної складової швидкості коливається від 1/12 до 1/20 від значення рівнодіючої швидкості. Для визначення величини часток введено поняття гідравлічної величини. Це швидкість рівномірного падіння частинки в стоячій воді при температурі 15° С. Розмірність см/хв, мм/хв, м/хв. Дві частинки будуть рахуватись рівними, якщо вони падають з однаковою швидкістю, незалежно від їх величини (тобто геометричних розмірів).

При постійних, усереднених характеристиках турбулентного потоку на протязі деякого часу встановлюється динамічна рівновага, яка характеризується зменшенням кількості і розмірів часток з підйомом від дна до вільної поверхні. Відносно великі фракції можуть пересуватись окремими скачками або перекочуванням. Ці наноси називають донними (або тими, що тягне за собою ріка), а ті, що рухаються у товщі потоку – завислими. Такий поділ наносів досить умовний. Зміна характеристик руху води може призвести до зависання донних наносів і, навпаки, переходу частини завислих наносів в донні. В найбільш розповсюджених умовах річкових потоків частки діаметром більше 0,05-0,1 мм утворюють завислі наноси, а більш великі – донні.

Насиченість потоку завислими наносами оцінюється їх концентрацією, або каламутністю, яка являє собою кількість наносів на одиницю об’єму води. На розподіл каламутності в потоці суттєвий вплив здійснює температура води. Чим вона вище, тим чистіша ріка (збільшується інтенсивність осаду). Максимум каламутності звичайно випереджає максимальну витрату. Якщо розглянути зміну каламутності по довжині ріки, то найбільш великі наноси припадають на верхів’я ріки. По мірі наближення до гирла, розміри наносів зменшуються. Особливо інтенсивно осідають завислі частки на контакті морської і річкової води. Загальна кількість наносів (їх об’єм) до гирла збільшується, але відносні показники твердого стоку зменшуються.

Каламутність визначається за формулою:

; (6.1)

Шведський фізик Ері, досліджуючи рух часток, вивів залежність: лінійні розміри тіл, які тягне ріка пропорційні квадрату швидкості. А так як вага тіла пропорційна третій ступені лінійних розмірів, то вага тіла, яке тягне ріка, пропорційна шостій ступені швидкості.

Спостереження показують, що для будь-якої величини часток каламутність взагалі зростає до дна, але тим швидше, чим більші наноси. Для дрібних наносів (0,01 мм), особливо на ріках зі швидкою течією, каламутність з глибиною змінюється мало. По довжині ріки, якщо швидкості течії зменшуються, то наноси будуть відкладатись і каламутність зменшиться. І навпаки. Транспортуюча властивість потоку залежить також від гідравлічного радіуса (або середньої глибини) та нахилу. Якщо площа поперечного перерізу збільшується, а швидкість відповідно падає, то транспортуюча властивість зменшується.

На гірських ріках з площами водозборів в декілька тисяч квадратних кілометрів і менше, окремі паводки можуть повністю проходити на протязі доби. В таких випадках спостерігаються великі внутрішньодобові зміни каламутності. Відмічено також, що при проходженні серії паводків кожен наступний паводок менше насичений наносами, чим попередній. Витрата завислих наносів залежить від водності ріки, а зміни її на протязі року – від внутрішньорічного розподілу рідкого стоку.

Для рівнинних рік стік донних наносів часто приймають рівним 5-10% від стоку завислих наносів, але іноді підвищується до 20 %. Для гірських рік різних фізико-географічних зон це співвідношення змінюється в дуже широких межах. Різні автори вказують величини від 4-6 до 60 % і більше. Причина такої різниці в неточності вимірів донних наносів і в умовах формування стоку наносів в конкретних водозборах.

Уявлення про просторові зміни стоку завислих наносів отримують за допомогою карти середньої багаторічної каламутності рік. В межах України каламутність змінюється від 10-50 г/м³ на півночі до 500-1000 г/м³ в деяких південних районах, в ярах може досягати 50 кг/м³.

Для оцінки ерозійної діяльності водних потоків використовують величини модулей стоку наносів, які виражені в тоннах з 1 км² в рік.

(т/км²рік) (6.2)

де R – середній річний стік наносів, кг/с;

F – площа басейну ріки, км²;

На території України модуль стоку наносів змінюється від 10-20 т/км² на півночі до 100 т/км² на півдні (малі водостоки, яри нижнього Дніпра). Високі модулі стоку наносів в районі Карпат, де вони перевищують 50 т/км², а місцями досягають 100 т/км².

Селі

Після випадання зливових опадів або після інтенсивного сніготанення чи танення льодовиків в горах утворюються грязьові потоки – селі. Сель або селевий потік – це такий водний потік, в якому кількість твердих часток перевищує 30 % від об’єму рідкої маси. За своїм складом можуть бути: грязьові (діаметр часток не перевищує 0,1 мм), грязьо-кам’янні (гравій, галька різного діаметру, який може перевищувати 1 м), водно-кам’яні селі, коли у відносно чистому потоці перекочуються кам’яні брили.

В залежності від насиченості розрізняють рідкі (турбулентні) селі, які зберігають властивості водного потоку, і звязані. Насиченість останніх твердими включеннями настільки велика, що вони являють собою єдину в’язкопластичну масу, яка рухається хвилею, що нерозтікається, тільки при великих нахилах русла.

В звичайному гірському паводку каламутність, як правило, не перевищує один відсоток від об’єму паводку. В селях наноси можуть займати від 10-15% до 40-50% від об’єму або по вазі до 60-65% селевої маси. При більшій концентрації потік вже переходить в “опливину”.

Обов’язковими умовами утворення селевих потоків є :

а) інтенсивний стік зі схилів водозбору або тимчасове накопичення великої кількості води в сухих руслах;

б) наявність великої кількості дрібноуламкового легкорухомого матеріалу кори вивітрювання в місцях великого водного стоку;

в) значні нахили місцевості (більше 0,05).

Лекція №7 Води підземної гідросфери

Типи вод підземної гідросфери

Підземну воду слід розглядати як фізично самостійне тіло у вигляді пари, твердому та рідкому стані. Класифікація Лебедєва з урахуванням сучасних уявлень відокремлює в підземній гідросфері п’ять видів вод: у вигляді пари, тверду, фізично вільну, фізично і хімічно зв’язану. До особливого виду віднесена вода в надкритичному стані. Наявність загального кругообігу води визначає можливість переходів з одного виду в інший при зміні параметрів фізичного стану середовища. Розглянемо більш детальну характеристику видів води у гірських породах.

6. Вода у вигляді пари знаходиться практично у всьому розрізі Землі. Порівняно невелика потужність шару водяної пари, звичайно декілька метрів, належить до зони аерації, яка заходиться між денною поверхнею та постійним рівнем підземних вод. Тут переважає холодний пар, який проникає сюди з атмосфери або утворюється в порах та тріщинах в грунтах та гірських породах при випаровуванні крапельнорідкої води.

Водяна пара володіє великою рухливістю і переміщується під дією різниці пружності парів. При відносній вологості підземної атмосфери близько 100%, пружність парів являє собою функцію температури, що пояснює виникнення направлених потоків пари під дією температурних градієнтів. Вертикальні потоки пов’язані з сезонним прогріванням гірських порід. Тому, вище шару порід з постійною річною температурою, водяна пара рухається влітку, головним чином, вниз, а взимку – вгору. Горизонтальне переміщення водяної пари пов’язано, головним чином, з техногенними змінами поверхні Землі (екранування, затінювання), які викликають її нерівномірне прогрівання.

В загальному об’ємі пароподібної води значна доля належить гарячій парі, яка утворюється на значних глибинах, що пов’язано з процесами закономірного підвищення температури з глибиною або з виходом перегрітих вод на поверхню Землі. Локальне пароутворення може бути результатом хемогенних або біогенних процесів. Вода у вигляді пари може міститися у порах мінералів, і нарешті, частина пари розчинюється у рідкій воді і утворює її газову компоненту, яка безперервно зростає з глибиною. На великих глибинах з температурою +600…+700˚С крапельнорідка вода заміщується водою у вигляді пари, при цьому потужність шару пари звичайно дуже велика. Крім того, відокремлені накопичення пари зустрічаються на родовищах нафти і газу.

7. Фізично зв’язана вода поділяється на міцнозв’язану (гігроскопічну або адсорбційну) та розсипчастозв’язану (плівкову). Міцнозв’язана вода притаманна тонкодисперсним породам. Утворюється вона на поверхні мінеральних часток за рахунок адсорбції молекул води і водяної пари повітря або рідкої води. Розташовані на контакту з мінеральною часткою породи в 1-3 ряди молекули води утворюють плівки міцнозв’язаної води; вологість, яка відповідає цьому стану називають максимальною гігроскопічністю. Фізичні властивості міцнозв’язаної води наближаються до властивостей твердих тіл, наприклад, густина складає в середньому 2 г/см³; температура замерзання –78˚С, такій воді притаманна значна в’язкість, пружність та міцність на зсув. Міцнозв’язана вода утворюється при відносній вологості підземної гідросфери менше 100%. Вміст її в породі залежить від мінерального і зернового (гранулометричного) складу: в пісках кількість цієї вологи не перевищує 1%, лесах – 8%, глинах – 18%.

Далі вирізняють перехідний, сольватний (або осмотичний) шар, безпосередньо прилягаючий до міцнозв’язаного; товщина цього шару 10-20 молекул, орієнтація їх менше витримана, шар характеризується послабленим зв’язком з поверхнею частинок, деякою рухомістю; вилучити воду цього шару можна при нагріванні до 100-120˚С. Сольватний шар води звичайно відповідає величині вологості породи, яка дорівнює максимальній гігроскопічності.

Розсипчастозв’язана вода утворює шар молекул води, який взаємодіє з поверхнею часток породи та шаром міцнозв’язаної води за допомогою молекулярних сил. Вона існує при вологості породи більшої від максимальної гігроскопічності. Міцно і розсипчастозв’язана вода у сукупності називається молекулярною водою. Вона характеризує інженерно-геологічні властивості породи. Максимальний вміст цієї води складає: для пісків – 1.7%, супісків – 15-23% і глин 25-40%.

Експериментальні дані свідчать про те, що при тиску 300-500 МПа майже уся молекулярна вода глин спроможна переходити у вільний стан. Існує динамічна рівновага: підвищення параметрів фізичного стану геологічного середовища (температури, тиску) викликає зменшення фізично зв’язаної води за рахунок переходу її у вільний стан. Існують дані про те, що в інтервалі глибини 1,5-4 км, уся зв’язана вода переходить у вільний стан.

8. Вільна вода представлена водою включень в мінерали і гірські породи, капілярною та гравітаційною водою. Особливість першого виду вільної води – тривала ізоляція її від загального кругообігу. Води включень вступають в рух лише з моменту розкриття замкненого об’єму пор мінералів або гірської породи, що можливо при тектонічних процесах або розплавленні речовин при високих температурах.

Капілярна вода заповнює капілярні пори (діаметр менше 1 мм) та тріщини (ширина розкриття менше 0.25 мм) порід. Вона утримується та пересуваються в породі під дією сил поверхневого натягу (капілярних або меніскових), виникаючих на межі розділу води та повітря.

Піднімаючись вище рівня підземних вод, капілярна вода утворює зони капілярного насичення. Висота капілярного підняття залежить від діаметру пор, гранулометричного і мінерального складу порід, хімічного складу води: її значення може дорівнювати нулю (гравій, галька), не перевищувати 3-4 мм (крупнозернисті піски) і досягати 6-12 м в глинах.

