/
Text
ВОДОХРАНИЛИЩ
В и!усй>еЬ рек I
ГЛ \BHOE УПРАВЛЕНИЕ ГИДРОМЕТЕОРОЛОГИЧЕСКОЙ СЛУЖБЫ
ПРИ СОВЕТЕ МИНИСТРОВ СССР
ТРУДЫ
IV ВСЕСОЮЗНОГО
ГИДРОЛОГИЧЕСКОГО
СЪЕЗДА
Том 5
ГИДРОЛОГИЯ ОЗЕР
ВОДОХРАНИЛИЩ
И УСТЬЕВ РЕК
ГИДРОМЕТЕОИЗДАТ • ЛЕНИНГРАД • 1975
УДК 556.54:556.55
В книгу включены доклады, посвященные пробле-
мам гидрологии озер, водохранилищ и устьев рек. Рас-
сматриваются вопросы создания кадастровых обобще-
ний, комплексных исследований водоемов, водного
баланса, уровенного и термическою режимов, динамики
водоемов и устьевых участков рек.
20806-204
069(02)-75
73-75
© Государственый гидрологический институт (ГГИ), 1975
ПРЕДИСЛОВИЕ
На IV Всесоюзном гидрологическом съезде, проходившем
в г. Ленинграде с 9 по 13 октября 1973 г., были подведены итоги
гидрологических исследований, выполненных в СССР после III Все-
союзного гидрологического съезда (1957 г.). В докладах, представ-
ленных съезду, рассмотрен широкий круг вопросов, касающихся
теоретических, методологических и практических аспектов гидроло-
гической пауки. Съезд определил основные направления развития
гидрологии с учетом текущих и перспективных запросов народного
хозяйства.
Издание Трудов съезда осуществлено Главным управлением
гидрометеорологической службы при Совете Министров СССР
в соответствии с решением съезда.
Труды съезда изданы в 11 томах:
том 1 —Генеральные доклады и решения съезда;
том 2 — Водные ресурсы и водный баланс;
том 3 — Расчеты речного стока;
том 4— Гидрологические проблемы водного хозяйства;
том 5 — Гидрология озер, водохранилищ и устьев рек;
том 6 — Гидрофизика;
том 7 — Гпдрологпческие прогнозы;
том 8 — Взаимодействие поверхностных и подземных вод;
том 9 — Качество вод и научные основы их охраны;
том 10 — Русловые процессы;
том 11 — Гидрометрия и учет вод.
Общее редактирование Трудов съезда осуществлено редакцион-
ной коллегией в составе: А. А. Соколов (председатель), А. И. Че-
ботарев (зам. председателя), В. Д. Быков, В. С. Вуглииский,
В. А. Знаменский, А. А. Зенин, И. Ф. Карасев, IT. Е. Кондратьев,
П. П. Кузьмин, В. В. Куприянов, А. П. Муранов, Е. Г. Попов,
И. В. Попов, О. В. Попов, С. И. Харченко, С. К. Чернявский,
И. А. Шикломанов, Т. М. Черная (секретарь).
В настоящем томе Трудов съезда помещены материалы секции
гидрологии озер, водохранилищ и устьев рек — доклады, заслушан-
ные на секции и принятые к опубликованию в Трудах съезда без
сообщения их содержания на секции.
Том 5 Трудов съезда подготовлен к печати в Государственном
гидрологическом институте. Редактирование выполнено канд. техн.
наук В. А. Знаменским. В редактировании принимали участие
д-р геогр. наук А. В. Шнитников, канд. геогр. наук 3. А. Викулина,
канд. геогр. наук М. М. Айнбунд, канд. геогр. наук Т. Н. Филатова,
канд техн, наук М. И. Кривошей. Подготовку материалов к печати
выполнили инженеры Т. П. Гронская и Н. Н. Москвина.
Заседания секции продолжались в течение четырех дней (с 10
по 13 октября 1973 г.). Всего состоялось шесть заседаний.
Работа секции проходила под руководством президиума, в со-
став которого входили: председатель — д-р геогр. наук А. В. Шнит-
ников, зам. председателя — проф. д-р геогр. наук С. Л. Веидров
и канд. техн, наук В. А. Знаменский, ученый секретарь — канд.
геогр. наук Т. II. Филатова. Секретариат секции: инженеры
Т. П. Гронская, В. II. Кулик, Т. Э. Литова, А. П. Алексеев,
В. К. Старовойтова, ст. инженеры 10. К. Кузнецова, Н. Ф. Смелов,
мл. научи, сотр. О. И. Загидулина. Число участников отдельных за-
седании составило о г 45 до 75.
Секцией заслушано и обсуждено 30 докладов. В настоящем томе
публикуются 28 докладов, а также 18 научных сообщений, которые
по регламенту работы секции нс были доложены па с везде. Тексты
отдельных докладов, тезисы которых были изданы к съезду, не
публикуются, так как нс были представлены авторами.
