П. С. Лопух гідралогія сушы частка 2 (агульная гідралогія)




старонка7/13
Дата канвертавання14.03.2016
Памер2.05 Mb.
1   2   3   4   5   6   7   8   9   10   ...   13

4.5.3. Донныя наносы
Валачэнне цвёрдых часцінак па дну рэчышча абумоўлена прыдоннай хуткасцю вады. З павялічэннем хуткасці ўзрастаюць памеры часцінак, якія могуць перамяшчацца па дну. На раўнінных рэках па дну перамяшчаюцца невялікія часцінкі, на горных рэках пры значных ухілах вада пераносіць жвір, гальку, нават валуны.

Часцінкі кранаюцца з месца і пачынаюць рухацца, калі хуткасць воднай плыні выводзіць яе з устойлівага стану. Спачатку рухаюцца больш дробныя часцінкі, затым больш буйныя, якія выступаюць над паверхняй дна ракі. Гэты працэс прыводзіць да іх змыву з дна, садзейнічаюць паглыбленню рэчышча. Рух часцінак мае скачкападобны характар, так як ён залежыць ад пульсацый хуткасці, вагі часцінак і іх трэння аб дно. Скачкападобны рух часцінак у прыдонным слаі плыні адбываеццаа ў выглядзе слізгання, перакочвання і пераскоквання. Такі рух часцінак называюць сальтацыяй.

Часцінкі, якія адарваліся ад дна, могуць некаторы час знаходзіцца і ў завіслым стане. Таму, дзяленне наносаў на завіслыя і цягнутыя (донныя) даволі ўмоўнае. Буйнасць цягнутых наносаў павялічваецца ў паўнаводдзе і час паводак, памяншаецца ў межань. Залежнасць паміж вагой часцінак, якія валочацца па дну рэчышча, і хуткасцю, пры якой гэтыя часцінкі рухаюцца, выражаюцца формулай Эры:

Р = А V6,

дзе Р – маса часцінкі, А – каэфіцыент, які залежыць ад формы і ўдзельнайвагі часцінкі, V – хуткасць, пры якой гэтыя часцінкі пачынаюць рухацца.

Закон Эры адлюстроўвае тое, што пры невялікай розніцы ў хуткасці горныя рэкі пераносяць буйную гальку і валуны, а раўнінныя - дробныя пясчаныя часцінкі. Формула паказвае, што пры павялічэнні хуткасці вады ў 3 разы, вага часцінкі, якая можа рухацца пры гэтай хуткасці, можа павялічыцца ў 729 разоў.

Пры адпаведных умовах рака мае адпаведную здольнасць перанесці абмежаваны расход завіслых наносаў. Гэтая здольнасць ракі залежыць ад яе гідралагічных характарыстык (ухілу, хуткасці, глыбіні) і складу наносаў. Пры перавышэнні расходу завіслых наносаў над транспарціруючай зольнасцю плыні адбываецца іх акумуляцыя. Для такой ацэнкі плыні існуюць эмпірычныя залежнасці, напрыклад, формула Е.А.Замарына:

Р = 11 V √(RVI)/W,

дзе Р – транспарціруючая здольнасць плыні, кг/м2; R – гідраўлічны радыус, м; І – ухіл паверхні плыні; W – сярэдняя ўзважаная гідраўлічная буйнасць завіслых наносаў, м/с.

На горных, часей за ўсё невялікіх рэчках і часовых вадацёках з малымі плошчамі вадазбораў, ўзнікаюць кароткачасовыя паводкі, якія нясуць вялікую колькасць наносаў. Іх звычайна называюць селямі і і могуць быць гразявымі, гразева-камянымі, камянымі.
4.5.4. Рэчышчавыя працэсы
Вада рэк пастаянна рухаецца і знаходзіцца ва ўзаемадзеянні з самім рэчышчам. З аднаго боку вада уздзейнічае на рэчышча, змяняе яго абрыс, глыбіні, г другога – змяняецца структура плыні пад уплывам формы і памераў рэчышча.