Гравітаційна вода утворюється при вологості порід більше максимальної молекулярної або при повному насиченні пор, тріщин породи водою (повна вологоємність). Особливість цього виду води – переміщення під дією сили тяжіння. Кількість гравітаційної води залежить від гранулометричного складу, розміру пор і тріщин, ступені ізольованості їх один від одного. В глинистих породах, які відрізняються значною зв’язаністю мінеральних часток і ізольованістю порового простору гравітаційна вода майже відсутня. Цей вид підземних вод має переважне розповсюдження в роздільнозернистих породах (піски, галечники), частки яких пов’язані один з одним лише силами тертя і в твердих породах (граніт, мармур, пісковики), які розбиті тріщинами.

Розрізняють інфільтраційні (які просочуються через шар породи зверху до низу) і фільтраційні (які переміщуються у водоносному пласту) води. Інфільтраційні води розповсюджені переважно в зоні аерації, їх прояв і кількість пов’язані з діяльністю атмосферних вод. Інфільтраційні води поділяються на власне інфільтраційні (наприклад, атмосферні опади, які просочуються до зони насичення порід водою, і утворюють водоносний горизонт) і інфлюаційні (які витікають, вільно переміщуються по тріщинах та порожнинах в товщі порід). Фільтраційні води переміщуються в пласту породи від високих гіпсометричних відміток до низьких.

9. Вода у твердому стані існує у вигляді відокремлених тіл (лінз, прошарків) в товщі гірських порід або цементуючої речовини мерзлих гірських порід. Лід мерзлих гірських порід утворюється в процесі осадонакопичення та одночасного промерзання або промерзання тріщин масивів кристалічних порід.

Мерзла гірська порода являє собою багатокомпонентну систему – мінеральний скелет + вода + лід + повітря, структурні зв’язки якої визначають міцнісні якості породи. Для мерзлих порід виконується принцип рівноважного стану води, тобто при підвищенні або пониженні температури відбувається відповідно часткове плавлення льоду або кристалізація незамерзлої води.

Глибина промерзання залежить від теплофізичних властивостей породи – теплоємності та теплопровідності, які оцінюються по відповідним коефіцієнтам та кліматичним умовам регіону. Найменшу глибину перемерзання мають породи з великим вмістом гумусових речовин, найбільшу – сухі піщані та гравелисті породи.

5. Хімічно зв’язані води поділяються на кристалізаційні та конституційні. Найбільше розповсюдження мають кристалізаційні води, які присутні в кристалічній решітці мінералів у вигляді одиничних молекул або їх груп. Кристалізаційна вода може бути виділена з мінералу при температурі до +300˚С. До числа мінералів, які містять цей вид води належать: сода (64% Н₂О), мірабіліт (55% Н₂О). Гіпс при нагріванні до +170˚С (СаSO₄ · 2H₂O) втрачає всю воду, перетворюючись на ангідрид СаSO₄.

Йони ОН^- і Н⁺ являють собою конституційну воду, які перетворюються на Н₂О після виділення з мінералів. Утворення цих вод пов’язують з високими температурами і тиском. Такі глинисті мінерали як каолініт та монтморилоніт виділяють значну кількість конституційної води в інтервалі температур +460⁰С… +550˚С.

Теорії походження підземних вод

Аналіз речовинного складу планети Земля дозволяє вважати основним носієм води гідратизовані силікати. Первинні води, які утворили Світовий океан, виникли з парів мантійного матеріалу і характеризувались кислим складом. Вважається, що власне прісні води виникли в результаті випаровування з поверхні первинних океанів і різних акваторій в межах суходолу.

Згідно теорії “нової глобальної тектоніки”, процес надходження води з мантії у верхні горизонти пов’язаний з утворенням рифтових зон, через які мантійна речовина піднімається вгору. В місцях занурення літосферних плит під континент відбувається дегідратація водовміщуючих мінералів, яка супроводжується виділенням значних об’ємів води. Звільнена вода поступає на поверхню Землі через вулкани і океан або вижимається через континентальну кору. Частина цієї води повертається назад в мантію. Потенціальні водні ресурси мантії складають 20 · 10¹⁸ т.

Поясненню походження підземних вод присвячені наступні теорії:

а) інфільтраційна;

б) конденсаційна;

в) седиментаційна;

г) ювенільна.

Інфільтраційна теорія пов’язує походження підземних вод з процесами просочування атмосферних і поверхневих вод суходолу (головним чином паводкових) в глибини Землі. Води цього типу розповсюджені у верхніх горизонтах земної кори, де відбувається інтенсивний водообмін. На значній глибині, в умовах слабкого водообміну, можуть зберігатися древні інфільтраційні води.

Конденсаційна теорія вважає, що накопичення підземних вод відбувається в основному за рахунок конденсації водяної пари в порах і тріщинах гірських порід. Інтенсивність конденсації пов’язана з особливостями району та його геологічними умовами, а також водно-фізичними (густина, пористість, зерновий склад) властивостями гірських порід. В загальному водному балансі доля конденсаційних вод звичайно мала, однак за сприятливими кліматичними та геологічними умовами об’єми вод цього виду можуть відігравати суттєву роль. Наприклад, за деякими даними доля цих вод в умовах гірських масивів Забайкалля та алювіальних рівнин Якутії складає не менше 1/3 величини підземного стоку. Зрозуміла роль конденсації водяної пари в підвищені вологості порід під затіненими та закритими поверхнями землі в результаті процесу тепловологопереносу. Подібні процеси призводять до накопичення вологи і підтоплення територій забудівлі.

Седиментаційна теорія пояснює походження частини підземних вод послідовними процесами осадконакопичення і діагенезу, на протязі яких остаточні розчини або віджаті води на довгий час, що вимірюється геологічними масштабами часу, вилучались з гідрологічного кругообігу, приймаючи участь у його геологічній гілці. Надходження седиментаційних вод (теж саме, що й викопні, реліктові води) в гідрологічний кругообіг можливо в результаті геологічних процесів (утворення тріщин, злиття в скиби, руйнування вищезалягаючих товщ). Седиментогенні води можуть бути одновікові з вміщуючими породами (сингенетичні води) або різновікові (епігенетичні води), які утворилися шляхом міграції в навколишню товщу віджатих при літогенезі порових вод.

Ювенільна теорія пояснює походження вод з продуктів магми при її виверженні та застиганні. Роль ювенільних (юних) вод значна на ранніх етапах формування Землі, коли вона стала першоджерелом води, що вступила в подальші реакції і перетворення. За наявними даними, в підкоровому магматичному розплаві міститься 1-2% води за масою, на великих глибинах, з підвищенням тиску, кількість води може досягати 4-5%. Властивість магматичних розплавів асимілювати воду свідчить про можливість утворення неоднорідних вод, в склад яких можуть входити інфільтраційні, седиментаційні або хімічно зв’язані (відроджені) води. Води цього типу, які називають магматогенними, поділяють на вулканічні, які виділяються під час руху магми, та крізьмагматичні, які утворюють суцільний висхідний потік. Об’єм поступлення в кругообіг ювенільних вод на Земній кулі не перевищує 1км³ на рік.

В гідрологічному кругообігу виділяють також вадозні (блукаючі) води, які утворюються при поєднанні інфільтраційних і седиментаційних вод, що виділяються в процесі осадконакопичення в морських басейнах.

В загальному кругообігу води на Землі найбільш активно приймають участь води інфільтраційного і конденсаційного походження.

Будова підземної гідросфери

Гірські породи володіють водоємним властивостями, які виявляються у властивостях приймати, утримувати і віддавати воду в залежності від ступеню їх зруйнованості. Для кількісної оцінки суцільності порід визначають скважність – суму об’ємів пор, тріщин і каналів, спроможних затримувати, фільтрувати і інфільтрувати підземні води. Фільтраційні властивості порід оцінюють проникністю – властивістю порід пропускати рідину або газ під впливом перепаду тиску.

Таким чином, по відношенню до води гірські породи можна поділити на водопроникні (водоносні) і відносно водоупорні. До першої групи відносяться галечники, гравеліти, слабозцементовані конгломерати і пісковики, піски, алевроліти, вапняки, тріщинуваті магматичні і метаморфічні породи; до другої – глини, важкі суглинки, щільний торф, глинисті сланці, аргіліти, кам’яна сіль, гіпс, мергелі, щільні і нетріщинуваті магматичні і метаморфічні породи.

Різні поєднання водоносних і водоупорних порід, які являють собою структурні одиниці масиву (товщі) гірських порід, утворюють гідрогеологічні структури. Їх ієрархія виглядає таким чином:

Водоносний пласт (шар) – витриманий за міцністю та розповсюдженням одновіковий пласт породи з відносно однорідними водноємнісними і фільтраційними властивостями.

Водоносний горизонт – один або декілька водоносних шарів гірських порід, насичених гравітаційною водою і являючих собою єдине ціле в гідродинамічному відношенні.

Водоносним горизонтам звичайно присвоюють геолого-стратиграфічне найменування відповідних водовміщуючих порід.

Водоносний комплекс – товща гірських порід, складена з декількох водоносних горизонтів з розділяючих їх відносно водоупорними шарами або пластами, та розглядається як єдина гідродинамічна система.

Гідрологічний поверх (водоносна формація) – сукупність водоносних та відносно водоупорних комплексів, складаючих єдину систему в межах крупних тектонічних циклів.

Гідрологічний басейн – сукупність водоносних і відносно водоносних горизонтів та комплексів, які виділяються по загальним умовам формування складу та властивостей вміщених в них вод.

В масивах гірських порід, представлених міцнозцементованими осадовими, метаморфічним і магматичними породами доцільно виділяти водоносні зони, які приурочені до ділянок з підвищеною тріщинуватістю. Характерна особливість водоносних зон – утруднений гідравлічний зв’язок між окремими водоносними зонами в межах однієї і тієї ж самої тектонічної структури.

Широтна географічна зональність проявляється, насамперед, в формуванні двох обширних зон: сезонного перемерзання порід з характерними фазовими переходами при температурних змінах і зони багаторічномерзлих гірських порід (кріолітозони), в якій підземні води існують, переважно, у твердому вигляді. Кліматичний вплив на умови формування підземних вод визначається ступенем зволоженості території, при цьому розрізняють зони надлишкового, достатнього та недостатнього зволоження та посушливу зони. Вертикальну зональність визначають геологічні умови формування підземної гідросфери, які пов’язані з особливостями складу, будови та властивостей гірських порід.

В вертикальному розрізі верхньої частини земної кори виділяють наступні гідрогеодинамічні зони:

10. інтенсивного водообміну, потужністю від десятків до декількох сотень метрів;

2) уповільненого водообміну глибиною до 3-4 км;

11. дуже уповільненого водообміну.

Перша зона розташована в виступаючих масивах докембрійських порід, в крайових частинах негативних тектонічних структур, утворює верхні водоносні горизонти. Води цієї зони сучасні, атмосферного походження, за складом переважно гідрокарбонато-кальцієві, маломінералізовані, широко використовуються для питного, господарського та технічного постачання. Темп водообміну – роки, століття.

Води другої зони приурочені до більш глибоких частин напіврозкритих структур, переважно седиментаційного циклу, лікувальні, промислові і термальні, гідрокарбонатно-натрієві, сульфатно-натрієві або сульфатно-натрієво-кальцієві. Темп водообміну – десятки і сотні тисяч років.

