Факторы, влияющие на температуру воды в реках.

Изменение запасов тепла в реках зависит от нагревания и ох­лаждения водной массы в течение года. Таким образом, все теп­ловые процессы, наблюдаемые в водных потоках, обусловлива­ются тепловым балансом, т. е. соотношением прихода тепла при нагревании (приходная часть теплового баланса) и расхода его при охлаждении воды (расходная часть теплового баланса).

Повышение или понижение средней температуры воды на данном участке реки обусловливается теплообменом между этим участком и атмосферой, ложем и соседними участками реки.

Для составления уравнения теплового баланса данного уча­стка реки за некоторый период времени t следует просуммиро­вать приток и потери тепла между участком реки и окружаю­щим пространством. Уравнение теплового баланса можно запи­сать в следующем виде:

S с.р. – S и.а ± S т.а ± S и.к ± S г.в ± Sт. л ± S в.н. = ± S,

где S с.р. — тепло, поглощаемое водой в виде прямой и рассеян­ной солнечной радиации (суммарная солнечная радиация); S и.а — эффективное излучение, представляющее разность между собственным излучением воды и поглощенным встречным излу­чением атмосферы; S т.а — турбулентный обмен тепла с атмо­сферой вследствие разности температуры воды и воздуха; S и.к — приток тепла при конденсации атмосферной влаги на водной поверхности или потеря при испарении воды; S г.в — тепло, при­носимое грунтовыми водами на данном участке за время t; Sт.л — теплообмен между водным потоком и его ложем; S в.н. — теплообмен рассматриваемого участка реки с соседними через верхний и нижний створы; S — изменение запаса тепла в потоке за время t. Все слагаемые теплового баланса выражены в кал/(см²•сут).

Кроме перечисленных элементов теплового баланса, на тем­пературу воды могут оказывать влияние атмосферные осадки, а при наличии притоков — приносимое ими тепло. Иногда учи­тывается тепло, выделяющееся при движении воды за счет сил трения. Эти источники тепла невелики и существенного значения в тепловом балансе реки не имеют.

Ход температуры воды обычно соответствует ходу температуры воздуха, но изменения температуры воды происходя! бо­лее плавно и медленно, чем изменения темперагуры воздуха, вследствие более высокой теплоемкости воды. В первой поло­вине теплого периода года температура воздуха бывает выше температуры воды, а во второй — ниже. Максимум температуры воды наступает позже, чем максимум температуры воздуха.

Некоторые реки, получающие подземное питание из глубо­ких горизонтов, в теплое время имеют более устойчивую темпе­ратуру воды, изменения которой в меньшей мере зависят от температуры воздуха; зимой на таких реках встречаются неза­мерзающие участки.

Реки, питающиеся за счет ледников и высокогорных снегов, характеризуются низкой температурой воды. Обычно в теплое время года разности между температурами воды таких рек и воздуха остаются отрицательными и положительны в холод­ный период. Озерные реки имеют низкую температуру воды вес­ной и более высокую осенью.

На тепловой режим рек также оказывает влияние обмен тепла между водой и ложем русла. Так, в летнее время наблю­дается отдача тепла водой ложу реки, а зимой, наоборот, тепло ложа реки передается водной массе.

Летом температура воды на малых реках южных широт мо­жет достигать 30° С и выше.

Тепло вод многих рек оказывает существенное влияние на тепловой режим морей. Так, воды рек Сибири повышают тем­пературу вод береговых районов Северного Ледовитого океана и облегчают плавание по Северному морскому пути.

17.2. Распределение температуры воды по живому сечению и длине реки. Температура воды рек изменяется во времени, по длине реки и в каждом живом сечении ее не является по­стоянной (рис. 5).

Вследствие турбулентного характера течения в реках на­блюдается непрерывное перемешивание водных масс, что спо­собствует выравниванию температуры воды в живом сечении реки. Однако температура воды в разных точках живого се­чения неодинакова. Различия температуры могут быть вызваны интенсивным притоком подземных вод, влиянием вод прито­ков, малым водообменом между поверхностными и глубинными слоями или питанием реки озерными водами. Значительная раз­ница температур воды по живому сечению наблюдается на Ангape в месте впадения левобережного притока Иркута; разность температуры воды у левого берега и на середине реки дости­гает 9,3° С. Приток Иркут имеет более теплую воду, чем и вы­зывает резкое изменение температуры воды главной реки.