Рознабаковыя змяненні марфалагічнай будовы рэчышча пад уздзеяннем цякучай вады аб’ядноўваюць назвай рэчышчавага працэсу. Рэчышчавы працэс цесна звязаны з эрозіяй на вадазборы, пераносам і пераразмеркаваннем (размвам, намывам) наносаў, і ажыццяўляецца воднай плынню. У сувязі з гэтым галоўнымі фактарамі змянення рэчышча з’яўляецца водны рэжым і сцёк наносаў. А гэтыя працэсы ў сваю чаргу звязаны з фізіка-геаграфічнымі асаблівасцямі вадазбору і гідраўлічнымі ўласцівасцямі плыні. У выніку рэчышчавых працэсаў адбываецца фарміраванне сучаснага алювію. Характэрнай асаблівасцю пераносу наносаў ракой з’яўляецца чаргаванне ў прасторы і часу размыву і намыву адрэзкаў рэчышча і поймы.

Характэрнай асаблівасцю сучасных рэк у плане з’яўляецца іх звілістасць. Фарміраванне звілін звязана як з гідраўлічнымі асаблівасцямі плыні, так і з лакальнымі і выпадковымі прычынамі (неаднолькавая ўстойлівасць горных пародаў, інш.). На выгібе берага частка струменяў плыні ўздзейнічае на ніжні па цячэнню адрэзак увагнутага берага і размывае яго, павялічвае выгіб. Наносы, якія ўтварыліся ў выніку размыву, пераносяцца адхіляючымі ад яго струменямі вады да супрацілеглага берагу і адкладаюцца некалькі ніжэй па цячэнню і ад выгіба. Такім чынам, ўзнікае меандра, звіліна рэчышча, якая носіць назву па назве ракі Меандр у Малой Азіі з тыповымі формамі рэльефа пры меандраванні.

Звілістасць даліны ракі называюць араграфічнай, а рэчышча – гідраграфічнай звілістасцю. Калі гэтыя дзве звілістасці супадаюць, рака паўтарае выгібы сваёй даліны. Пры няпоўным супадзенні схілы даліны часткова абмяжоўваюць меандраванне рэчышча. У прыродзе часцей за ўс1 назіраецца поўнае іх несупадзенне. Такая рака меандруе па шырокаму дну даліны і ўтварае шырокую рачную пойму. Больш за ўсё размываюцца берагі і дно на загнутых участках рэчышча – плёсах (рыс. ), дзе назіраецца найбольшая глыбіня. Пры пераходзе ад верхняга да ніжняга плёсу фарміруецца перакат. У выпуклага берага, супрацілеглага ўвагнутаму, дзе адкладаюцца наносыфармуецца верхні побачэнь. Ніжэй верхняга плёсу знаходзіцца ніжні побачэнь. Паміж верхнім і ніжнім плёсамі ляжыць седлавіна пераката. Найбольш глыбокая частка пераката называецца карытам. Па сваёй будове перакат асіметрычны: верхні яго схіл палогі, ніжні – больш круты, ўтвараючы падвалле з боку ніжняй плёсавай лагчыны. Верхняя плёсавая лагчына можа павольна і плаўна пераходзіць у ніжнюю плёсавую лагчыну. Такі перакат называецца нармальным, альбо добрым перакатам. У тым выпадку, калі плёчавыя лагчыны здвінуты адносна адзін аднаго, лінія найбольшых глыбіняў не перакаце скрыўлена і пераход для судоў на вялікіх рэках цяжкі, перакат называецца здвінутым, альбо дрэнным.



Закон Фарга. Размеркаванне глыбіняў у рэчышчы цесна звязана з яго планавым абрысам. Гэтая залежнасць носіць назву правіл (“законаў”) Фарга. Сутнасць іх заключаецца ў наступным:

  1. Самая глыбокая частка плёса і самая мелкаводная частка пераката здвінуты адносна кропак найбольшай і найменшай крывізны ўніз па цячэнню прыблизна на адну чвэрць даўжыні сістэмы “плёс+ перакат”.

  2. Плаўнай змене крывізны рэчышча адпавядае плаўная змена глыбіняў. Усякая рэзкая змена крывізны вызывае рэзкую змену глыбіняў.

  3. Чым большая крывізна, тым большая глыбіня.

  4. З павялічэннем даўжыні крывой згіба да некаторай велічыні глыбіні пры дадзенай крывізне спачатку павялічваецца, а затым памяншаецца. Для кожнага ўчастка ракі існуе некаторае сярэдняе значэнне даўжыні крывой, пры якой глыбіні становяцца найбольшымі.

Гэта правіла Фарга парушаецца, у асаблівасці, калі рэчышча праходзіць па розным грунтам.

Размыв і адкладанне наносаў і змена фомы рэчышча пад уздзеяннем цякучай вады называецца рэчышчавымі дэфармацыямі, якія падзяляюцца на незваротныя (аднанакіраванымі) і зваротнымі (цыклічнымі).