Води третьої зони приурочені до глибоких частин западин, древні, поховані і метаморфічні, високомінералізован, за складом хлоридні Са-Nа та Сl-Mg-Na; промислове значення мають води з мінералізацією 300-650 г/л (міцні розсоли). В районах розвитку магматичних осередків відбувається насичення вод вуглекислотною та утворення різноманітних за складом вуглекислих мінеральних вод. Темп водообміну зони – мільйони років.

Стан води, її структура та властивості визначаються термодинамічними параметрами гідросфери – температурою і тиском, за якими виділяють наступні гідрофізичні зони:

12. твердої води (кріолітозона);

2) рідкої води;

13. ущільненого надкритичного флюїду;

14. мономерних молекул води ;

15. дисоційованих молекул води.

Перша зона приурочена до верхньої частини земної кори і обмежена гідроізотермою фазового переходу лід – вода; потужність зони – від кількох сотень метрів до 1 км і більше.

Друга зона в межах щитів і платформ розповсюджується на всю земну кору, в складчастих областях і молодих прогинах займає її верхню частину, обмежена ізотермами фазових переходів лід – вода і вода – пар; зона охоплює 80% земної кори. Максимальна температура +450˚С, тиск 25*10⁵ Па. Потужність вимірюється від 8 (острівні дуги) до 80 км (області докембрійської складчастості).

Третя зона розміщується між ізотермами 450 і 700˚С. вода в цій зоні знаходиться у газоподібному стані, на великих глибинах під тиском 50*10⁵ Па можливі нестійкі угрупування молекул. Потужність 3-80 км.

Четверта зона розміщується між ізотермами 700-1000˚С, вода присутня в дисоційованому вигляді Н⁺ і ОН^-. При температурах вище 1500˚С гідрогени дисоціюють на іони водню і кисню.

Найбільш повно вивчені води другої зони, з якою пов’язані в основному, практика розробки родовищ корисних копалин.

Дослідження складу мінералізації підземних вод показали закономірність їх просторового розміщення у вертикальному розрізі земної кори, яка дозволяє виділити відповідні гідрогехімічні зони:

а) верхня – прісних вод (мінералізація менше 1 г/л) потужність 0,3 – 0,6 км з переважанням в складі гідрокарбонат-іона;

б) проміжна – солоних вод (мінералізація 1-35 г/л) з частим переважанням в складі сульфат-іона;

в) нижня – розсолів (більше 35 г/л) переважно хлоридного складу.

Зміна геологічних умов і властивостей гірських порід визначає аномалії в вертикальній зональності, з якими часто зв’язані родовища гідромінеральної сировини.

Класифікації підземних вод

Розробка єдиної класифікації підземних вод ускладнена тим, що підземні води являють собою складний об’єкт, динамічний за своєю природою, який змінюється якісно і кількісно в часі і в просторі. Найбільше розповсюдження в гідрогеології отримала класифікація Саваренського, за якою виділяються три основних типи вод: зона аерації, ґрунтові і артезіанські.

Зона аерації розповсюджується від денної поверхні до рівня ґрунтових вод – першого в розрізі постійного водоносного горизонту. Потужність її залежить від глибини залягання водонепроникних товщ, рельєфу місцевості, ступеню розчленування поверхні землі, кліматичних умов і вимірюється від часток метру до 100 м і більше. В склад зони входять поверхневі, капілярні води і верховодка. Поверхневі води вміщують органічні речовини, різні солі, мікроорганічні та приймають участь у живленні рослинності. Капілярно-підвішені води розташовані нижче поверхневих, виникнення їх пов’язане з процесами інфільтрації атмосферних опадів. Вологість порід в області розповсюдження цих вод перевищує максимальну молекулярну вологоємність.

Верховодка утворюється в товщі водопроникних порід при наявності в них лінзоподібних шарів водоупорних порід (суглинки, супіски, глини). Верховодку характеризує незначна потужність (0,1-1 м, місцями 4-5 м), нестійкість розповсюдження та існування в часі, яка пояснюється залежністю від інфільтрації атмосферних опадів.

Капілярно-підняті води розміщуються в місці контакту зони аерації з рівнем ґрунтових вод і утворюють капілярну кайму. Потужність її залежить від гранулометричного і мінерального складу гірських порід і змінюється від нуля (гравій, галька) до 6-12 м (глинисті породи). Наявність гідравлічного зв’язку між ґрунтовими і капілярними водами обумовлює коливання рівня капілярних вод у відповідності з висотними змінами рівня гравітаційних вод.

Ґрунтові води заповнюють пори і тріщини твердих і відокремлено-зернистих порід, водоносні породи залягають на першому від поверхні витриманому водоупорному шарі, зберігаються на протязі року, зверху звичайно не перекриваються водоносними породами. Створення відкритих виробок сприяє накопиченню додаткових об’ємів поверхневих вод і переводу частини їх в підземні. Це викликає підвищення рівня ґрунтових вод.

Міжпластові (артезіанські) води фільтруються в шаруватому середовищі, яке представлено чергуванням водопроникних окремозернистих або твердих гірських порід та водоупорних глинистих. В багатьох випадках міжпластові води існують під тиском (напором), під дією якого відбувається підйом води в свердловині, яка відкрила напірні води до встановлення п’єзометричного рівня

В залежності від характеру середовища вміщення підземні води поділяються на пластові та тріщинно-жильні. Перший тип утворюється в осадових породах, другий – в магматичних та метаморфічних. Згідно цієї класифікації пластові води поділяються на порово-пластові та карстово-пластові.

Серед тріщинно-жильних вод розрізняють грунтово-тріщинні, жильні та тріщинно-карстові.

В залежності від переважаючого типу підземних вод в масиві гірських порід виділяються два типи гідрогеологічних структур: артезіанські структури та гідрогеологічні масиви.

В артезіанських структурах розрізняють чохол, в якому переважають пластові накопичення підземних вод та складчастий фундамент, що містить тріщинно-жильні накопичення підземних вод. Чохол та фундамент можуть бути поділені на гідрогеологічні яруси, відповідно до структурно-тектонічного ярусу, з якими пов’язані накопичення підземних вод. Розрізняють наступні артезіанські структури: артезіанський басейн, артезіанський свод, артезіанський басейн, вулканогенний басейн.

Гідрогеологічні масиви розглядають як виступи на поверхні складчастого фундаменту, в якому містяться, переважно, тріщинно-жильні води. Гідрогеологічні масиви приурочені до щитів платформ, які позбавлені або майже позбавлені чохла, або до складчастих споруд гірськоскладчастих областей.

Підземні води класифікуються за гідравлічним станом на напірні та безнапірні. При відкритті гірською виробкою рівень безнапірних вод в ній не перевищує відмітку даху водоносного пласту, при відкритті напірних вод – рівень води в свердловині встановлюється вище відмітки даху водоносного пласту – на відмітці п’єзометричного рівня.

В залежності від температури підземні води поділяються на сім видів: виключно холодні – 0˚С, дуже холодні 0-4˚С, холодні 4-20˚С, теплі 20-37˚С, гарячі 37-42˚С, дуже гарячі 42-100˚С і виключно гарячі 100˚С.

Підземні води прийнято також розділяти за ступенем впливу на них кліматичних умов: зональні (наявність впливу клімату); азональні (вплив клімату майже відсутній), інтразональні (води, які зустрічаються в межах будь-якої географічної зони).

До зональних слід віднести тектонічні ґрунтові води, які формуються в різних кліматичних зонах під впливом переважно штучних факторів, хоча інтенсивність утворення таких вод і підтоплення територій пов’язано з природними факторами.

Склад та фізичні властивості підземних вод

Показниками фізичного стану та властивостей підземних вод служить температура, прозорість, колір, запах, смак, щільність, стислість, в’язкість, електропровідність, радіоактивність.

Температура підземних вод змінюється в широких межах і залежить від фізико-географічних умов залягання, геологічної будови, режиму їх живлення. Температура неглибоко залягаючих підземних вод змінюється від +5 до +10⁰С. Температура води впливає на швидкість фізико-хімічних процесів і на хімічний склад підземних вод. З підвищенням температури розчинність газів у воді змінюється звичайно у бік зменшення.

Прозорість підземних вод залежить від кількості розчинених у ній мінеральних речовин, вмісту механічних домішок, колоїдів та органічних речовин. Виділяють 4 категорії прозорості води: 1) прозорі; 2) дещо каламутні; 3) каламутні; 4) дуже каламутні.

Визначення прозорості проводиться за допомогою циліндра з безколірного скла, під дном якого розташований стандартний шрифт. Прозорість вважається задовільною, якщо при висоті в 30 см шрифт легко проглядається.

Колір підземних вод залежить від хімічного складу та наявності домішок. Колірність води визначається шляхом її розгляду в скляних колбах або співставленням з колірністю еталонного платино –кобальтового розчину (держстандарт).

Запах підземні води мають не завжди. Інтенсивність запаху у відповідності з держстандартом оцінюють за наступною шкалою:

1. 0 – запаху немає;

2. 1– дуже слабкий запах;

3. 2 – слабкий;

4. 3– помірний;

5. 4 – виразний;

6. 5 – дуже сильний.

Запах при +20⁰С та нагріванні води до +60⁰С повинен розрізнятись не більше як на 2 бали.

Вода набуває смаку при розчиненні в ній мінеральних солей, газів, різноманітних домішок. Смак визначають по воді, що підігріта до +20…+30⁰С; Розрізняють: солоний, гіркий, солодкий та кислий смаки. Решта смакових відчуттів належить до присмаків: хлорного, металічного та інших.

Густина води кількісно являє собою відношення маси води до об’єму, яке реєструється при визначеній температурі. Одиницею густини служить густина дистильованої води при температурі +4⁰С. Вона залежить від ступеня мінералізації, газового складу та температури.

Стислість характеризує властивість води зменшувати об’єм під дією тиску. Вона пов’язана з величиною мінералізації, кількістю газів та температурою. Кількісно ця властивість оцінюється коефіцієнтом стислості, який характеризує зменшення об’єму води при збільшенні тиску на 100 000 Па. Для підземних вод величина стислості змінюється в межах (2,7 – 5) 10⁵ Па.

В’язкість характеризує внутрішній опір часток води руху і залежить, головним чином, від температури і мінералізації. Із збільшенням температури в’язкість зменшиться, із збільшенням мінералізації в’язкість підвищиться.

Електропровідність підземних вод залежить від іонно-сольового складу і оцінюється величиною питомого електричного струму.

Радіоактивність підземних вод викликають відомі в природі радіоактивні елементи. Практичне значення набули підземні води з підвищеною концентрацією хімічних елементів уранового ряду – урану, радію, радону і продуктів їх розпаду – гелію.

Фактори формування хімічного складу підземних вод

Фактори, які визначають формування хімічного складу підземних вод поділяють за генезисом (природні та штучні), ступенем впливу (головні, другорядні) та характером прояву (прямі, непрямі). До природних факторів відносять фізико-географічні, геологічні, біологічні та фізичні. Штучні (антропогенні) фактори пов’язані з діяльністю людини в природному та геологічному середовищі.

Фізико-географічні фактори дозволяють оцінювати вплив природної обстановки за характеристиками географічної загальності, клімату, рельєфу та гідрологічних умов. Геологічне положення району, випадіння атмосферних опадів визначає початковий склад підземних вод. Наступні зміни хімічного складу пов’язані з інфільтрацією вод в грунт та гірські породи. Умови інфільтрації атмосферних і талих вод та інтенсивність процесів вивітрювання пов’язані з кліматом. Зміна температурного режиму повітря викликає зміну хімічного складу підземних вод.