Наличие порогов и островов на реках, а также действие ветра способствуют интенсивному перемешиванию воды и вы­равниванию ее температуры.

Температура воды неодинакова и по длине реки: она зави­сит от смены географических зон, через которые протекает река, вида питания, температуры воды притоков и наличия в бассейне реки озер и ледников. Характер изменения темпера­туры воды зависит от направления течения реки. В этом отно­шении равнинные реки можно подразделить па текущие с юга на север, с севера на юг и в широтном направлении.

На больших реках, текущих с юга на север (реки Сибири), температура воды в верховьях низкая, затем в степной и лесо-

Рис. 5. Поперечный температурный разрез реки 15 ноября 1971 г.

степной зонах она повышается от интенсивного нагрева и за счет притоков, несущих более теплые воды, а в нижнем течении далее к северу постепенно охлаждается. Для рек, текущих с се­вера на юг, температура воды обычно повышается до самого устья, если только река не принимает притоков с более холод­ной водой. Реки, имеющие широтное направление течения, ха­рактеризуются однородностью температуры воды по длине по­тока; на тепловой режим таких рек оказывают влияние при­токи, приносящие более теплую или холодную воду.

Измерения температуры вод на гидрологических постах дают сведения о ходе температуры воды во времени.

Производятся и специальные наблюдения за температурным режимом рек, к которым относятся: 1) измерения температуры воды с повышенной точностью на постоянных температурных вертикалях; 2) измерения температуры в живых сечениях рек — поперечные температурные разрезы, 3) измерение темпе­ратуры воды вдоль потока по стрежневой части — продольные температурные разрезы.

Для определения теплового расхода на разрезе одновре­менно с измерением температуры измеряют расход воды. Теп­ловой расход (в ккал/с) определяется по формуле

Qt = Qct,

где Q —расход воды в м³/с; t — температура воды, средняя в разрезе в °С; с— удельная теплоемкость воды, равная 1000 кал/(м³ = °С).

Тепловой сток реки за год или другой период времени под­считывается по данным систематических определений теплового расхода. Тепловой сток больших рек бывает значительным. На­пример, количество тепла, выносимого Енисеем в Карское море в течение года, составляет 3000—4000 биллионов ккал. Эго тепло может растопить около 50 км³ льда.

Продольные температурные разрезы проводят в осенне-зим­ний период для установления положения нулевой изотермы (рис. 78), которая при ледообразовании все время перемеща­ется. Положение нулевой изотермы в пределах какого-то уча­стка реки обусловливает на нем начало ледообразования. Ох­лаждение воды до 0°С происходит раньше у берегов, где обра­зуются забереги.

Ледовый режим рек

Охлаждение воды реки начинается задолго до ледообразо­вания, что обусловлено потерями тепла водным потоком. При этом тепловой баланс реки становится отрицательным, так как тепловой поток направлен от водной поверхности в атмосферу. Основную роль в теплообмене водной массы с атмосферой играет суммарная солнечная радиация, эффективное излуче­ние, расход тепла на испарение воды и турбулентный обмен тепла речной воды с атмосферой. Охлаждение потока происхо­дит через его поверхность.

Различные скорости течения, определяющие перемешива­ние водной массы, способствуют выравниванию температуры в живом сечении потока и охлаждению ее до 0°С. Формирова­ние ледяного покрова па реках с медленным и быстрым тече­ниями имеет свои особенности: при малых скоростях течения лед образуется исключительно на поверхности потока и про­цесс его формирования протекает спокойно и довольно бы­стро — в этом случае наблюдается лед статического замерза­ния. На реках с быстрым течением лед образуется не только на поверхности, но и по всей площади живого сечения потока, вследствие чего процесс формирования ледяного покрова проте­кает медленнее — в данном случае имеет место динамическое ледообразование. Скорость течения потока, при которой стати­ческий вид ледообразования может переходить в динамический, называют критической скоростью; она приближенно равна

0,5 м/с.

Зимний период начинается с момента устойчивого появле­ния отрицательных температур воздуха, охлаждения речных вод ниже 0°С и появления на реке льда. Период зимнего режима рек делят на три характерные фазы: замерзание, ледо­став и вскрытие реки.