Незваротныя дэфармацыі выражаюцца ў змене паўздоўжнага профілю ракі і яе марфалагічнай структуры. Дэфармацыі рэчышча і поймы адбываюцца ва ўмовах уплыву абмяжоўваючых фактараў, галоўнымі з іх з’яўляюцца геалагічная будова рачной даліны. Незваротныя дэфармацыі прыводзяць да некаторых змен будовы басейна і рэльефа, а гэта ўплывае на характар сцёку вады і наносаў.

Зваротныя дэфармацыі выражаюцца ў перамяшчэнні ў рэчышчы буйных пясчаных градаў, асяродкаў, побачней, сязонных чаргаванняў намыву і размыву дна на пясках і перакатах і г.д. У ходзе пераразмеркавання наносаў узнікаюць марфалагічныя ўтварэнні. У адпаведнасці з тыпізацыяй І.В.Папова і Н.Е. Кандраццева выдзяляюцца тры асноўныя марфаметрычныя групы марфалагічных утварэнняў:

Мікраформы – невялікія пясчаныя грады, несувымяралльныя з памерамі рэчышча. Іх дэфармацыі залежаць ад расходу донных наносаў. Мікраформы вызначаюць. Ступень шурпатасці дна ракі.

Мезаформы – прадстаўляюць сабой буйныя адзіночныя пясчаныя грады, якія рухаюцца па рэчышчу і вызначаюць яго марфалагічную будову. Памеры градаў суввымяральны з памерамі рэчышча. Пры зменах хуткасці яны мала змяняюць сваю форму.

Мараформы – марфалагічныя ўтварэнні, якія ўключаюць і рэчышча і пойму (рачная меандра, сістэма пратокаў і г.д.), якія вызначаюць ўвесь рэчышчавы працэс.

Розныя спалучэнні сцёку вады і наносаў і абмяжоўваючых умоў прыводзяць да ўтварэння розных макраформаў, гэта значыць розных схем дэфармацыі рэчышчаў і поймаў.

Тыпы рэчышчавых працэсаў. У адпаведнасці з тыпізацыяй Н.Е.Кандраццева і І.У. Папова выдзяляюцца наступныя тыпы рэчышчавых працэсаў: стужкаваградавы, побачневы, асярадковы, абмежаванага, свабоднага і незакончанага меандравання. Аднак у рэальных прыродных умовах рэкі спалучаюць элементы сумежных тыпаў рэчышчавых працэсаў.

Пры стужкападобным тыпу рэчышчавага працэсу асноўныя перафарміраванні рэчышча заключаюцца ў спаўзанні па яго дну буйных адзіночных пясчаных градаў, якія займаюць усю шырыню рэчышча. Хуткасць такога асоўвання градаў, якія называюцца стужкавымі, часта дасягаюць 200-300 м/год. Даўжыня градаў звычайна ў 6-8 раз перавышае шырыню рэчышча, вышыня 1,5-2,0 м, рэдка 3 м і болей. Пры гэтым дэфармацыі рэчышча ў плане практычнага не назіраюцца (рыс. ). Соўванне градаў па рэчышчу вызывае перыядычныя змены глыбіні дна. Павышэнне адзнак дна пры насоўванні грэбеня назіраецца хутчэй, чым іх паніжэнне. Найбольш актыўны працэс назіраецца пры паўнаводдзі пры высокіх узроўнях. У межань рух градаў можа прыпыняцца, а грады поўнасцю выраўноўваецца.

Такім чынам, перафарміраванне стужкавых градаў, іх ссоўванне, павялічэнне і памяншэнне ў памерах адбываецца парознаму ў розныя фазы воднага рэжыму. Гэты тып рэчышчавага працэсу сустракаецца на роўных адрэзках ракі пры адсутнасці поймы і наяўнасці ў рэчышчы пясчаных грунтоў.

Побачневы тып. Калі водная плынь не ў стане перамяшчаць адзіночныя стужкавыя грады па прычыне вялікай колькасці паступаючых наносаў альбо памяншэння транспарціруючай здольнасці патоку ўзнікае побачневы тып рэчышчавага працэсу. Так, напрыклад, гэта назіраецца пры выпалажванні паўздоўжнага профілю. У гэтым выпадку ў час паўнаводдзя грады рухаюцца ў перакошаным стане. Узнікаюць правабярэжныя і левабярэжныя грады. Найбольш узвышаныя ўчасткі градаў рухаюцца ўздоўж берага і размяркоўваюцц па адносінах адзін да аднаго як быццам бы ў шахматным парадку. У межань пры паніжэнні ўзроўня найбольш высокія часткі градаў абсыхаюць і злучаюцца з берагам і ўтвараюць побачні. Верхняя затопленая частка грады ніжнягя побачня з'яўляецца грабянём пераката.