Взаємодія підземних вод з гірськими породами відбувається у формі розпаду (хімічного) первинних мінералів та синтезу нових мінералів – продуктів хімічного вивітрювання, а також розчинення окремих мінеральних компонентів породи та продуктів їх хімічного розпаду.

Значний вплив на водообмін та формування поверхневого стоку здійснює рельєф. В межах вододільних просторів підземні води прісні, гідрокарбонатно-кальцієвого складу. В межах долин напірні води мають підвищену мінералізацію, сульфатно-гідрокарбонатний та магнієво-кальцієвий склад.

З геологічних факторів, що впливають на формування хімічного складу підземних вод, відмітимо умови залягання гірських порід, їх речовинний та газовий склад, геолого-структурні особливості масиву гірських порід, тектонічні процеси, магнетизм.

Біологічні фактори викликають перетворення хімічного складу підземних вод внаслідок процесів взаємодії вод з мікроорганізмами, рослинністю, органічними речовинами. Мікроорганізми представлені різноманітними видами одноклітинних та багатоклітинних бактерій, існування яких в підземних водах відмінно на різних глибинах та обмежено ізотермами 100⁰С. Життєдіяльність бактерій проявляється в переробці органічних та неорганічних сполук та підтриманні кругообігу хімічних елементів, наприклад С, S, N, P, Fe. З утворенням біологічного кругообігу атомів в природних системах встановлюються окислювальні або відновлювальні середовища, з притаманними їм видами бактерій. В окислювальному середовищі відбуваються процеси, пов’язані з діяльністю аеробних бактерій (наприклад, сіркобактерій та залізобактерій). В відновному середовищі живуть анаеробні бактерії, які приймають участь в процесах десульфатизації та денітрифікації підземних вод.

До фізичних факторів, які впливають на умови формування хімічного складу підземних вод належать тиск, температура і час. Розчинність мінералів гірських порід підземними водами залежить від температури, підвищення якої з глибиною приводить до зростання фізико-хімічної активності вод – природних розчинників. Збільшення глибини обумовлює також зростання гідростатичного тиску, що підвищує розчинність мінеральних складових гірських порід.

Вплив часу як формуючого фактору можна пояснити на прикладі існування седиментаційних вод, які зберегли в більшості випадків реліктовий іонно-сольовий комплекс до теперішнього часу.

Штучні фактори відображають різноманітність технічної діяльності людини і слугують причиною процесів формування або зміни хімічного складу підземних водою. До групи штучних факторів слід включити: зміни гідрографічної мережі та рельєфу, зрошення та осушення територій, забудову територій різними об’єктами, створення гідротехнічних споруд, шахт, кар’єрів, відвалів порід та відходів гірського виробництва. Головне ж джерело інтенсивної зміни складу поверхневих та підземних вод – неочищені або недоочищені промислові та господарсько-побутові стічні води. Прямий вплив на підземні води пов’язаний з експлуатацією водоносних горизонтів.

Ґрунтові води

Ґрунтові води розповсюджені майже повсюдно. До особливостей цих вод слід віднести неповне заповнення ними водопроникаючого пласту гірських порід, співпадання областей живлення і розповсюдження, відсутність (або наявність незначного) місцевого напору, легка забруднюваність речовинами, які доносяться водами, що інфільтруються, залежність режиму від умов живлення та наявність взаємозв’язку з поверхневими водами водотоків і водоймищ.

Під режимом розуміють стан та поведінку підземних вод в часі під впливом геологічних, кліматичних, гідрологічних факторів, а також виробничої діяльності. Режим характеризує рівень водоносності горизонту, запас води, показники фізичного стану, хімічного, газового та бактеріологічного складу підземних вод. Живлення відбувається за рахунок інфільтрації атмосферних опадів і частково конденсації.

Г.М. Каменським виділено два генетичних типи ґрунтових вод: ґрунтові води вилуговування та ґрунтові води континентального засолення. Перший тип характеризує області надлишкового зволоження, в межах розповсюдження цих вод спостерігається поступове збільшення їх мінералізації з півночі на південь; за хімічним складом вони змінюються від гідрокарбонатно-кальцієвих до сульфатного і сульфатно-хлоридного типів.

Води другого типу формуються на території посушливих областей (степів, пустель), де внаслідок малої кількості опадів, інтенсивного випаровування та відсутності природного дренажу немає сприятливих умов для розвитку ґрунтових потоків. За ступенем мінералізації води цього типу змінюються від слабосолонуватих до солоних; за хімічним складом належать до сульфатного, сульфатно-хлоридного, хлоридного типів.

За умовами залягання слід розрізняти: ґрунтові води річкових долин, льодовикових покладів, степів, напівпустель, пустель, конусів виносу та передгірських похилених рівнин, гірських областей, морських узбереж.

Артезіанські води

Фізико-географічні фактори здійснюють незначний вплив на режим артезіанських вод; п’єзометричний рівень мало підлягає місячним та сезонним коливанням; температура їх з глибиною зростає.

В областях живлення та розвантаження артезіанські води тісно пов’язані з ґрунтовими водами; вони так само володіють кліматичною залежністю, але в більш м’якій формі. Зональність відрізняє температурний режим, хімічний склад, зміну умов водообміну артезіанських вод.

Артезіанським басейнам притаманна вертикальна зональність, яка проявляється у поступовому збільшенні мінералізації та зміні хімічного типу води з глибиною. До глибини 100 – 600 м залягають слабомінералізовані прісні води, на більших глибинах – високомінералізовані води (розсоли). Прикладами великих артезіанських басейнів можуть бути Дніпровсько-Донецький, Приазовський.

Тріщинні води

В залежності від характеру руйнування цілісності гірської породи підземні води поділяються на пластові і тріщинно-жильні.

Виділення тріщинно-жильного типу підземних вод пов’язано з генезисом тріщинної порожнистості гірських порід, до основних видів якої відносять:

• Літогенетичну тріщинуватість, яка виникає при охолодженні магматичних порід, при метаморфозі, епігенезі опадів;

• Тектонічну тріщинуватість, яка виникає при схилоутворенні та диз’юнктивних порушеннях залягання гірських порід;

• Екзогенну тріщинуватість, яка розвивається в процесі вивітрювання гірської породи, за умови зсувних деформацій, обвалів, провалів склепінь карстових порожнин.

У відповідності тріщинно-жильні води поділяються на регіонально-тріщинні води зон вивітрювання, літогенетичної та тектонічної тріщинуватості, локально-тріщинні води зон тектонічних порушень.

Тріщини вивітрювання утворюються в твердих гірських породах всіх генетичних типів. Ця форма тріщинуватості вторинна і розвивається на фоні первинних тріщин (літогенетичних та тектонічних).

Характер розподілу літогенетичної та тектонічної тріщинуватості залежить від складу, ступеню ущільнення та фізико-механічних властивостей гірських порід. Зв’язані з цим видом тріщинуватості порід тріщинно-жильні води зустрічаються у всіх генетичних типах гірських порід – магматичних, метаморфічних і осадових.

Локально-тріщинні води в залежності від характеру геологічного порушення порід гідрогеологічної структури поділяються на води тектонічних розломів, інтрузивних контактів та води жильних утворень.

Обводненість зон тектонічних порушень залежить від морфології, віку та ступеня розкриття тектонічного розлому і досягає найбільших значень на глибинах 300 – 500 м.

Понижену обводненість мають зони розповсюдження вод інтрузивних контактів та жильних утворень, потужність яких може досягати сотень метрів і навіть декількох кілометрів. Зона обводнення розбита тріщинами на ряд ділянок з різною проникністю.

Тріщинні води перерахованих генетичних типів за гідродинамічним станом можуть бути як напірними так і ненапірними, ступінь мінералізації змінюється від прісних вод до розсолів, хімічний склад – гідрокарбонатний, сульфатний, хлоридний. Наявність тріщинних вод приводить до зниження стійкості твердих гірських порід за рахунок фізичної і хімічної взаємодії, розвитку тиску в тріщинах, впливу води на міжзернові зв’язки порід.

Карстові води

Карстові води поділяються на пластові і жильні, які складають відповідні класи тріщинно-карстових вод.

Пластові тріщинно-карстові води розміщуються в слабодислокованих пологозалягаючих карбонатних породах, які іноді містять включення гомогенних і сульфатних відкладів. Зустрічаються в платформенних та гірсько-складчастих областях.

Жильні тріщинно-карстові води розміщуються в карбонатних і тріщинно-карбонатних перекристалізованих та сильно дислокованих породах, іноді вміщуючих пласт сульфатних, рідше галогенних включень. Карстові води характеризує специфічний взаємозв’язок поверхневих і підземних водотоків. Розрізняють відкриту та закриту закарстованість порід масиву.

Лекція № 8 ОЗЕРА І ВОДОСХОВИЩА

ПОХОДЖЕННЯ ОЗЕР

Озерами називають природні водойми, які являють собою западини на земній поверхні різної величини і форми, заповнені водою. Озера належать до водойм із сповільненим водообміном і відрізняються від річок неоднорідністю водної маси. До водойм із сповільненим водообміном слід віднести і штучні водойми – водосховища і ставки.

Озерні улоговини утворюються під впливом ендогенних та екзогенних процесів. Ендогенні процеси створюють на Землі великі і глибокі западини. Озера, які виникли в цих западинах, належать до озер тектонічного та вулканічного походження. Тектонічні озера утворюються в улоговинах, які виникли внаслідок тектонічних рухів земної кори. Вони великі за розмірами, глибокі, мають круті схили (Байкал, Танганьїка, Каспійське море). Вулканічні озера виникають у кратерах згаслих вулканів, серед лавових полів або в долинах річок, перегороджених лавою. Вони поширені в областях давньої або сучасної вулканічної діяльності (Камчатка, Японія, Сицилія, Ісландія, Закавказзя).

Озера екзогенного походження порівняно з тектонічними менші за розмірами і глибинами, мають не такі круті схили. Поділяються вони на гідрогенні, гляціогенні, еолові, органогенні і антропогенні.

Гідрогенні озера можна поділити на водноакумулятивні та водноерозійні. Вони зобов’язані своїм походженням дії морських, річкових та підземних вод. До цієї групи озер належать озера-стариці, які зустрічаються в долинах річок; плесові озера, які являють собою розрізнені плеса пересохлих рік; дельтові озера, що утворюються в дельтах великих рік; лагуни та лимани морських узбереж – переважно відшнуровані від моря наносами затоки.

Карстові та просадочні (суфозійні) озера утворюються під дією підземних вод. Карстові озера виникають в районах поширення вапняків, гіпсів, доломітів. Улоговини цих озер мають майже правильну овальну або круглу форму з досить значними глибинами. Карстові озера утворюються переважно внаслідок обвалів у місцях вилуговування порід поверхневими і підземними водами і виникнення карстових воронок, чашоподібних заглибин. Прикладом служать карстові озера в межах головного пасма Кримських гір.

Просадочні озера поширені в степових та лісостепових районах, де підземні води вимивають глинисті частки, що цементують гіпсові породи.

Значна кількість озер зобов’язана своїм походженням дії льодовика (гляціогенні озера). До цієї групи належать льодовиково-ерозійні озера, які виникли на кристалічних масивах Скандинавії, Канади або на схилах гір Альп, Кавказу, Паміру та ін., а також льодовиково-акумулятивні озера (моренні), що утворилися внаслідок загачування водних потоків моренними відкладами (Прибалтика, Полісся).