18.1. Замерзание. В том случае, когда температура поверх­ности реки понижается до температуры замерзания воды (0°С) и теплоотдача водной поверхности превышает приток тепла к ней, на реке начинается ледообразование. Возле берегов рек, на отмелях и в заливах, т. е. в местах с малыми скоростями и глубинами, где быстрее охлаждается вода, появляются первые кристаллы льда Примерзая к берегам, они становятся непо­движными и, смерзаясь между собой, образуют полосы льда, прикрепленные к берегу, так называемые забереги. Забереги бывают первичные, постоянные и наносные. Первичные забе­реги— очень тонкий лед, появившийся в тихую морозную ночь на мелководных участках со слабым течением у берегов. В днев­ное время (при повышении температуры воздуха или действия ветра) они могут растаять или быть взломанными. Появление и исчезновение первичных заберегов можег быть многократным. Постоянные забереги появляются при устойчивой морозной по­годе. Их развитие идет довольно быстро: увеличивается тол­щина и разрастаются в ширину, а на незамерзающих реках по­степенно намораживаются и превращаются в ледяные валы высотой иногда более 1 м. Наносные забереги образуются в ре­зультате смерзания принесенного во время ледохода льда и обычно имеют шероховатую и торосистую поверхность. Образо­вание заберегов характерно для осенне-зимнего периода, но иногда наблюдается весной при резких похолоданиях во время или после ледохода.

Одновременно с образованием заберегов, а иногда и раньше на реках появляется сало. Сало представляет собой плывущие по поверхности воды прозрачные ледяные кристаллики толщи­ной до нескольких миллиметров в виде мелких игл и очень тон­ких пластинок, издали похожих на пятна застывшего на воде жира. Сало бывает на многих реках, где наблюдается ледо­образование, и образуется при похолодании в ясную и безвет­ренную погоду (рис.6).

Выпавший обильный снег на незамерзшую водную поверх­ность, температура которой 0°С, не тает, а идет на образование снежницы. Она представляет собой снег в воде, плывущий комковатыми скоплениями, еле возвышающимися над водой в виде несмерзшейся рыхлой массы, насыщенной водой и на­поминающей вату

Вследствие турбулентного характера течения происходит не­прерывное перемешивание и выравнивание температуры воды по всему живому сечению реки. Под воздействием низких тем­ператур воздуха вся масса воды потока постепенно охлажда­ется до 0°С и в дальнейшем может приобрести температуру ниже 0°С, т е. произойдет ее переохлаждение, выражающееся лишь в нескольких сотых долях градуса. Переохлаждение речной воды возможно при условии интенсивного перемешивания и отдачи тепла с водной поверхности вследствие значительной разницы в температурах воды и воздуха В результате пере­охлаждения воды при открытой водной поверхности происхо­дит образование и рост кристаллов внутриводного льда в толще воды и на дне потока. Тот лед, который образуется на дне реки в виде рыхлой, губчатой, непрозрачной массы, состоя­щей из скоплений кристаллов льда различных размеров и форм, примерзший к подводной части русла, называют дон­ным льдом. Наиболее интенсивное образование этого льда наблюдается в бурных горных потоках с каменистым дном, а также на порогах и перекатах равнинных рек с большими скоростями течения Донный лед образуется в виде кристаллов поверхностного и особенно внутрйводного происхождения и в ме­стах своего образования удерживается силами сцепления с дном русла реки; дальнейшее нарастание происходит путем пример­зания кристаллов льда, заносимых в придонный слой воды с не которой глубины или с поверхности потока, к его первоначаль­ным образованиям. Большие скопления донного льда (в виде ледяных плотин) могут вызывать повышения уровня воды и создавать перепады высотой более 1 м.

Рис. 6. Сало (р Ангара).

 

Другой разновидностью ледовых форм является шуга, представляющая собой всплывший на поверхность реки внутри-водный и донный лед, в массе которого часто

 

Внутриводный лед Вода Кристаллический лед

Рис 7. Зажор на р. Волхове.