Структура воднай плыні пры побачневым рэчышчавым працэсу адрозніваецца ў паўнаводдзе і ў межань. У паўнаводдзе яна блізкая да назіраемай пры руху стужкавых градаў. У межань пры побачнях выразна відна звілістасць плыні. Адбываецца пераліванне струменяў плыні з аднаго плёса ў другі праз перакат. Вада, якая паступіла з места пераката, падыходзіць да берага пад вуглом, блізкім да прамога, пераварочваецца і як пад плугом ўключаецца ў вінтападобны рух, характэрны для звілістых плыняў. У паўнаводдзе ўся града зноў рухаецца ўніз па цячэнню. Вышыня побачняў часта дасягае 1,5-2,0 м, а хуткасць іх перамяшчэння (асоўвання) – ад дзесяткаў да соцень метраў ў год.

Стужкаградавы і побачневы тыпы рэчышчавага працэсу адбываюцца пры адсутнасці планавых дэфармацый рэчышча і размыву берагоў. Такія дэфармацыі абмяжоўваюцца рэчышчам і выражаюцца ў перамяшчэнні градаў і побачняў і размыву градаў і перакатаў.

Другім тыпам дэфармацый з'яўляецца меандраванне рэчышча, якое звязана з фарміраваннем поймы ракі і планавымі змяненнямі рэчышча. У залежнасці ад шырыні дна даліны і шырыні поймы працэсс меандравання праяўляецца ў розных формапх: абмежаванае меандраванне, свабоднае меандраванне і незавершанае меандраванне.



Абмежаванае меандраванне адбываецца ў вузкіх далінах абмежаваных караннымі схіламі,складзенымі цвёрдымі горнымі пародамі. Спаўзанне згібаў ракі адбываецца ў сувязі з размывам увагнутага берага рэчышча пад некаторым вуглом да восі патоку і адкладання матэрыялаў размыву ў выпуклага берага (рыс. ). На працягу некаторага дастаткова працяглага часу меандра можа перамясціцца на ўсю сваю даўжыню, у выніку ўчасткі выпуклага і ўвагнутавга берага рэчышча мяняюцца месцамі. Такія планавыя дэфармацыі заключаюцца ў выглядзе спаўзання згібаў (меандраў) ракі ўніз па цячэнню ракі без значных змяненняў абрысу і шырыні.

Свабоднае меандраванне назіраецца на ўчастках рэк з шырокімі далінамі, дзе схілы даліны не з'яўляюцца перашкодай для перамяшчэння рэчышча па іх дну перпендыкулярна напрамку даліны.

Неабмежаваны размыў увагнутых берагоў прыводзіць да паступовага змянення меандры і пераўтварэнню яе з сінусаідальнай у петляпадобную. Спачатку меандра мае тэндэнцыю спаўзаць уніз па цячэнню, а затым яна прымае акруглы абрыс і на канец стадыі петляпадобную форму. Заканчваецца гэты працэс дэфармацыі разрывам перашэйка паміж двумя сумежнымі меандрамі і пераўтварэннем часткі рэчышча ў старое рэчышча (старыцу). Пасля разрыву перашэйка паступова ўзнікае новая меандра і ўзнаўляецца новы цыкл развіцця меандры.

Але ў асобных выпадках поўны цыкл развіцця меандраў можа не назірацца. Размыў перашэйка можа адбыцца і пры дастатковай яго шырыні. Спраўленне рэчышча адбываецца задоўга да збліжэння вяршыняў двух суседніх меандраў. Спрамленне рэчышча і фарміраванне пратокі адбываецца ў паніжэннях рэльефа поймы і выхадзе вады на пойму вясной. Звычайна гэты рукаў становіцца новым галоўным рэчышчам, а старое адмірае. Гэты цыкл меандравання называецца незавершаным меандраваннем.

Прарыў перашэйка, спрамленне рэчышча прыводзяць да ўзмацнення інтенсіўнасці размыву рэчышча, павялічэнню мясцовага цвёрдага сцёку і далейшаму адкладанню наносаў ніжэй прарыву.