Еолові озера утворюються під дією вітру в міждюнних пониженнях або котловинах видування (Прибалтика, Казахстан, Середня Азія).

Органогенні озера — ті, що утворилися на торфових болотах.

Озера антропогенного походження — це водосховища і ставки, створені на річках, а також заповнені водою старі вироблені кар’єри, соляні шахти. На відміну від природних озер, водосховища мають режим проміжний між режимом озера та річкового потоку. В них досить яскраво виражені односторонні течії, активний водообмін між окремими шарами.

БУДОВА ОЗЕР

З часу виникнення озера між його водною масою, улоговиною, басейном і організмами, які є в озері, відбувається взаємодія у вигляді складних механічних, фізико – хімічних і біологічних процесів, які зумовлюють нормальний цикл розвитку озера.

Зовнішній вигляд початкової улоговини змінюється: формується озерне ложе з характерними особливостями його обрисів. Найбільший вплив на улоговину має водна маса. Хвилі руйнують її береги. Продукти руйнування в значній кількості відкладаються тут же на місці і утворюють підводну берегову терасу. Дрібні фракції переносяться в глибину озера і осідають на дно. До механічного впливу водної маси приєднується її хімічний вплив і вивітрювання гірських порід. Річки, які впадають в озеро, приносять певну кількість намулів і теж деформують улоговину.

Одночасно з утворенням озера починається заселення його організмами. Відмираючи, ці організми осідають на дно. Відбувається поступове вирівнювання дна улоговини озера і його обміління. В обмілінні озера роль рослинності коло берега стає більшою: вона ніби витискує воду і озеро наближається до припинення свого існування. Накопичення в озерах осаду і заростання водойм є нормальним процесом їх розвитку, який відбувається постійно.

Процес розвитку озер у різних умовах водообміну, в різних кліматичних умовах або сповільнюється, або прискорюється. При відсутності стоку з озера весь завислий матеріал органічного і неорганічного походження осідає на дно. У проточних озерах частина цих речовин виноситься за їх межі, що сприяє меншому замулюванню озера. При зниженні рівня води процес замулювання і заростання озера посилюється.

Найбільш понижена частина озерної улоговини, заповнена водою до максимального підвищення рівня, називається озерним ложем. Воно поділяється на дві основні області: берегову і глибинну. У першій переважають процеси руйнування гірських порід, які складають улоговину, у другій — відкладання продуктів руйнування.

У береговій області виділяють три зони:

16. Берег — частина озерного схилу, який лежить навколо озера і не зазнає впливу хвиль.

17. Узбережжя — включає суху частину, яка вкривається водою при високих рівнях, і підводну, яка завжди вкрита водою.

18. Берегова відмілина має вигляд берегової тераси з нахилом у бік озерної западини. Виникає внаслідок розмиву і відкладання порід. Узбережжя і берегову відмілину часто об’єднують в одну зону — прибережну (літораль).

Глибинна область, або профундаль, займає найглибшу частину дна, куди хвилювання не досягає. Перехідну частину між літораллю і профундаллю називають сублітораллю. Межі між окремими частинами озерного ложа виражені не завжди чітко, а деяких з них іноді взагалі немає. Водна маса озера, яка лежить над береговою відмілиною і узбережжям, називається прибережною, а та, що лежить над профундаллю, називається областю відкритої води , або пелагіаллю.

Озера відрізняються між собою за величиною і формою. Абсолютні і відносні величини, які характеризують форму і розміри озерної улоговини та кількість води, що її заповнює, називаються морфометричними характеристиками озера.

До морфометричних характеристик належать: довжина озера, ширина озера, площа, порізаність берегової лінії, глибина, об’єм водяної маси і форма озерної улоговини. Морфометричні характеристики визначаються за допомогою батометричних або гіпсометричних карт.

Площа озера F_оз (поверхня дзеркала озера) характеризує площу водної поверхні (без островів) і визначається по карті за допомогою планіметра або палетки.

Довжина озера L — найкоротша відстань між двома найбільш віддаленими точками його берегової лінії заміряна по поверхні озера.

Ширина озера: може бути найбільшою B_макс. — визначається як найбільший поперечник (перпендикуляр) до лінії довжини озера, і середньою B_сер, яка дорівнює відношенню площі озера F_оз. До його довжини.

B_сер.= F_оз./L (8.1)

Довжина берегової лінії l — довжина урізу води, вимірюється циркулем або курвіметром.

Ступінь порізаності берегової лінії K — відношення довжини берегової лінії l до довжини кола з площею, яка дорівнює площі озера F_оз.

K = l/(2F) = 0,282 l /F. (8.2)

Величина К не може бути меншою від одиниці.

Об’єм води в озері можна визначити по батиметричній карті, як для озера всього, так і для його частин, обмежених певними ізобатами або певними рівнями води. Для визначення об’єму озера озерну улоговину розбивають на ряд простих фігур (зрізаних пірамід), тоді об’єм води для кожної піраміди становитиме:

(f₁+f₂/2)h, (8.3)

- де f₁,f₂...f_n — площі, обмежені ізобатами, м²; h — відстань між ізобатами, м.

Загальний об’єм води дорівнює сумі часткових об’ємів, або

W = h₁(f₁ + f₂/2) + h₂(f₂ + f₃/2) + ...+ h_n(f_n - 1+ f_n/2), м³

Середня глибина озера h_сер дорівнює відношенню об’єму води в озері до площі дзеркала:

h_сер = W/F. (8.4)

Максимальна глибина замірюється безпосередньо, h_макс в м.

Зміна об’єму і площі озера пов’язана із зміною положення рівня озера (глибини). Наочне уявлення про такі зміни дають батиметрична та гіпсографічна криві, які показують, що об’єм води в озері та його площі є функцією рівня води в озері (глибини).

Розміри окремих найбільших озер Земної кулі показані в таблиці.

Таблиця 8.1 - Розміри найбільших озер земної кулі

Озера	Площа, тис. км2	Найбільша глибина, м	Озера	Площа, тис. км2	Найбільша глибина, м
Каспійське море	371	995	Верхнє	82,4	397
Аральське море	66,5	68	Вікторія	68	80
Байкал	31,5	1620	Гурон	59,6	228
Ладозьке	18,4	225	Мічиган	58,1	281
Онезьке	9,6	115	Танганьїка	34	1435
Іссик-Куль	6,2	668	Онтаріо	19,5	237

ВОДНИЙ БАЛАНС І РІВНЕВИЙ РЕЖИМ ОЗЕР

Об’єм води в озері постійно змінюється: частина води витрачається з озера, частина надходить до нього. Рівновага, яка існує між зміною об’єму води в озері за якийсь час і кількістю води, яка надходить в озеро і витрачається за той самий час, називається водним балансом. Водний баланс визначає величину водної маси озера, показує зміни її в часі. Від нього залежать основні риси гідрологічного режиму озера.

За водним балансом озера поділяються на безстічні та стічні. Безстічні озера - це озера, які не мають ні поверхневого, ні підземного стоку, витрачають воду лише на випаровування. Стічні озера — такі, які витрачають воду з поверхні на випаровування й на поверхневий і підземний стік. Серед стічних озер виділяються проточні озера, в яких стік становить значну частку водної маси. В цих озерах добре простежується течія, яка пов’язана з режимом рік, які впадають і витікають.

Особливу групу складають озера з перемінним стоком. Вони мають стік під час високої води (повені, паводків), а під час межені належать до безстічних озер, бо водотоки, які витікають з них, пересихають.

Вода в озеро може надходити за рахунок атмосферних опадів на поверхню озера, притоку річкових і підземних вод з водозбору (поверхневого та підземного) даного озера. Витрачання води відбувається в наслідок випаровування з поверхні озера, руслового і підземного стоку з озера. Величина окремих елементів водного балансу і співвідношення між ними залежать від кліматичних умов, характеру водообміну, розмірів улоговини озера і його водозбірної площі.

Основними джерелами живлення озер є атмосферні опади і приток річкових вод. Частка підземного притоку і конденсації водяної пари незначна. Співвідношення між атмосферними опадами і припливом річкових вод в озерах посушливої зони і зони надмірного зволоження різні. У посушливих областях існування озер залежить від притоку води з водозбору. В той же час у зоні надмірного зволоження існування озера можливе без притоку річкових вод в озеро, бо опади тут перевищують випаровування з водної поверхні.

Співвідношення між елементами витратної частини водного балансу для озер різні і залежать від зони розташування. У зоні надмірного зволоження в стічних озерах стік з озера перевищує випаровування (наприклад, Онезьке озеро). У безстічних озерах зони недостатнього зволоження витрата води з озера відбувається шляхом випаровування (наприклад, Аральське море). Втрати води з озера шляхом фільтрації незначні.

Водний баланс озера за якийсь період часу у загальному вигляді можна охарактеризувати рівнянням

X + Y₁ + U₁ + K = Z + Y₂ + U₂ + q + hF, (8.5)

де X - опади;

Y₁ - поверхневий стік з площі водозбору озера;

U₁ - приплив підземних вод;

K - конденсація;

Z - випаровування;

Y₂ - русловий стік з озера;

U₂ - фільтрація з озера;

q - використання води з озера на господарські потреби;

hF - зміна об’єму води в озері (всі елементи в одиницях об’єму).

Для стічних озер наведене вище рівняння зберігається. Якщо для господарських потреб вода з озера не використовується і якщо не брати до уваги величину конденсації, то рівняння прийме наступний вигляд:

X + Y₁ = Z + Y₂ + hF, (8.6)

де Y₁ - сумарний приплив поверхневих і підземних вод;

Y₂ - русловий і підземний стік з озера.

Для безстічних озер при відсутності фільтрації рівняння водного балансу має наступний вигляд:

X + Y₁ = Z + hF. (8.7)

Об’єм води в озері, а значить і рівень змінюється залежно від співвідношення прибутку і витрати води. Чим більша різниця між прибутковою і видатковою частинами водного балансу, тим швидше відбуваються коливання рівня і тим більшої амплітуди вони досягають. У стічних озерах амплітуда коливання рівня менша, ніж у безстічних. У безстічних озерах збільшення чи зменшення між прибутком і витратою відбивається лише на зміні рівня, а в стічних озерах — і на зміні стоку води коло витоку річки з озера.

Амплітуда коливання на протязі року в різних озерах неоднакова і змінюється від кількох сантиметрів до 2 — 3 м і більше. Крім кліматичних умов і характеру водообміну, на амплітуду коливань рівнів значний вплив має морфометрія озера, а також співвідношення між площею водозбору F_в і площею дзеркала озера F_оз.

Із збільшенням F_в/F_оз збільшується середня річна амплітуда рівнів. Багаторічна амплітуда коливання рівнів деяких озер значна, наприклад, Ладозького - 2,9 м, Аральського моря - 3,2 м.

РУХ ОЗЕРНОЇ ВОДИ

Поряд з коливанням рівнів води в озерах, зумовлених змінами співвідношення елементів водного балансу, тобто зміною водної маси озера, спостерігаються коливання рівнів, які відбуваються при постійному об’ємі водної маси. Це так звані денівеляції. Вони викликають рух озерної води.

Рух озерної води може бути коливальним (сейші, хвилі) або поступальним (течії, згони, нагони, перемішування). У природі ці два види руху існують одночасно.

Основними факторами, які зумовлюють рух озерної води, є:

1. вітер, який викликає течії, хвилі, згони, нагони, перемішування;

2. різниця густини води в різних шарах, що зумовлює конвекційне перемішування;

3. водотоки, що впадають в озеро або беруть початок з нього;

Менше значення мають різка зміна атмосферного тиску, що викликає сейші, тектонічні рухи (землетруси , виверження вулканів тощо). Ці сили діють нерегулярно.

