Сделай Сам Свою Работу на 5

Вековые и многолетние колебания водности

Водный баланс бассейна реки (озера)

Испарение воды в речном бассейне

Водный балансречного бассейна– это совместное рассмотрение за какой-либо промежуток времени прихода, расхода и динамичных запасов воды в речном бассейне. Рассматриваются такие составляющие прихода-расхода влаги, как атмосферные осадки, испарение, речной сток, запасы подземных вод и запасы вод зоны аэрации. Выше, в разделе основы метеорологии, мы ознакомились с вопросами формирования и территориального распределения осадков. Здесь остановимся на рассмотрении другой важной характеристики – испарения.

Испарение с водной поверхностипо своей величине приближа­ется к испаряемости z0=B/L (B – радиационный баланс, L – удельная теплота испарения),т.е. максимально возможному при данных климатических условиях испарению, зависящему от радиационного баланса. Величина годового испарения с водной поверхности для терри­тории бывшего СССР увеличивается с севера на юг и в среднем равна: в тундре 200–350 мм, в лесной зоне 350–650, в степной зоне 650–1000, в полупустыне и пустыне 1000–1800 мм.

Опытным путем испарение с водной поверхности в конкретных условиях может быть определено с помощью метода водного баланса, по ве­личине снижения уровня воды в естествен­ном водоеме или искусственном испарителе в результате испарения. Для его расчета широко применяются эмпирические формулы, среди которых наиболее известна формула Б. Д. Зайкова, показывающая, что испарение тем больше, чем больше ско­рость ветра и меньше влажность воздуха (и больше дефицит влажности):

z = 0,14n (e0 – е200)(1 + 0,72u200), (3.28)

где z – испарение, мм; ео – среднее значение максимальной упру­гости водяного пара, вычисленное по температуре поверхности воды в водоеме, мб; е200 – средняя упругость водяного пара (абсолютная влажность воздуха) на высоте 200 см над водоемом, мб; u200средняя скорость ветра на высоте 200 см над водоемом, м/с; п – число суток в расчетном интервале времени. В формуле (3.28) разность упругостей водяного пара е0 - е может быть заменена величиной, пропорциональной дефициту влажности воздуха cD200.



Испарение с поверхности снега и льдазависит от тех же факто­ров, что и испарение с водной поверхности. Вследствие низкой температуры испаряющей поверхности протекает оно значительно менее интен­сивно, составляя за зиму всего 20–30 мм, т. е. в десятки раз меньше испарения с поверхности воды.

Испарение с поверхности снега измеряется спе­циальными испарителями весовым методом. На практике применяют эмпирическую зависимость, по своей структуре ана­логичную формуле (3.28).

Испарение с поверхности почвы без растительностиопределяется метеорологическими условиями и скоростью поступления воды к поверхности из более глубоких слоев грунта. Оно осуществляется не только непосред­ственно с поверхности почвы, но и с частиц ниже поверхности почвы и с «капиллярной каймы». Испарение с поверхности почвы тем больше, чем больше влажность почвы, дефицит влаж­ности воздуха и скорость ветра. Оно возрастает после дождей и при повышении уровня грунтовых вод. Потери воды на испарение с поверхности почвы могут быть определены с помощью почвенного испарителя. Объем испарив­шейся с почвы воды рассчитывают по изменению массы почвен­ного монолита, помещенного в испаритель.

Испарение растительным покровом (транспирация) имеет три стадии: 1) поглощение корневой системой расте­ний почвенной влаги, 2) подъем воды по стеблям, 3) испарение с поверх­ности листьев. С увеличением мощности и глубины корневой системы растений и увеличением размеров листьев и густоты листового покрова транспирация увеличивается.

Интенсивность транспирации зависит и от типа и возраста растений. У них различно и отношение массы испаряемой воды к массе прироста сухого вещества, называемое транспирационным коэффициентом. Он наибольший у риса, а наименьший – у хвойных деревьев.

За вегетационный период растения могут испарять значительные объемы воды. Так, годовой слой испарения для пшеницы составляет 250–300 мм, березы– 150–200, хвойных деревьев– 150–300 мм. Величина транспирации может быть определена с помощью почвенного испарителя. Для этого измеряют суммарное испарение с поверхности почвы и растительности (в этом случае монолит почвы имеет живые растения) и испарение с поверхности почвы под растениями (в этом случае измеряют испарение с монолита почвы, над которым подвешены срезанные растения, чем достигается естественная затененность почвы). Раз­ница в величинах испарения, определенного двумя этими способами, даст величину транспирации.