Асярадковы тып рэчышчавага працэсу назіраецца на рэках з вялікай колькасцю цягнутых наносаў і рака ўтварае шырокае распластанае рэчышча, па якому хаатычна без усякага парадку спаўзае шэраг буйных, раз'яднаных градаў. У межань пры паніжэнні ўзроўня яны ўтвараюць раскіданыя па ўсёй шырыні рэчышча асерадкі, а пры абсыханні – астравы. Пратокі паміж астравамі меандруюць, а астравы могуць перамяшчацца як уздоўж, так і поперак ракі. Утвараецца шматрукаўнае рэчышча. Асярадковы тып працэсу часта сустракаецца на ўчастках рэк пры выхадзе з горных раёнаў, на прывусцявых абласцях. Разнавіднасцю асярадковага тыпу працэса з'яўляюцца блукаючыя рэчышчы.

Пры любым тыпу рэчышчавага працэсу суадносіны паміж эрозіяй і накапленнем наносаў цесна звязаны з транспарціруючай здольнасцю плыні. На адрэзках ракі, дзе транспарціруючая здольнасць плыні перавышае ўтрыманне наносаў, адбываецца размыў рэчышча. Там, дзе плынь насычана наносамі больш, чым ён можа пераносіць іх, адбываецца акумуляцыя наносаў.



Устойлівасць рэчышча ў асноўным залежыць ад хуткасці цячэння, грунтоў, якія складаюць рэчышча, нераўнамернасць ваганняў расходаў вады, а таксама ад лядовага рэжыму. Для вызначэння ступені ўстойлівасці рэчышча В.М.Лахцін прыняў каэфіцыент устойлівасці (а), які прадстаўляе адносіны сярэдняга дыяметру донных часцінак (d) у мм, да падзення ракі ў м на кіламетр (h):

а= d/ h.

Але гэты паказчык не ўлічвае многія другія фактары, напрыклад, хуткасці плыні, якая ўплывае на завісанне часцінак. Таму М.А. Веліканаў прапанаваў больш дакладны паказчык:



а= g d / V2,

дзе g- паскарэнне свабоднага падзення, м/с2, d – сярэдні дыяметр часцінак грунта, якія складаюць рэчышча м, V – сярэдняя хуткасць цячэння вады, м/с. Для ўстойлівых рэчышчаў каэфіцыент устойлівасці Веліканава роўны 6-7. Пры павялічэнні хуткасці цячэння альбо памяншэння дыяметру часцінак грунта каэфіціент а памяншаецца.


4.6. Лядова-тэрмічны рэжым

4.6.1. Фактары, якія вызначаюць тэмпературу вады рэк
Змена цяпла ў рэках залежыць ад награвання і ахалоджвання вады на працягй года. Усе цеплавыя працэсы, якія назіраюцца ў воднай плыні залежыць ад цеплавога балансу, г. зн. Ад суадносін паміж прыходнай і расходнай часткамі воднага балансу. Павышэнне, альбо паніжэнне сярэдняй тэмпературы вады ракі на кожным канкрэтным адрэзку абумоўліваецца цеплаабменам паміж адрэзкам і паветрам, ложам і суседнімі адрэзкамі ракі.

Ураўненн цеплавога балансу ракі за некаторы адрэзак часу (t) можна запісаць у наступным выглядзе:



Sв + Sср. + Sіа - Slв +- STa + Sвк + Sдр + Sгв + Sас + Sл + Sкэ – Sн = +- St,

дзе Sв цяпло, якое паступіла разам са сцёкам вады праз верхні створ адрэзка ракі; Sср.- сумарная сонечная радіація, якая была паглынута вадой; Sіа – сустрэчнае выпраменьванне атмасферы, паглынутае вадой; Slв страты цяпла паверхняй вады шляхам доўгахвалевага выпамеьвання; STa турбулентны абмен цяпла з атмасферай; Sвк – цяпло, якое траціцца на выпарванне і выдзяленае пры кандэнсацы; Sдр цеплаабмен з дном рэчышча; Sгв – цяпло, якое паступае разам з грунтовымі водамі; Sас – цяпло, якое паступае разам з вадкімі ападкамі, альбо траціцц на таянне цвёрдых ападкаў; Sлцяпло, якое выдзяляецца пры ўтварэнні лёду, альбо траціцца пры яго таянні на месцы; Sкэцяпло, якое выдзяляецца пры разсейванні кінетычнай энергіі; Sн – страты цяпла разам з водным сцёкам праз ніжні створ ракі; St – змяненні запасаў цяпла ў воднай масе за прамежак часу (t) на адрэзку ракі. Роля састаўляючых ураўнення воднага балансу неаднолькава. Напрыклад, роля цяпла выдзелянага пры ўтварэнні лёду, грунтовых вод, паступаючага разам з ападкамі, пры цеплаабмене з дном настолькі малыя, што ў агульным балансе могуць і не ўлічвацца.