сало, снежница и мелкобитый лед. Шуга имеет вид рыхлых снежно-белых комьев различной формы, напоминающих мокрый снег, и нередко содержит включение ила, песка и гальки. Шуга может находиться в движении вместе с водным потоком и со­здавать шугоход или быть в неподвижном состоянии под установиршимся ледяным покровом — подледная шуга. Скопления шуги под ледяным покровом приводит к образованию зажора. Возникновение зажоров чаще всего происходит на участках рек, характеризующихся искривлением речного потока, резкими изменениями глубин, сужением реки. Условиями для образования зажоров являются: 1) переохлаждение воды в реке по всей ее глубине и 2) турбулентное перемешивание всей водной массы потока. Наиболее мощные зажоры образуются в результате подвижек зажорных масс. За­жоры препятствуют свободному течению воды, так как скопив­шийся внутриводный лед заполняет живое сечение реки (рис.7).

Образование внутриводного льда прекращается с момента покрытия рек сплошным льдом, так как после этого прекра­щается переохлаждение воды. Внутриводный лед довольно ши­роко распространен на многих реках — Ангаре, Енисее, Ниве, Умбе, Выге, Чирчике, Селенге.

Скопления внутриводного льда на решетках турбин гидро­электростанций, водоприемников и других сооружений приво­дят к их закупорке, что в большой степени затрудняет работу водохозяйственных установок. Например, донный лед нередко примерзает к якорям и поднимает их на поверхность реки, В районе г. Горького льдом был поднят со дна Волги металли­ческий кабель, который плавал на поверхности реки несколько часов, пока лед не растаял.

Быстрое нарастание донного льда на крупных камнях или порожистых участках дна приводит к образованию ледяных островов, называемых пятрами (рис. 81). Они представляют собой неподвижные скопления рыхлого льда, нарастающего от дна к поверхности, имеющие грибовидную форму. Группы пятр, соединяясь между собой, могут образовать своеобразную ледя­ную плотину, выше которой происходит повышение уровня воды. В Советском Союзе пятры наблюдаются на Ангаре, Вол­хове, Неве и на многих других реках.

i > 11 > i '"'">11 > 1111 п f! I ] 11 Ггъ. ед кристаллический7/////////>------------------------------------

Сало, снежница, шуга, оторвавшиеся забереги создают иногда большие скопления льда, которые при смерзании обра­зуют плывущие по реке льдины и

Рис 81. Вертикальный разрез пятры.

 

 

ледяные поля, достигающие на крупных реках значительных размеров —500 м² и более. Это явление весьма распространено на реках России и носит название осеннего ледохода. На большинстве равнинных рек осенний ледоход протекает сравнительно спо­койно, его интенсивность, продолжительность и время наступле­ния зависят от температурного режима воздуха и размеров реки.

В местах, где появляются препятствия движению льдин — рукава, сужения реки, повороты, острова, мели,— образуются заторы, вызывающие подпор воды, уменьшающие скорость течения и способствующие скоплению поступающих сверху масс льда. При осеннем ледоходе затор обычно вызывает наступле­ние ледостава. Продолжительность осеннего ледохода от не­скольких дней до месяца (на Днестре до 30 дней) и в среднем составляет 10—12 дней на больших реках, 3—7 дней на малых. Наибольшая продолжительность осеннего ледохода отмечается на реках, вытекающих из крупных озер (Нева, Ангара, Свирь), и на реках с неустойчивым ледовым режимом, при котором их вскрытие и замерзание может повторяться несколько раз вслед­ствие чередования оттепелей и похолоданий (Днестр).

18.2. Ледостав. При температурах воздуха ниже 0°С во время интенсивного осеннего ледохода крупные льдины могут задерживаться в местах сужения реки, у островов, на поворо­тах и мелях. Обычно на таких участках рек льдины смерзаются между собой и с берегом, образуя неподвижные ледяные на­громождения с торосистой поверхностью, вызывающие подпор и уменьшение скоростей течения. Если образовавшаяся ледяная плотина выдерживает напор поступающих сверху масс льда, то на реках наступает ледостав. Ледостав, установившийся на раз­личных участках реки, начинает постепенно распространяться от этих мест вверх по реке вследствие остановки и смерзания приплывающих сверху льдин. Так происходит образование ле­достава на больших и средних реках. Малые равнинные реки за­мерзают обычно спокойнее, чаще всего без ледохода, путем срас­тания противоположных заберегов. Ледяной покров в этом слу­чае имеет ровную и относительно гладкую поверхность.