Доклады на секции были посвящены следующим основным про-
блемам:
1) вопросам создания фондовых материалов по озерам и водо-
хранилищам;
2) исследованиям водного и теплового баланса водоемов;
3) исследованиям динамики водоемов и процессов водообмена
в озерах и водохранилищах;
4) исследованиям морфологических и гидравлических процес-
сов в устьях рек;
5) вопросам методики использования водных ресурсов крупных
водоемов.
СПИСОК СОКРАЩЕНИЙ НАЗВАНИЙ УЧРЕЖДЕНИЙ
ДАНИИ — Арктический и антарктический научно-иссле-
довательски п институт
АН СССР —Академия паук СССР
АП УССР — Академия наук Украинской ССР
BIII1ИГ — Всесоюзный научно-исследовательский инсти-
тут гидротехники им. Б. Е. Веденеева
ГГИ — Государственный гидрологический институт
Гндронроект — Всесоюзный проектно-изыскательский и науч-
но-исследовательский институт им. С. Я. Жука
ГМО — Гидрометеорологическая обсерватория
ГОИН — Государственный океанографический институт
ИВП АП СССР — Институт водных проблем АП СССР
ИБВВ АН СССР — Институт биологии внутренних вод АН СССР
КазНИГМИ — Казахский научно-исследовательский гидро-
метеорологический институт
ЛГМП — Ленинградский гидрометеорологический пн-
сти гут
ЛИИ — Лимнологический институт СО ЛИ СССР
ЛИВ Г — Ленинградский институт водного транспорта
МГУ — Московский ордена Ленина и ордена Трудо-
вого Красного Знамени государственный уни-
верситет им. М. В. Ломоносова
М-во мелнорац. — Министерство мелиорации и водного хозяй-
п води, х-ва ства УССР
УССР
ВОДГЕО — Всесоюзный научно-исследовательский инсти-
тут водоснабжения, канализации, гидротехни-
ческих сооружений и инженерной гидрогео-
логии
СевНИИГиМ — Северный научно-исследовательский институт
гидротехники и мелиорации
Сибирский НИИЭ — Сибирский научно-исследовательский инсти-
тут энергетики
СО АН СССР — Сибирское отделение АН СССР
УГМС ЭстССР — Управление гидрометеорологической службы
Эстонской ССР
УкрНИГМИ —Украинский научно-исследовательский гидро-
метеорологический институт
УкрНИИРХ —Украинский научно-исследовательским инсти-
тут рыбного хозяйства
ЦНИИС — Всесоюзный научно-исследовательский инсти-
тут транспортного строительства
ЦНИИЭВТ — Центральный научно-исследовательский ин-
ститут экономики и эксплуатации водного
транспорта
А. И. Макаров, В. А. Бахтиаров, Д. П. Финаров
(ВНИИГ, Ленинград)
ФОНД ВОДОХРАНИЛИЩ СССР И ОСНОВНЫЕ
НАПРАВЛЕНИЯ ИХ ИСПОЛЬЗОВАНИЯ
К 1973 г. в СССР находилось в эксплуатации 1080 водохрани-
лищ всех назначений с объемом свыше 1 млн. м3. Сводные данные
об их основных параметрах приведены в табл. 1. Они показывают,
что полезный объем водохранилищ Уп, равный 406 км3, составляет
9,3% среднего стока и около 40% устойчивого меженного стока
всех рек страны, а площадь затопленных водохранилищами земель
53ат равна 5,9 млн. га, т. е. 0,5% всей земельной площади страны,
или 5% всех земель, запятых в стране под повое несельскохозяйст-
венное строительство. Эти водоемы составляют около 16% объема
и площади всех водохранилищ мира.
Таблица 1
Основные параметры водохранилищ
Категория водохранилищ Критерий Количество водо- хранилищ Объем, км3 Площадь, млн. га $зат
полный V’s полезный Ип зеркала затоплении ^зат тыс. га км5
Важнейшие Vn>50 млн. м3 205 824,1 400,1 11,59 5,63 14 0
Местные Vn от 1 до 50 млн. м3 820 5,4 7,0 0,26 0,19 35
Водохранили- ща ТЭС У>1 млн м3 55 2,7 0,8 0,06 0,05 60
Всего по СССР Уп>1 млн. м3 1080 833,8 406,3 11,9 5,87 14,5
В основу распределения водохранилищ по категориям и груп-
пам принята полезная емкость — показатель, исключительно
важный для предварительной оценки эффективности создания во-
дохранилищ комплексного назначения. Величина Гц особенно су-
щественна для водохранилищ, предназначенных для водообсспсчс-
пия. В перспективе резко возрастает важность последнего напра-
вления использования ресурсов водохранилищ и соответственно
должна возрастать роль Уп, хотя этот показатель и не в полной
мере характеризует эффект использования водохранилищ транс-
портного и рыбохозяйственного назначения, а также водоемов, со-
здаваемых в целях рекреации.
Большое значение для указанных целей, особенно при предва-
рительных оценках, имеет показатель 5зат, так как даже при изве-
стном разнообразии плодородия почв и их освоенности размер
затопляемой земельной территории количественно характеризует
главное отрицательное последствие создания водохранилищ.