Ход тэмпературы вады ракі звычайна адпавядае ходу тэмпературы паветра. Але змяненні тэмпературы вады адбываюцца больш плаўна і павольна, чым змяненні тэмпературы паветра. У першай палове цёплага перыяду года тэмпература паветра бывае вышэй тэмпературы вады, а ў другой – ніжэй. Найбольшая тэмпература вады наступае пазней, чым максімум тэмпературы паветра.

Тэмпература вады вагаецца па жывому сячэнню і даўжыні ракі. У выніку турбулентнага характару воднай плыні ў рэках назіраецца бесперапыннае перамешванне вады, што спрыяе выраўноўванню тэмпературы вады ў жывым сячэнні ракі. Але тэмпература вады ў розных кропках жывога сячэння розная. Па даўжыні ракі тэмпература вады залежыць ад змены геаграфічнай зоны, праз якія працякае рака, віда жыўлення, тэмпературы вады прытокаў, наяўнасці ў басейне азёр і ледавікоў.


4.6.2. Змяненні тэмпературы вады па часу
Змяненні састаўляючых цеплавога балансу ракі на працягу сутак, пары года, года вызываюць ваганні тэмпературы вады ў рэках.

Сутачны ход тэмпературы вады найбольш выразны ў цёплую частку года. Найбольшая амплітуда сутачных ваганняў назіраецца летам, калі днём вада награваецца ад сонечнага цяпла, а ноччу астывае. Найменьшыя тэмпературы вады назіраюцца раніцой да ўзыхода сонца, а найбольшыя – у 15-17 гадзін.

Сутачная амплітуда вавганняў тэмпературы вады залежыць ад геаграфічнай шыроты мясцовасці ракі, стану надвор’я. У некаторых раёнах сутачная амплітуда на вялікіх рэках не перавышае 1о С, на поўдзень яна ўзрастае да 2-3о С. Для рэк са значнымі расходамі вады амплітуда ад вялікай цеплавой інерцыі меньшае, чым для малаводных рэк. Пры ясным сонечным надвор’і большая, чым пры воблачнасці.


4.6.3. Лядовы рэжым рэк
Лядовы рэжым рэк прадстаўляе сабой сукупнасць працэсаў узнікнення, развіцця і разбурэння лядовых утварэнняў на рацэ, якія заканамерна паўтараюцца штогод. У лядовым рэжыме выдзяляеццца тры фазы: замярзання, ледастаў і крыгалом.

Фаза замярзання. Утварэнне лёду на рэках пачынаецца пры ахалоджванні вады да 0о С і ніжэй. Ахалоджванне вады запавольваецца яе перамешваннем пагэтаму больш значныя масы лёду ўтвараюцца, калі ўся вада ахалоджваецца да 0о С. Першыя лядовыя ўтварэнні ўзнікаюць на мелкаводных участках у берагоў, у застойных месцах. Тут узнікаюць заберагі – палосы лёду, якія прымерзлі да берага, а асноўная частка воднай прасторы свабодная ад лёду. Першыя заберагі ўзнікаюць у ціхую марозную ноч, днём яны таюць ці разбураюцца ветравым хваляваннем. Разам з узмацненнем маразоў заберагі павялічваюць сваю таўшчыню да ўстанаўлення лёду па ўсёй воднай паверхні. Адрозніваюць нерухомыя пастаянныя заберагі і нанасныя. Апошнія атрымліваюцца на вялікіх рэках, калі ў час асенняга ледаходу лёд і шуга, якія плывуць па рацэ, прыбіваюцца да берага і прымярзаюць да яго ўтварая нанасныя заберагі.

Адначасова з заберагамі ўтвараецца сала і снежура. Сала – першасныя паверхневыя ледзяныя ўтварэнні, якія складаюцца з іголкападобных ўтварэнняў і пласцінкавых крышталікаў у выглядзе плямаў, альбо суцэльнага слоя. Снежура ўтвараецца пры шчодрым выпадзенні снегу на адкрытую водную паверхню. Яна плыве ў выглядзе рыхлай масы, часам яна ўзвышаецца над воднай паверхняй.