Суммарное испарениескладывается из испарения с поверхности почвы и транспирации (включая и испарение с крон деревьев). Суммарное испарение учитывается при анализе водного баланса речных бассейнов, поэтому в гидрологии ему уделяют наи­большее внимание.

Для определения суммарного испарения используют две группы методов. В первой из них применяют зависимости среднего мно­голетнего годового суммарного испарения (z)от годовых осадков (х), и испаряемости (z0). Как упомянуто выше, M. И. Будыко предложил испаряемость z0 определять как z0= В/L, где В – среднее мно­голетнее годовое значение радиационного баланса, и L – удельная теплота испарения (L,= 2.512 мДж/м2мм). M. И. Будыко, следуя идеям П. Шрайбера и Э.М. Олдекопа, связывает величину испарения с величинами осадков и испаряемостью: z=f(x, z0). Этот подход получил дальнейшее плодотворное развитие в работах В.С. Мезенцева и его школы, где он успешно применен в гидромелиоративных расчетах.

Вторая группа методов основана на использовании эмпириче­ских связей, например средних годовых и месячных величин сум­марного испарения с соответствующими значениями температуры и влажности воздуха (метод А. Р. Константинова), или средней месячной температуры и месячной суммы осадков (графики Б.В. Полякова для зоны недостаточного увлажнения и П.С. Кузина – для зоны достаточного и избыточного увлажнения).

Суммарное испарение изменяет­ся в зависимости от тепло- и влагообеспеченности территории. В среднем для различных при­родных зон характерны такие величины годового суммарного испа­рения z длятерритории бывшего СССР: тундра и лесотундра – 100–300 мм, лесная зона – 300–500, лесостепь и степь–300–500, полупустыня – 150–300 мм. Пределы изменения испарения в каждой природной зоне зависят от количества осадков.

Чем суше климат, тем больше разница между испаряемостью и фактическим суммарным испарением. В тундре, где почвы постоянно высоко увлажнены, испарение приближается к испаряемости. В пустынях при крайне малом количестве осадков испарение намного меньше испаряемости. В субтропических пустынях, например, при испаряемости 2000– 2500 мм фактическое испарение менее 100 мм.

 

Метод водного баланса

Уравнение баланса вещества (энергии) для любой системы имеет следующий общий вид:

Полагаем, что речной бассейн замкнутый, т.е. отсутствует естественный водообмен с соседними бассейнами и в него не поступает и не изымается дополнительная вода с помощью искусственных водоводов (каналы, трубы, пополняющие речной сток или подающие воду на орошение). Уравнение водного баланса бассейна реки для интервала времени t в этом случае получит вид

x - y –z=DW, . (3.29)

где DW=W2 – W1

Здесь х – жидкие осадки и запасы воды в снеге, поступающие на поверх­ность речного бассейна; у – сток реки в замыкающем створе; z – суммарное испарение с поверхности бассейна (испарение с поверхности почвы, транспирация, а также испарение с поверхностей, покрытых водой, снегом и льдом); DW – изменение запасов воды в бассейне (в руслах рек, водоемах, почве, водоносных горизонтах, в снежном покрове и т. д.) за интер­вал времени t; W1 – запас воды в бассейне в конце расчетного интервала t); W2 то же в его начале.

Атмосферные осадки составляют приходную часть уравнения водного баланса; сток реки в замыкающем створе и испарение объединяются в расходную часть водного баланса. Если приходная часть превышает расходную (например, зимой, когда снежный покров накапливается, но не тает; или в период выпадения обильных дождей), то запасы воды в бассейне увеличиваются, и DW >0. Если, наоборот, расходная часть больше приходной (например, в межень, когда река питается в основном подземными водами), то запасы воды в бассейне истощаются («срабатываются»), и DW < 0. Единицами измерения составляющих уравнения водного балан­са речного бассейна обычно служат либо величины слоя (мм), либо объемные величины (м3, км3), подсчитанные за расчетный интервал времени (t, месяц, сезон, год и т.д.).

В тех случаях, когда используются системы межбассейнового перераспределения («переброска») стока, в уравнение баланса вводят составляющие, учитывающие дополнительную водоподачу (т.е. поступающий объем воды извне) или водоотбор (т.е. изъятие воды).

Чтобы учесть величину переходящих от года к году за­пасов воды в снежном покрове, вместо календарного года рассматривается гидрологический год, начало которого в климатических условиях России приходится на осенние месяцы (1 октября или 1 ноября). В этом случае за­пасы воды в снежном покрове формируют сток весеннего половодья соответствующего гидрологического года.