Хвилювання — один з найбільш поширених видів коливального руху води. На озерах воно виникає під впливом вітру. Форма хвиль неправильна, трьохмірна. Ці хвилі мають висоту, ширину, довжину. Навітряний схил хвилі більш стрімкий, ніж підвітряний. Дуже часто під впливом вітрів різних напрямків хвилі одного напрямку перекриваються хвилями іншого. У зв’язку з малими об’ємами водної маси вітрові хвилі в озерах швидше розвиваються з виникненням вітру і порівняно швидко затухають з його припиненням. Максимальна висота хвилі на великих озерах буває 3 — 4 м, іноді 5 — 6 м, на водосховища 2,5 — 3,5 м, у морях — 9 м, в океанах 18 м.

Глибина поширення хвиль від вітру на озерах обмежується кількома метрами, на найбільших — 20 м. На оз. Байкал хвилі поширюються до глибини 8 — 10 м, на оз. Женевському — до 9 м. Розміри хвиль в озерах, крім дії вітру, значною мірою визначаються конфігурацією і розмірами водойм.

Сейші — це також коливальний рух води. Після припинення дії вітру водна маса озера намагається зайняти горизонтальне положення і внаслідок цього набуває коливального руху. Сейші — це стоячі хвилі. Вони виникають при згонах і нагонах, при різкій зміні атмосферного тиску в окремих частинах озера (зміна тиску на 1 мб викликає зміну рівня на один сантиметр), при сейсмічних рухах. Амплітуда їх змінюється від кількох сантиметрів до метра і більше. На Каспійському і Аральському морях відомі сейші до 1 м; на Байкалі — 5 — 7 см, іноді 14 см, період — близько 5 год.

Під дією вітру виникають і згінно-нагінні коливання рівнів. На озерах вони невеликі, займають обмежені площі і вимірюються сантиметрами. На великих озерах, як Байкал, Онезьке, Аральське море, Каспійське море, коливання рівня при згонах і нагонах досягають кількох десятків сантиметрів, а іноді більше метра (Цимлянське водосховище, Ладозьке озеро, Аральське море - до 2 м). Коливання рівнів посилюються коло пологих берегів, у бухтах, затоках.

Рівні озер під дією припливу і відпливу майже не змінюються. Невелики за розмірами припливи (до 5 см) спостерігаються на оз. Мічіган.

Найбільш поширені течії в озерах такі: стокові, вітрові і компенсаційні.

Стокові течії в озерах виникають в основному під впливом припливу річкових вод в озеро і відпливу озерних вод у річку. В обох випадках утворюється похил водяної поверхні в озері, внаслідок якого і відбувається рух води.

Якщо об’єм води в озері великий порівняно з об’ємом води, яка припливає або відпливає з озера, стокові течії в озері незначні і спостерігаються лише на ділянках, розташованих безпосередньо коло початку або гирла річок. Течії, які виникають у гирлах приток, у міру просування до відкритої частини озера змінюють свій напрямок і поступово затухають. Залежно від співвідношення густини озерної і річкової води течії поширюються або по поверхні озера, або занурюються в глибину.

Якщо об’єм води в озері в межах зливної призми невеликий порівняно з об’ємами води, яку приносять і виносять річки, (що має місце в проточних озерах) - по всій довжині озера виникає течія, подібна течії в річці, але з малими швидкостями (не більше 0,3м/с).

Вітрові течії в озерах відзначаються великою несталістю. Режим їх дуже тісно пов’язаний з режимом переважаючих у даному районі вітрів. Залежно від сили вітру, об’єму водної маси, конфігурації берегів, розмірів озерної улоговини, наявності островів тощо, вітрові течії можуть поширюватися на різні глибини, а іноді (в основному на малих озерах) охоплювати всю водну масу і досягати дна озера.

Якщо напрямок стокових і вітрових течій співпадає, то утворюються тимчасові або постійні течії, які проходять по всьому озері (наприклад, озера Байкал і Балхаш ).

Коло берегів вітрові течії викликають підйоми або зниження рівнів залежно від напрямку вітру по відношенню до берега. При цьому виникає похил рівня озера, що призводить до зміни градієнта гідростатичного тиску на різних його ділянках і до виникнення глибинної компенсаційної течії, яка сприяє збереженню рівноваги води в озері. Одночасно поверхнева вітрова течія сповільнюється. У великих озерах біля довгих прямолінійних берегів компенсаційна течія має напрямок вздовж берегів. У малих озерах, бухтах, звуженнях вона має зворотній напрямок по відношенню до вітрової.

Після виникнення течія не залишається незмінною, а підпадає під вплив другорядних сил: сили тертя — об дно й береги озера, сили Коріоліса, відцентрової сили. Розміри озера, форма улоговини, порізаність берегової лінії також деформують течію, яка утворилася під дією однієї або кількох причин. Тому в кожному озері течії мають специфічні риси, характерні тільки для даної водойми.

ТЕПЛОВИЙ РЕЖИМ ОЗЕР

Температурний режим озерних вод залежить від співвідношення між прибутком та витратою тепла, а також від розподілу цього тепла в озерній воді, що залежить від географічного положення озера, від сезону року, динаміки озерних вод та інших причин. Надходження тепла у водну масу та його витрачання відбувається в основному через відкриту водну поверхню.

Основним джерелом тепла, яке надходить на водну поверхню озера в літній період, є пряма сонячна радіація (90 — 98 %). Зміна кількості прямої сонячної радіації на протязі доби або на протязі сезону визначає зміну температури води в озерах та водосховищах. Інші джерела тепла (конвекція, турбулентний теплообмін з атмосферою, дном та берегами, надходження тепла за рахунок припливу річкових вод ) приносять в озеро лише 2 — 10 % загальної теплової енергії.

Основними втратами тепла з озера є втрати на випаровування, які складають 45 - 75 % загальних втрат. Втрати на випромінювання становлять близько 30 %, а на турбулентний теплообмін — лише 2 — 25 % від загальних втрат тепла.

Внаслідок коливання основних елементів теплового балансу в озері відбуваються періодичні зміни запасів тепла, які викликають нагрівання або охолодження води. Прогрівання озер відбувається з початку весни до липня – серпня, а охолодження з серпня - вересня залежно від об’єму водної маси. Мінімальна температура на протязі року в озерах, які замерзають, спостерігається на початку зими в момент утворення льоду.

У зв’язку з тим, що озерна вода має сповільнений рух, температура по всій товщі водної маси вирівнюється дуже повільно, що викликає шаруватість води з різними температурами. Якщо температура води зменшується від поверхні озера до дна, як це спостерігається влітку, то для озера характерне явище прямої температурної стратифікації. Якщо температура води з глибиною підвищується (від 0⁰С до +4⁰С), як це спостерігається взимку, то в озері встановлюється обернена температурна стратифікація. Це явище характерне для зимового періоду.

Перерозподіл тепла в озері відбувається під впливом перемішування (динамічного і конвекційного), течій і хвилювання. Передача тепла шляхом теплопровідності також відбувається, але дуже повільно і обмежується лише верхнім шаром.

Конвекційне перемішування (вертикальна циркуляція води) зобов’язане різниці густини води на різних глибинах. Воно можливе лише при певному поєднанні температур у поверхневих і глибинних шарах. У прісних озерах нагрівання глибинних шарів внаслідок конвекції відбувається лише тоді, коли початкова температура у водоймі нижча +4С (температура максимальної густини води). За цих умов поверхневі шари, нагріваються до +4, і як більш густі, спускаються у глибину, на їх місце піднімаються холодніші частки води. При досягненні температури +4 у всій товщі і подальшому прогріванні водойми з поверхні, тепло зосереджується у верхніх шарах, і конвекція у глибинних шарах припиняється. Отже, конвекційна циркуляція сприяє переносу тепла в озері і вирівнюванню температур при несталій стратифікації.

Динамічне перемішування сприяє передачі тепла в глибину водойми і вирівнюванню температури при будь-якій стратифікації. Найбільш інтенсивне перемішування виникає під впливом вітру, який викликає хвилювання і течію. У мілких озерах вітрове перемішування поширюється до дна. У глибоких озерах перемішуванню глибинних шарів сприяють компенсаційні течії, які виникають при згонах і нагонах.

Сезонний розподіл температури по глибині.

Особливості температурного режиму озер дозволяють виділити в термічному циклі озер помірного поясу такі основні періоди:

Період весняного нагрівання. Навесні з посиленням сонячної радіації відбувається нагрівання поверхневих шарів води. Теплі частки води, як більш густі, спускаються трохи нижче, а на їх місце піднімаються холодні маси (менш густі). Виникає часткове конвекційне перемішування, яке згодом переходить у повне і вся товща води в озері набуває температури, рівної температурі придонного шару. Настає період весняної гомотермії, яка триває доти, поки вся маса води не прогріється до температури найбільшої густини (+4С).

Період літнього нагрівання. При подальшому нагріванні тепло зосереджується у поверхневих шарах. Різниця температур з глибиною зростає (вода холодніша коло дна). Встановлюється пряма температурна стратифікація. У верхньому прогрітому шарі встановлюється більш - менш однорідна температура, тоді як у глибинних шарах зберігаються холодні “весняні” води, які повільно змінюють температуру. Між теплим і холодним шарами є проміжний тонкий шар з різким зниженням температури з глибиною. Цей шар називається температурним стрибком, або металімніоном. Шар, розташований вище від нього, називається епілімніоном, а нижче — гіполімніоном. З часом шар стрибка занурюється і восени зникає у зв’язку з плавним зниженням температури з глибиною.

Період осіннього охолодження характеризується охолодженням води спочатку у поверхневому шарі, а потім по всій товщі до температури найбільшої густини (+4С). В початковий період охолодження відбувається в умовах прямої стратифікації, потім — при гомотермії, яка триває доти, доки температура води в озері не стане близькою до +4С. При подальшому охолодженні виникає обернена стратифікація, температура поверхневих шарів знижується до 0С і озеро вкривається льодом.

Охолодження в умовах оберненої стратифікації вказує на період зимового охолодження. На початку цього періоду (до утворення льодоставу) охолодження відбувається досить інтенсивно, і в малих непроточних озерах температура придонних шарів досягає +4С. Узимку, при оберненій стратифікації, також можливе утворення температурного стрибка, який розташовується біля поверхні і виражений не так чітко, як улітку.

Температурна класифікація озер. Озера певної кліматичної зони вирізняються своїми особливостями температурного режиму. Це дало змогу Ф.Форелю розробити температурну класифікацію прісних озер світу. За цією класифікацією всі озера поділено на три групи:

1.Тропічні (теплі), в яких температура води в поверхневому шарі завжди вище +4С. Річні амплітуди коливання температури незначні. Ці озера розташовані в тропічній та субтропічній зонах. До озер цієї групи належать Східно-Африканські, зокрема Танганьїка і Вікторія, Женевське.

2. Помірні озера. У цих озерах поверхневі води можуть мати температуру і вищу, і нижчу +4С. Характерна наявність весняної та осінньої гомотермії, прямої та оберненої стратифікації. Значні річні амплітуди коливання температури. До цього типу належить озера помірної зони Європи (в тому числі всі озера України), Азії, Північної Америки.