Перад пачаткам ледаставу на многіх рэках ўтвараецца ўнутрыводны лёд, які прадстаўляе сабой вялікую колькасць першасных крышталікаў лёду ў вадзе і на дне рэчышча пры пераахалоджванні ніжэй нуля на некалькі сотых доляў градуса. Утварэнне ўнутрыводнага лёду паскараецца пры пападанні ў пераахалоджанную воду сняжынак, цвёрдых часцінак, якія з’яўляюцца цэнтрамі крышталізацыі. Пры сутыкненні з выступамі дна яны прымярзаюць да іх, працягваюць расці і даюць пачатак утварэнню доннага лёду.

Адна з найбольш распаўсюджаных формаў лядовых утварэнняў на рэках, якія звязаны з унутрыводным лёдам, гэта шарош. Шарошам называюць унутрыводны лёд, які ўсплывае на паверхню вады. Ён утрымлівае ў сябе і сала,. Снежніцу, дробны лёд. Шарош можа знаходзіцца у стане руху – ход шарашу - альбо нерухма пад ледзяным покрывам – падлёдная шуга.

Нярэдка шарош забівае жывое сячэнне ракі, асабліва на паўночных і горных рэках, узнікаюць зажоры. Зажоры рэзка пямяншаюць жывое сячэнне і спрыяюць рэзкаму пад’ёму ўзроўня вады ракі.

Пры змярзанні абламаўшыхся заберагаў, сала, снежуры і шарошу ўтвараюцца ледзяныя палі, якія ўтвараюць асенні ледаход. Ён не назіраецца на ўсіх рэках. Адсутнасць яго характэрна для малых рэк. На буйных рэках ледаход назіраецца штогод, але на асобных участках на крутых згібах, звужэннях рэчышчаў, дзе прапускная здольнасць рэчышча не адпавядае колькасці лёду, накопліваецца вялікая колькасць лёду і ўтвараюцца заторы. Гэты лёд, як і заторы, вызываюць павышэнне ўзроўню вады вышэ па цячэнню.



Фаза ледаставу. Ледастаў – наяўнасць ледзянога покрыва на воднай паверхні ракі. Малыя рэкі замярзаюць раней вялікіх і ледзяное покрыва на іх ўтвараецца без асенняга ледаходу шляхам зрастання заберагаў. Лёд на іх мае адносна гладкую паверхню. На вялікіх рэках фарміраванне ледаставу часта звязана з узнікненнем затораў. Вышэй затораў пры адмоўнай тэмпературы паветра адбываецца змярзанне асобных крыгаў у ледзяныя палі, якія змярзаюцца з заберагамі, утвараючы на гэтым участку ракі ледзяную перамычку (ледастаў). Ледзяныя перамычкі паступова падаўжаюцца пакуль уся рака не пакрыецца суцэльным ледзяным покрывам.

Пры адстутнасці затораў на буйных раўнінных рэках ледастаў утвараецца неадначасова. Спачатку замярзаюць замярзаюць плёсы з малымі значэннямі хуткасці вады, а затым ужо перакаты.

На паверхні ледаставу часта захоўваюцца ўчасткі адкрытай вады – палонкі, якія ўзнікаюць пад уплывам дынамічных і тэрмічных фактараў. Палонкі дынамічнага паходжання ўзнікаюць на ўчастках з парогамі, у ніжніх б’ефах ГЭС, на месцы віроў. Яны часта захоўваюцца на працягу усёй зімы.Так палонкі тэрмічнага паходжання ўзнікаюць пад уплывам выхаду адносна цёплых грунтовых вод ці прамысловых вод, у месцах вытокаў рэк з азёр.

Пры ледаставе на некаторых рэках у раёнах вечнай мерзлаты часта ўтвараюцца наледзі. Гэта празрысты лёд пры замярзанні рачных вод пры іх выхадзе на паверхню лёду ў выніку закупоркі воднага сячэння шорашам ці пры моцным прамярзанні ракі.

На малых рэках Усходняй Сібіры часта назіраецца сушняк, пры паніжэнні ўзроўня вады ракі па прычыне рэзкага паніжэння грунтовага жыўлення. У гэтым выпадку ледастаў завісае на берагах, а узровень вады апускаецца ніжэй яго, а паміж імі – пустата.