В период ледостава на многих реках сохраняются открытые пространства воды среди неподвижного ледяного покрова — так называемые полыньи. Полыньи могут быть динамиче­ского и термического происхождения. Динамические полыньи наблюдаются на порогах и стремнинах многих рек и не покры­ваются льдом вследствие больших скоростей течения. Однако в особо суровые зимы они могут покрываться льдом. Полыньи этой категории являются очагами возникновения внутриводного льда, который уносится под ледяной покров и вызывает образо­вание зажоров. Полыньи наблюдаются на реках Карелии, в се­верной части Русской равнины, на горных реках Сибири. По­лыньи иногда называют «фабриками внутриводного льда». Для борьбы с образованием внутриводного льда полыньи закрывают ветками, засыпают снегом и замораживают. Образование по­лыней термического происхождения наблюдается в месте вы­хода теплых грунтовых вод, в нижних бьефах плотин гидроэлек­тростанций, в местах сброса теплых вод промышленных предприятий и в истоке реки, вытекающей из озера,— такие полыньи ежегодно наблюдаются в истоках рек Ангары, Невы, Свири, Волхова и др.

Из других явлений периода ледостава можно отметить и наледи, образование которых обусловлено замерзанием воды, выступившей через трещины па поверхность льда. В некоторых случаях наледь образуется при выходе подземных вод со скло­нов долины на поверхность ледяного покрова. Наледная вода, замерзая, образует наслоения льда и бугры. Эти наледи могут иметь значительные размеры. Например, площадь наледи в до­лине р. Момы (приток Индигирки) достигает 160—180 км².

Нередко реки, находящиеся в суровых климатических усло­виях и особенно в зоне распространения вечной мерзлоты, про­мерзают до дна. Промерзание рек в холодные зимы обуслов­лено уменьшением или полным прекращением выхода подзем­ных вод'—основного источника питания рек в зимнее время — и потерями воды на ледообразование. Из-за суровых климати­ческих условий в Якутии и на Чукотке многие реки ежегодно промерзают на 7-—8 месяцев. Промерзание рек наблюдается также на севере Европейской территории России, в зоне тайги Западно-Сибирской низменности и в горных районах Урала, Алтая, Саян и Забайкалья. Промерзание рек до дна создает щина льда примерно в полтора раза больше, чем па малых его притоках

18.3. Вскрытие. Таяние снега, льда и поступление талых вод с поверхности суши в реки начинается после перехода температуры воздуха через 0°С. Сперва стаивает снег на льду, появляется вода поверх льда, заполняются образовавшиеся в ледяном покрове поры; лед приобретает более темный цвет. Дальнейшее разрушение ледяного покрова происходит под влия­нием солнечной радиации, которая вызывает нагревание воды и таяние льда возле берегов за счет прогревающихся почв, а также под влиянием поступления талых вод в реку, подни­мающих ледяной покров. Разрушение льда начинается у бере­гов и на перекатах. Вдоль берегов образуются узкие полосы воды, свободные ото льда, так называемые закраины. В ме­стах с быстрым течением, где ледяной покров бывает более тонким, образуются открытые пространства чистой воды — промоины. В весенний период промоины наблюдаются пе­ред самым вскрытием реки. При дальнейшем поступлении та­лых вод уровень в реке повышается, всплывшие ледяные поля перемещаются на некоторое расстояние вниз по течению, про­исходит подвижка льда. Подвижек льда может быть несколько. В результате подвижек льда появляются пространства свободной воды среди ледяного покрова, называемые раз­водьями.

Дальнейший приток талых вод и повышение уровня в реке способствуют поднятию, разламыванию потерявшего свою прочность ледяного покрова и передвижению его вниз по течению – начинается весенний ледоход. Он мощнее осеннего. Толщина льдин достигает 1,2 м. Нагромождения местами льдин образует заторы. Уровень воды быстро повышается и случаются весенние наводнения (часто на сибирских реках). На реках, несущих воды с юга на север, паводок наступает не одновременно. При еще толстом льде на севере паводковые воды с юга могут распространяться поверх льда. Взломанный лед наваливается на берег (навалы льда), что может вызывать большие разрушения берегов и строений. Паводок на малых промерзающих реках может проходить без ледохода, вода стекает поверху, а лед тает постепенно. Разрушение льда обычно происходит от берега к руслу, с закраин. При зимнем проседании льда, образуется вогнутость и продольные трещины, по которым происходит весеннее вспучивание льда и разрушения по руслу.