3. Полярні озера, в яких температура поверхневого шару ніколи не перевищує +4С. Для них характерний тривалий період оберненої стратифікації, значна тривалість льодового покриву. Річна амплітуда коливання температур незначна. До озер цієї групи належать озера північної Канади, півночі Сибіру тощо.

ЛЬОДОВИЙ РЕЖИМ ОЗЕР

Замерзання озер. Восени при охолодженні поверхневих шарів води до 0С в озерах утворюється лід. У тиху погоду малі озера за одну ніч можуть вкритися тонким шаром льоду, який переходить у сталий льодостав. При наявності вітру льодостав настає поступово. Спочатку коло берегів утворюються забереги, які наростають до відкритої частини озера. Одночасно у відкритій частині з’являється сало. Під час затишшя сало змерзається, і озеро вкривається льодом. Отже, малі озера замерзають по всій поверхні майже одночасно, і період замерзання незначний.

На великих озерах процес замерзання досить тривалий — 30 - 45 днів. Спочатку виникають забереги, сало, шуга, навіть донний лід. Донний лід виникає тоді, коли перемішування досягає дна озера. На кам’янистому дні донний лід може утворювати суцільний покрив. Первинні льодові утворення змерзаються і на озерах утворюється суцільний льодовий покрив з нерівною, торосистою поверхнею.

Наростання товщини льоду. Товщина льоду в озерах наростає внаслідок зміни співвідношення теплового балансу на межі вода - нижня поверхня льоду. В перші дні льодоставу (2 — 3 декади) товщина льоду інтенсивно наростає (2 - 5 см за добу), а далі сповільнюється або зовсім припиняється. При наявності снігу лід наростає повільніше. На озерах помірної зони товщина льоду досягає 50 — 70 см, у суворих кліматичних умовах - 150 — 200 см.

Скресання озер. Озера скресають під впливом припливу тепла з атмосфери, дії вітру та коливання рівнів води. Коли середньодобова температура повітря піднімається вище 0⁰С на поверхні льоду починає танути сніг. Структура льоду змінюється — він стає пористим, крихким, легко розбивається на окремі крижини. Під впливом власної ваги і під дією вітру лід кришиться, танення його прискорюється. До механічного фактора крім того належить винос окремих крижин річками. Підняття рівня води за рахунок танення снігу в басейні також призводить до більш швидкого руйнування льодового покриву.

На великих озерах у процесі скресання підсилюється роль вітру. На таких озерах, як Ладозьке, Онезьке, Байкал, спостерігається льодохід, дрейф льоду тощо. На цих озерах руйнування льодового покриву починається з утворення ополонок, закраїн. Між скресанням та повним очищенням великих озер від льоду минає значний час, який залежить від метеорологічних умов даного року. Скресання на озерах настає на 8 — 15 днів пізніше, ніж на річках.

ДОННІ ВІДКЛАДИ ОЗЕР

На дні та схилах улоговини озерних водойм весь час відбувається накопичення відкладів. Утворюються вони або в басейні озера, або безпосередньо в самому озері і становлять донні відклади, або ґрунти дна. Склад озерних відкладів, їх будова, інтенсивність накопичення, зміна залежать від географічних умов території та гідрологічного режиму водойми.

Матеріалом для формування озерних відкладів є продукти ерозії ґрунтів, руйнування берегів, рештки відмерлих організмів, господарська діяльність людини тощо. У розподілі відкладів в улоговині існує певна закономірність, пов’язана з механічним складом наносів і доступністю окремих частин водойми діяльності хвиль, течій, перемішування.

Крупність наносів зменшується від берегів до центру улоговини. Від урізу води вглиб озера галечник поступово змінюється галечниково-піщаними, піщаними і в міру послаблення дії хвиль (на глибинах більше 2 - 3 м) мулисто - піщаними відкладами. Глибинну частину озера заповнюють мули, які насичені водою, особливо в поверхневому шарі, де вони являють собою напіврідку масу, що містить 80 — 95 % води.

В озерах та водосховищах, особливо в тих, де інтенсивно розвивається рослинність та тваринний світ, поступово накопичується стільки відкладів, що вони майже повністю заповнюють первинну улоговину, або їх потужність у багато разів перевищує сучасну глибину. Осад дрібних часток, а значить і накопичення мулу, відбувається повільно.

Озерний мул складається як з мінеральних, так і органічних часток. Органічні частки мулу містять рештки прибережної рослинності, водоростей і тварин - планктону, нектону, бентосу. Мінеральна частина відкладів мулу складається з річкового або озерного алювію, решток відмерлих водних організмів і різних хімічних сполук, які випадають в осад з розчину. Виділяють два найбільш розповсюджених типи мулу - торф’янистий (гуміновий ) мул і сапропель.

Сапропель (гнилий мул) містить в основному рештки нижчих рослин, тварин з більш - менш значними домішками мінеральних часток і вищих рослин. Під дією мікроорганізмів при малому доступі кисню відклади, які утворюють сапропель, перетворюються на колоїдну аморфну желеподібну масу, багату на жири, білки та воскоподібні речовини. З часом сапропелі в глибинних шарах мінералізуються і утворюють сапропеліти. Мули типу сапропелю характерні для євтрофних, багатих на поживні речовини озер лісової зони.

Потужність сапропелів може досягати 30 м. З сапропелю шляхом перегонки можна добувати машинні масла, бензин, газ. Сапропель використовується як добриво і як складова частина корму для худоби.

Торф’янистий мул характерний для озер оліготрофного типу. Вода таких озер бідна на завислі тверді частки, мінеральні речовини, але багата на органічні гумінові речовини, які створюють кисле середовище. Часто озера заростають. Торф’янистий мул складається з решток прибережної рослинності, мохів, стовбурів, та гілок дерев. Зольність цього мулу мала. Він використовується як паливо, добриво та в хімічній промисловості.

У деяких озерах на дні відклалися значні поклади озерних залізних руд, які мають промислове значення (озера Карелії). Відклади мінеральних озер у вигляді різних мінеральних солей використовуються як цінна сировина для промисловості і добриво в сільському господарстві. Мул мінеральних озер широко використовується в лікувальних цілях.

ФІЗИЧНІ ОСОБЛИВОСТІ ОЗЕРНОЇ ВОДИ

Прозорість озерних вод. Прозорість озерних вод змінюється в широких межах в залежності від географічної широти місцевості, яка визначає умови освітленості поверхні води сонцем; від наявності у воді завислих наносів та планктону. Найбільш прозорі глибокі озера тектонічного походження, розташовані в гірських місцевостях: їх вода дуже повільно розчиняє кристалічні породи озерної улоговини. Найпрозорішим озером світу є Байкал, прозорість якого становить 40,2 м. Мала прозорість у мілких озерах , де дрібні частки донних відкладів легко піднімаються при перемішуванні, а також в озерах з великим вмістом планктону і в озерах, які живляться болотними водами. Найменша прозорість у цих озерах коло берегів, на відмілинах, найбільша — в центральних частинах озер. Зміна прозорості на протязі року пов’язана з режимом стоку і розвитком планктону. Найменша прозорість спостерігається навесні та влітку і пов’язана з повенями та паводками, а на мілких озерах — з цвітінням води. Найбільша прозорість характерна для озер у зимовий період, коли вони вкриті льодом.

Колір води. Від прозорості води залежить її колір, який відзначається великою різноманітністю. Вода в озерах ніколи не буває абсолютно чистою. Крім розчинених солей у ній завжди є завислі мінеральні частки, мікроорганізми, рештки планктону, речовини в колоїдному стані. Усі ці розчинені і завислі речовини затримують частину світла, яке надходить на водну поверхню. Тому в глибину проникає світла менше. Завислі у воді частки розсіюють і поглинають світло більш інтенсивно, ніж молекули чистої води. Вода, насичена завислими частками, поглинає насамперед сині промені, а вглиб проникають зелені промені. Чим прозоріша вода тим колір її буде більш синім. Розчинені речовини, планктон, завислі наноси надають воді бруднуватих та каламутних відтінків. Тому більшість озер має воду різних відтінків синього кольору. Збільшення мутності викликає зміну кольору води. При великій кількості наносів інтенсивно розсіюються не тільки сині, а й зелені промені, і вода набуває синьо-зеленого кольору. При ще більшій мутності починає розсіюватись і червона частина спектра, вода стає жовтого або бурого кольору. Крім того, завислі наноси, планктон, рослинність, які містяться у воді, можуть надавати воді певного кольору залежно від особистого забарвлення.

Проникнення світла вглиб озерних вод значною мірою визначає умови життя організмів та рослинності.

ГІДРОБІОЛОГІЯ ОЗЕР

Заростання озер — це нормальний процес їх розвитку. В міру заповнення озерної улоговини наносами створюються умови для поселення рослин спочатку у прибережній зоні а потім і по всьому озеру. Поблизу урізу води селяться вологолюбні рослини (осоки, жовтець), які затоплюються водою тільки під час високих весняних вод. Далі розміщується смуга земноводних рослин (озерний хвощ, рогіз, стрілиця, півники). За смугою земноводних поселяються представники високих надводних рослин (очерет, водяний рис). На глибині 2,5 - 3 м з’являється листя та квіти напівзанурених рослин (латаття, купавка, водяна гречка та ін.). Листя цих рослин вкриває майже всю водну поверхню і затримує проникнення світла вглиб води. Ще ближче до центру містяться занурені у воду рослини (елодея, рдесники), які вдень перенасичують воду киснем, а вночі викликають дефіцит його. Найближче до центру розташовані підводні луки, утворені нижчими рослинами, невибагливими до світла , а також мікроскопічні водорості.

Відмирання рослин сприяє підвищенню дна і обмілінню озера, а це в свою чергу створює несприятливі умови для проростання рослин цієї зони. Внаслідок цього одна рослинна зона змінюється іншою доти, поки рослинність не зміниться на болотну.

Отже, водойма заростає шляхом наступу периферійних зон рослинності на глибоководну частину. Озеро поступово перетворюється на болото не лише за рахунок заростання, а й наростання - наступу від берега по поверхні води сплавини, яка складається з живих і відмерлих рослин, рештки яких осідають на дно і заповнюють улоговину.

Умови існування водних організмів в озерах більш різноманітні, ніж у морях. Крім зональних особливостей, у кожному озері створюються свої специфічні умови, зумовлені розміром і формою озерних улоговин, характером дна, вітровою діяльністю, освітленістю, кількістю розчинених і завислих речовин тощо. Місцезнаходження організмів називається біотопом. У водоймах суші можна виділити два біотопи - дно (бенталь) і водну товщу (пелагіаль). Специфічні умови для життя організмів створюються у перехідній зоні: поверхня води - атмосфера.

У складі водного населення за пристосуванням до умов існування в певних біотопах розрізняють 4 основні екологічні групи водного населення: нейстон, планктон, нектон і бентос. До нейстону належать організми, які населяють область між атмосферою і водою. Це мікроорганізми, які живуть в області поверхневого натягу, організми, що частково виходять за межу поверхневої плівки в повітря і воду, подібно рясці. Нейстон має значний вплив на хід обміну газами між атмосферою і водою. Планктон — це організми, які нездатні самостійно рухатись в товщі води (бактерії, водорості, мікроскопічно малі істоти). Вони пасивно пересуваються турбулентним потоком. Нектон - це істоти, що населяють водну товщу і здатні самостійно рухатись. Представниками нектону є риби. Бентос - це населення дна озера, яке пристосувалося до життя на дні або відривається від дна на незначну висоту. Прикладом таких організмів можуть бути рослини прибережних заростей, хробаки, молюски.