Ледастаў ізалюе ваду ад паветра і выконвае ролю рэгулятара ў цеплаабмене паміж вадой і паветрам.Калі праз лёд з паветра пранікае больш цяпла, чым паступае да яго з вады, то таўшчыня ледаставу павялічваецца і, калі, наадварот, - лёд падтайвае, яго таўшчыня памяншаецца. Нарастанне ледаставу адбываецца да таго часу, пакуль не ўсталюецца раўнавага паміж выдзеляным цяплом у паветра і паступаючым з вады. Гэта адбываецца разам са снегам, які абараняе водную масу ад страт цяпла.

Таўшчыню нарастаючага лёду можна спрагназаваць і разлічыць па формулам. Найбольш простай з іх з’яўляецца формула Ф.І. Быдіна:

Hл = A √∑ t,

дзе Hл – прагназіруемая велічыня таўшчыні лёду; A = 2, у выпадку, калі ў разліках бярэцца сума адмоўных сярэдніх сутачных тэмператур паветра t за ўвесь перыяд ільдоўтварэння і А = 11, калі ў разліках бярэцца сума адмоўных сярэдніх месячных тэмператур паветра.



Ускрыццё рэк (крыгалом). Вясной з пераходам тэмператур паветра праз 0о С пачынаецца таянне снегу на лёдзе і берагах ракі. Спачатку на паверхні лёду з’яўляецца всада, лёд цямнее. Далей разбурэнне лёду адбываецца пад уплывам сонечнай радяцыі, якая награвае ваду і берагі. Прыток талай вады з вадазбору вызывае падняцце ледаставу. Разбурэнне ледастау пачынаецца спачатку ў берагоў і на перакатах. Уздоўж берагоў узнікаюць вузкія палосы вады без лёду – закраіны. На ўчастках ракі з хуткім цячэннем, дзе лёд найбольш тонкі, утвараюцца адкрытыя водныя прасторы, альбо прамоіны. Пры дальнейшім падняцці ўзроўня ракі ледзяныя палі пачынаюць рухацца ўніз па цячэнню, адбываюцца так званыя зрухі лёду. Такіх зрухаў бывае некалькі. Месцамі на ледаставе з’яўляюцца праталіны і прамоіны. У дальнейшым лёд трэскаецца і дзеліцца на асобныя палі і крыгі. Ледзяныя палі і крыгі утвараюць крыгаход – масавы рух крыгаў уніз па цячэнню.

Зрухі лёду прадстаўляюць значную небяспеку для гідратэхнічных збудаванняў (мастоў, прыстаняў і інш.), у тым ліку і гідаметрычным вадамерным (палявым) пастам. Пры таянні лёду яго трываласць зніжаецца, ён разламваецца пад механічным уздзеяннем плыні на самастойныя крыгі.

Суадносіны ролі цеплавога і механічнага фактараў у разбурэнні лёду розныя і залежаць ад гідралагічнага рэжыму рэк і напрамку іх цячэнняў, а таксама ад метэаралагічных умоў у час таяння.У рэк, якія цякуцьз подня на поўнач, стайванне лёду да моманту крыгалому, як правіла, невялікае. Лёд разбураецца хваляй веснавога разводдзя, якая рухаецца з вярхоўяў. Пры крыгаломе на рэках, якія цякуць у шыротным напрамку альбо з поўначы на поўдзень, рашучую ролю выконвае таянне лёду, якое пачынаецца за 15-20 дзён да крыгалому (для Дона, напрыклад, за 30 дзён). Для гэтых рэк да моманту крыгалому тае каля 50 % таўшчыні лёду. Ён тае як з паверхні пад уплывам сонечнай радыяцыі, так і знізу пад уздзеяннем уздзеяннем пацяплўшых вод.

Веснавы крыгаход на шматлікіх рэках, асабліва якія цякуць з поўдня на поўнач, суправаджаецца магутнымі заторамі. Яны, як правіла, кароткачасовыя (некалькі гадзін, рэдка дзён), таму што лёд рыхлы і лёгка разбураецца. Яны суправаджаюцца хуткім пад’ёмам узроўня і значнымі разлівамі рэк.

Крыгалом рэк адбываецца ў лютым – сакавіку на паўночным захадзе СНД, у пачатку мая – на паўднёвым усходзе.

1   2   3   4   5   6   7   8   9   10   ...   13


База данных защищена авторским правом ©shkola.of.by 2016
звярнуцца да адміністрацыі

    Галоўная старонка