Наконец, при осреднении составляющих уравнения водного баланса за длительные периоды, измене­нием запасов воды в бассейне (DW) можно пренеб­речь. В этом случае уравнение водного баланса записывают в самом простом виде:

.(3.30)

Здесь – соответственно средние за многолетний период годовые осадки, испарение и сток. Распределение величин на земном шаре носит зональ­ный (широтный) характер и зависит от климатических условий.

Разделим уравнение водного баланса для многолетнего пе­риода (3.22) на осадки:

1= = . (3.31)

Отношение стока к осадкам называется коэффициентом стока (а=у/х). Этот коэффициент показывает, какая доля осадков стекает. Отношение z/x можно по аналогии назвать коэффициентом испарения и обозначить через β.

Вековые и многолетние колебания водности

Режим реки характеризуются прежде всего колеба­ниями ее водности. Водность – это количество воды, переносимое рекой за какой-либо период (месяц, сезон, год, ряд лет) в сравнении со средней многолетней величиной стока воды этого периода. Водоносность – это величина среднего многолетне­го стока реки (м3/с, км3/год).

Вековые колебания водности рекотражают изменения климатических условий с периодом сотни и тысячи лет. Палеогеографические исследования свидетельствуют о том, что в истории различных регионов планеты были периоды, когда вод­ность рек была существенно больше, чем сейчас. Так, в Европе водный сток рек увеличивался в холодные и влажные периоды (1400-1300, 900-300 гг. до н.э., 400-750, 1150-1300, 1550–1850 гг. н.э.). 1550–1850 годы характеризовались активным наступлением ледников в Альпах и получили название «малого ледникового периода». Наоборот, в теплые и засушливые годы водный сток рек уменьшался. В Европе к таким периодам относят 900–1100 годы, названные «средневековым кли­матическим оптимумом».

Многолетние колебания водности рекимеют периодичность в десят­ки лет. Данные инструментальных наблюдений свидетельствуют о том, что многолетним колебаниям подвержен и суммарный сток всех рек земного шара и сток отдельных рек (табл. 3.9).

Для характеристики многолетних колебаний стока рек обычно используют четыре приема: 1) сравнивают средний сток реки за некоторые характерные периоды (см. табл. 3.9); 2) анализируют многолетние изменения средних годовых расходов воды реки (рис. 3.23, а); 3) проводят «сглаживание» колебаний стока путем 5- или 6-летнего скользящего осреднения (рис. 3.23, а); 4) строят так называемую нормированную разностную интегральную кривую годового стока (рис. 3.23, б) путем последо­вательного суммирования нормированных отклонений средних го­довых расходов воды от осредненного расхода воды ( ) за период наблюдений: , где модульный коэффициент Эта кривая позволяет выделять периоды, когда сток реки увеличивался или уменьшался. Используют также другие статистические методы, например, спектральный и автокорреляционный анализы – для выделения циклов в колебаниях водности.

При анализе многолетних колебаний водности рек принято раз­личать естественную и антропогенную изменчивость речного стока. Первая из них обусловлена лишь климатическими факторами, вторая – хозяйственной деятельностью (забором вод на хозяйственные нужды, потерями стока на испарение после создания водохранилищ и др.). Особенно значительными потерями стока рек Европейской территории СССР и Средней Азии на заполнение водохранилищ и изъ­ятие вод на орошение были 50–70-е годы 20 столетия. Напротив, из-за спада как промышленного, так и сельскохозяйственного производства в 90-е гг XX века объемы водозабора в бассейне Волги и других рек степной зоны России заметно уменьшились. В то же время антропогенное снижение стока двух главных рек Средней Азии – Амударьи и Сырдарьи – продолжается и в настоящее время. Сокращение стока Амударьи и Сыр­дарьи явилось основной причиной сокращения и деградации Аральского моря.

Исследования показали, что в ко­лебания водности Волги (рис. 3.22, табл. 3.9) основной вклад вносит климатический фак­тор. Несмотря на безвозвратные потери стока в бас­сейне Волги, вызванные водозабором на хозяйственные нужды и испарением с водохранилищ Волжско-Камского каскада, естественные климатические изменения стока превышают антропогенные. Особенно это проявилось в последние деся­тилетия, когда сток Волги заметно увеличился вследствие изменения характера циркуляции атмосферы, сопутствующего увеличению осадков.