Представники всіх екологічних груп розміщуються у водній товщі залежно від освітлення, умов прогрівання, кисневого режиму тощо.

Специфічні умови існування утворюються в прибережній зоні (літоралі) і глибоководній зоні (пелагіалі). Для літоралі характерне майже повне перемішування вод під впливом вітру та течії, що призводить до вирівнювання температур і вмісту кисню. У цій зоні достатньо освітлення. Внаслідок цього населення літоралі відрізняється від населення пелагіалі великою різноманітністю. Для літоралі характерним є наявність вищої рослинності (очерет, хвощ, осока та ін.). Від рослинності залежить і склад фауни.

Якщо хвилі не досягають дна озера, його вкривають в основному мули, багаті на органічні рештки. За рахунок цих мулів розвиваються бактерії та грибки. Тваринний світ дна може бути багатим, але його складають представники небагатьох видів, зокрема хробаки, невеличкі молюски тощо. Розвиток бентосу залежить від забезпеченості дна киснем, а від розвитку бентосу і планктону — кількість представників нектону.

Загальна кількість органічних речовин у живих організмах, яка припадає на одиницю поверхні дна або одиницю об’єму води в озері, показана у вагових одиницях, називається біомасою. Збільшення біомаси пов’язане з індивідуальним ростом і розмноженням, зменшення — з природним і штучним відмиранням організмів. Властивість водойми відтворювати органічну величину у вигляді живих організмів називається біологічною продуктивністю.

Нагромадження органічної речовини зумовлює зміну в кисневих умовах, які в свою чергу впливають на зміну складу і кількості фауни і флори.

ВОДОСХОВИЩА І ОСОБЛИВОСТІ ЇХ ГІДРОЛОГІЧНОГО

РЕЖИМУ

Водосховища — це водойми створені людиною. Вони призначені для затримування, накопичення і зберігання води з метою використання її надалі для задоволення потреб народного господарства.

Водосховища утворюються шляхом побудови греблі, яка перегороджує долину річки, струмка, балки тощо. Водосховища, створені в долині річки (що найбільш розповсюджено), поєднують у собі ознаки озера і річки. До озера їх наближує сповільнений водообмін і, як наслідок, термічне, хімічне і біологічне розшарування водної маси; до річки — поступальний рух води, який має місце на їх верхніх ділянках і по осі великих русел. Отже, подвійна природа водосховища і штучне регулювання його вод створюють деяку своєрідність у рівневому, термічному, хіміко-біологічному режимі і динаміці його водної маси.

На великих водосховищах коливання рівнів у результаті зміни умов припливу і витрачання води відбувається на протязі річного циклу. Навесні під час наповнення водосховища рівні досягають найвищого значення, а взимку опускаються до своїх найменших значень. На малих водосховищах, де величина припливу незначна, рівні коливаються більш різко, змінюючи свої відмітки навіть на протязі доби або кількох годин.

На зміни рівня води значний вплив мають згінно-нагінні явища, які більш характерні для великих водосховищ. На цих водосховищах зміни рівнів води під впливом згонів та нагонів досягають кількох метрів (Рибінське — до 1 м, Цимлянське — до 1, 75 м). Зміни рівня за рахунок спрацювання на великих водосховищах можуть становити 5 — 6 м . Такі різні зміни коливання рівнів для озер не характерні.

Досить різкі зміни рівнів у водосховищах ведуть до інтенсивного розмиву берегів і переформування ложа водосховища. Крім того, це призводить до формування нестійкого льодового покриву у верхньому б’єфі.

Порівняно з озерами, для водосховища характерна більша проточність, що зумовлює більші швидкості течії. У багатоводні весни іноді вода замінюється двічі на сезон, як це мало місце на Київському водосховищі в 1970 р. Після утворення водосховища істотно змінюються умови льодового та гідрохімічного режиму порівняно з цими характеристиками річки.

Восени льодоутворення у водосховищах починається разом з появою льодових явищ на річках даної географічної зони. Льодостав на невеликих водосховищах настає раніше на 6 — 8 днів, ніж на річках у природному стані, що пов’язано із зменшенням швидкості течії у водосховищі. Великі водосховища можуть замерзати і пізніше, бо вони за теплу пору року накопичують значний запас тепла. Скресання водосховищ і звільнення від льоду відбувається по різному і залежить від режиму експлуатації водосховища і теплових факторів.

Переформування берегів водосховища починається з перших днів створення його. Інтенсивність розмиву берегів значна на початку життя водосховища і сповільнюється тоді, коли утвориться берегова відмілина. Переробка берегів значною мірою залежить від їх геологічної будови, сили вітру в даному районі та інших причин.

Створення водосховища веде до підпору річки і зменшення швидкості течії, що викликає осідання намулів і поступове замулювання водосховища. У хвостовій частині водосховища осідають крупні намули і лише дуже дрібні доходять до греблі.

ЗНАЧЕННЯ ОЗЕР ТА ВОДОСХОВИЩ У НАРОДНОМУ ГОСПОДАРСТВІ

Водойми із сповільненим водообміном — озера та водосховища — мають велике значення в народному господарстві. Великі озера (Байкал, Балхаш, Каспійське море, Ладозьке, Онезьке) та водосховища, створені на Волзі, Дніпрі, Дону, використовуються як транспортні магістралі. Мінеральні озера (Кара - Богаз - Гол, Ельтон, Баскунчак, озера Криму) використовуються для добування цінної хімічної сировини (мірабіліту, кухонної солі, соди тощо). З озер, розміщених у зоні тундри і тайги, видобувають сапропель, сапропеліти, торф, які використовуються в хімічній (добування бензину, газу, різних мастил тощо) та паливній промисловості.

Значну роль відіграють озера та водосховища в розведенні водоплавної птиці, риборозведенні та рибальстві. Залежно від кількості риби, яка виловлюється з 1 га площі, озера поділяються на:

а) малопродуктивні, якщо з 1га виловлюється менше 30 кг на рік;

б) середньопродуктивні при вилові 30 — 60 кг/га на рік;

в) високопродуктивні при вилові більше 60 кг/га за рік.

З розвитком водогосподарського будівництві в народному господарстві роль штучних водойм весь час збільшується. В Україні створено багато водосховищ, які накопичують воду і віддають її для водопостачання, зрошування, гідроенергетики. У посушливих степових і лісостепових районах величезне значення мають малі штучні водойми — ставки. Ці водогосподарські споруди створюються для водопостачання, зрошування, риборозведення. Вони наповнюються за рахунок місцевого стоку під час весняної повені.

Таблиця 8.2 - Найбільші водосховища СНД

Річка	Водосховище	Напір води в каскаді , м	Ємність, км3		Площа
			повна	корисна	км2
Волга	Куйбишевське	29	52,3	23,3	6500
	Волгоградське	27	32,2	9,3	3560
Дніпро	Київське	12	3,7	1,2	1420
	Кременчуцьке	17	13,5	9,0	2252
	Дніпровське	35,4	3,3	1,0	400
	Каховське	16,5	18,2	6,8	455
Ангара	Братське	106	179	50,0	3500
Єнісей	Красноярське	100	72,4	30,5	2130

Лекція № 9 Болота

Походження боліт

Болотом називається ділянка земної поверхні, яка постійно перебуває в стані застійного або слабопроточного зволоження і характеризується наявністю процесу торфоутворення і розвитком певної вологолюбної рослинності. До цієї категорії природних утворень належать заболочені землі і заболочені водойми.

Болота можуть виникати або шляхом заростання водойм або заболочування суші.

Заболочування суші є наслідком певного поєднання фізико-географічних умов, які сприяють сповільненому стоку вод і акумуляції їх на поверхні і в ґрунтах, завдяки чому в їх верхніх шарах утворюється надмірність вологи.

Останнє призводить до погіршення кисневого і мінерального живлення рослин, порушує процеси розкладу відмерлих частин рослин. Напіврозкладені рештки рослин консервуються гуміновими кислотами, які утворюються в процесі розпаду рослин. Подрібнені частки органічного матеріалу спочатку заповнюють пори мінерального ґрунту, різко погіршуючи його водопроникність, а потім вкривають і поверхню ґрунту.

Поступово ущільнюючись, маса рослинного матеріалу перетворюється на специфічну органічну породу - торф. Торф має високу водопроникність і малу водопроникність. Поява торфу перетворює поверхню суші на заболочену територію, а при подальшому збільшенні потужності торфового шару на болото.

Процеси заболочування суші залежать від співвідношення елементів водного балансу, рельєфу місцевості, складу ґрунту і гідрогеологічної будови місцевості. У зоні надмірного зволоження опади перевищують випаровування, частина вологи залишається в ґрунті і призводить до перезволоження верхніх шарів ґрунту. При рівнинному рельєфі з малими похилами зайва волога з поверхневих шарів ґрунту виводиться дуже повільно. Утворюються значні площі, перезволожені застійними водами. Тому в районах з рівнинним рельєфом і відносно рідкою річковою мережею болота і заболочені землі займають більшу частину території (наприклад, Західний Сибір, Полісся).

Ось чому в зоні надмірного зволоження болота є основним елементом ландшафту, а процес болотоутворення характерною зональною ознакою. Так середня заболоченість тундри становить близько 70 %, а лісової зони - 30%.

У зоні нестійкого зволоження (лісостеп) боліт значно менше. Вони приурочені до від’ємних форм рельєфу - ярів, балок, западин, подів, блюдець тощо. Надлишки вологи тут створюються лише з рахунок припливу поверхневих вод, виходу на поверхню підземних вод. У зоні недостатнього зволоження (степ) болота зустрічаються як виняток. Вони розташовані в основному в заплавах річок, а також там, де виходять на поверхню підземні води.

Велике значення в процесі розвитку боліт має висота рівня ґрунтових вод у торфовому покладі і прилеглій суші. Наростання торфового покладу і підвищення рівня ґрунтових вод у болоті, яке займає пониження рельєфу, призводить до сповільнення потоку ґрунтових вод, спрямованого до болота, та до підвищення їх рівня на навколишній місцевості.

Болото може з’явитися в найрізноманітніших умовах. Часто воно утворюється в ялиновому лісі, де внаслідок вилуговування ґрунтів з’являється мохова рослинність, яка призводить до відмирання лісу і народження типової болотної рослинності. Утворення болота може початися на лісових вирубках і на лісових згарищах. На цих площах рослинний покров утворює щільну дернину, яка погіршує умови інфільтрації. Виникає надмірність вологи, яка сприяє появі вологолюбної рослинності. Болото також може утворитися на місці луків. Лучна рослинність, внаслідок збільшення вологості, замінюється осоками і мохом, починається процес торфоутворення, в результаті чого виникає трав’яне болото.

Отже, для розвитку процесів заболочування і торфонакопичення необхідні сприятливі поєднання водного і теплового режимів. Поряд з різними причинами болотоутворення головну роль відіграють кліматичні і гідрологічні особливості території, які створюють сприятливі для заболочування співвідношення тепла і вологи.

З морфологічного боку болота характеризуються формою своєї поверхні, розмірами масивів, похилами поверхні і потужністю торфового шару.

Болота можуть мати плоску, ввігнуту або опуклу поверхню. Для болотних масивів характерна наявність внутріболотних водних об’єктів: струмків, річок, oзер, мікроозер і трясовин. З болотних озер і трясовин часто беруть початок струмки і річки. Глибина русла болотних річок звичайно не перевищує 1,5-2 м, ширина русла звичайно не більше 10 м, іноді струмки течуть під моховим покровом і лише в окремих місцях виходять на денну поверхню.