 

Таблица 3.9. Многолетние изменения стока воды и наносов некоторых рек по данным Гидорлметслужбы [19]

 

Река, створ Период Средний сток
        воды, км3/год взвешенных наносов, млн т/год
Волга, Верхнее Лебяжье 1881-1899 1900-1929 1930-1941 1942-1969 1970-1977 1978-1995 1996-2002 – – – 13,9/8,4' 4,5 8,4 –
Дунай, Орловка 1921-1960 1961-2002 52,4 38,8
Дон, Раздорская 1881-1951 1952-1985 1986-1998 27,5 21,5 21,6 4,7 2,0 –
Кубань, Тиховский 1929-1948 1949-1972 1973-1986 1987-2000 12,9 11,5 9,2 13,0 8,6 6,8 0,9 2,1
Обь, Салехард 1930-1945 1946-1950 1951-1968 1969-2000 14,8 23,0 16,0 14,7
Енисей, Игарка 1936-1967 1968-2000 12.52 4,23

1 Числитель –данные за 1942–1955 гг, знаменатель – за 1956–1969 гг. 2 Данные за 1941– 1967 гг. 3 Данные за 1968–1987 гг . Прочерк означает отсутствие данных

 

В многолетних колебаниях стока Волги (рис. 3.22) хорошо про­слеживается периодичность, обусловленная в основном климати­ческими причинами. Самым многоводным за весь период наблюдений был 1926 г., когда годовой сток Волги составил 368 км3 (в 1,5 раза больше среднего многолетнего); следующими по водности были 1928 и 1994 г. (342 и 339 км3). Наиболее маловодными были 30-е и 70-е гг. XX века, а наименьший сток отмечался в 1921 и 1973 г. (149 и 163 км3). Совмещение на рис. 3.23 графиков изменения стока Волги и ко­лебаний уровня Каспийского моря показывают, что главная причина в колебаниях уровня Каспия – изменения стока Волги. Вместе с тем возросшие объемы изъятия стока под влиянием хозяйственной деятельности усилили маловодье Волги в 70-х годах. И напротив, заметное увеличение естественного стока Волги в последние 20–25 лет совпало с периодом спада как промышленного, так и сельскохозяйственного производства, что способствовало еще большему увеличению водности. Таким образом, современное увеличение стока Волги имеет под собой как климатическую (она основная), так и антропогенную причины [19].

Если водность различных рек изменяется параллельно, то говорят о синхронности колебаний их стока. Обычно синхронно изменяется водность тех рек, которые расположены более или менее близко друг от друга. В целом синхронно колеблется водность рек юга Европейской части (Дона, Кубани, Волги) и рек севера Европейской части России (Печоры, Северной Двины). Так, повышенный сток многих европейских рек одновременно отмечался в 40-е годы прошлого века. Последние десятилетия оказались весьма много­водными вследствие увеличения количества осадков. Кроме того, в связи с эко­номическими причинами несколько сократился объем водозабора, что также способствовало увеличению водности.

По оценкам И. А. Шикломанова и В. Ю. Георгиевского (2003, 2004), в последние 20 лет сток рек в северной и северо-восточной частях Волжского бассейна возрос почти на 30 %. Увеличился сток рек Сибири и других рек Рос­сии. У многих рек (Волги, Дона, Днепра, Урала, Иртыша) суще­ственно – на 20–40 % – увеличился сток в летне-осенние и зим­ние месяцы. Причина таких изменений стока, как отмечалось выше,– возрастание атмосферных осадков и общей увлажненности территории.

 

 

Рис. 3.22. Изменения стока воды Волги и уровня Каспийского моря в XX веке [В.Н. Михайлов и др., Гидрология, МГУ, 2005. а – расходы воды Волги в вершине дельты у Верхнего Лебяжьего: средние годовые (1), при скользящем 6-летнем осреднении (2), б – нормированная разностная интегральная кривая стока Волги, в – средние годовые уровни воды Каспийского моря (Махачкала).

Если наблюдаются несовпадения харак­тера изменения водности у разных рек, то говорят об асинхронности колебаний их стока. Замечено, что асинхронно изменяется сток рек Европейской части России и Восточной Сибири. Периодам повышенного естественного стока на Волге, например, нередко соответствуют периоды пониженного стока на Енисее и Лене, и наоборот. Асинхронность в колебаниях водности рек разных регионов объясняется различием в процессах циркуляции атмосферы. Например, нередки случаи, когда активизация циклонической деятельности над Европейской территорией России сопровождается установлением антициклона над Сибирью, и наоборот.

 



©2015- 2019 stydopedia.ru Все материалы защищены законодательством РФ.