В связи с ограниченностью земельных территорий в перспективе
значение показателя S3aT еще более повысится.
Учитывая изложенное, для каждой категории и группы водо-
хранилищ, выделенных по признаку Ki, установлена величина S3;1T,
а также отношение
зат
определяющее «цепу» создания единицы
полезной емкости водохранилищ, выраженную в единицах затоп-
ляемой земельной площади.
Очевидно, что водохранилища, расположенные па одной реке,
связаны общим режимом использования водных ресурсов. Их эф-
фект в виде 22 17и целесообразно рассматривать суммарно, поэтому
каскады водохранилищ отнесены к соответствующим группам ио
суммарному значению их полезной емкости.
Анализ параметров всех конкретных водохранилищ показывает,
что из их общего числа целесообразно прежде всего выделить ка-
тегорию водоемов с полезной емкостью более 50 млн. м3 каждое.
Указанная категория, представленная 205 важнейшими водохра-
нилищами, является определяющей с точки зрения их общего эф-
фекта. Из табл. 1 можно видеть, что их полезная емкость состав-
ляет 99%, а общая площадь затопляемых земель — 95% соответст-
вующего показателя для всех водохранилищ страны.
Следующая категория водоемов с Гц <50 млн. м3 имеет сравни-
тельно незначительные размеры зеркала и емкости; эти водохрани-
лища местного значения. Особо выделены водохранилища-охлади-
тели ТЭС ввиду их исключительного значения для теплоэнерге-
тики.
Для анализа технико-экономических показателей и эффективно-
сти использования важнейшие водохранилища целесо-
образно разделить на четыре группы в зависимости от величины
полезной емкости (табл. 2). Границы групп приняты в местах наи-
больших разрывов этого показателя, исходя из анализа конкрет-
ных водохранилищ, расположенных в ряд по убывающим значе-
ниям Ул. По каждой из указанных групп приведены показатели
Vn и 53ат и их соотношения по каскадам и отдельным водохранили-
щам (табл. 3). В этой таблице все водохранилища распределены
Группировка важнейших водохранилищ по величине полезной емкости
Гр> ппа Пределы lzn млн. м3 Количество водохранилищ Количество кас- кадов и отдель- ных водохрани- лищ в них Количество от- дельных водо- хранилищ вне каскадов п и к SMT тыс. га зат
'Т тыс. га
км3
Первая >10 000 30 8/27 3 323,4 4270,6 13,3
Вторая 10 000—1000 47 10/40 7 56,2 975,7 17,4
Третья 1000—100 95 13/45 50 18,8 341,8 18,2
Четвертая 100—50 33 1/4 29 1,7 10 23,0
Итого >50 205 32/116 89 400,1 5628,1 14,0
по направлениям использования, причем во всех случаях выделя-
лись следующие направления: Э — гидроэнергетика, Эг — тепло-
энергетика, II — ирригация, В — водоснабжение, Т — водный транс-
порт, Л — лесосплав, Р — рыбохозяйственное, II — борьба с навод-
нениями.
Кроме того, для водохранилищ, в той или иной степени исполь-
зуемых для гидроэнергетики, показаны удельные затопления земель
.. *$зат Га
на количество вырабатываемой энергии за год —-----------------.
1г млн. кВт-ч
В третьей и четвертой группах все водохранилища, по входящие
в каскады, сведены в итоговые группировки ио направлениям ис-
пользования.
Учитывая, что данные табл. 3 применяются для последующего
анализа направления и эффективности использования водохрани-
лищ, в иен приведены также соотношения ?•- и Ху—. Послед-
иий показатель приведен только для водохранилищ, имеющих преи-
мущественно гидроэнергетическое назначение.
Для общего представления о фонде водохранилищ в табл. 4
показано распределение важнейших водохранилищ по экономиче-
ским районам страны и приведен важнейший показатель их ис-
пользования— выработка электроэнергии. Из 205 водохранилищ
па Европейской территории расположены 150, в Средней Азии
н Казахстане — 46, в Сибири н па Дальнем Востоке — 9.
Па долю Европейской территории приходится 45% полезного
объема и 62% площади затопления всех водохранилищ СССР,
в Средней Азии и Казахстане соответственно 12 и 13% в Сибири
и па Дальнем Востоке 43 и 25%.
,, 5
Панлучшие значения показателя -у- отмечаются для водохрани-
лищ Северо-Запада, Восточной Сибири, Дальнего Востока, Закав-
ка и,я п Средней Азии.
Основные показатели важнейших водохранилищ
Каскад или отдельное водохранилище Количество водохрани- лищ км3 с зат тыс. га ^зат тыс. га км3 с зат U7 га млн. кВт-ч Основные направления использования
Первая группа Еп>Ю к м3
Ангарский . . . 2 94,G 679,5 6,8 25,2 Э, Т, Р, Л, в
Волжский .... 7 65,5 1468,4 22,6 51,2 э, т, И, В, Р, Н
Иртышский . . . 2 31,0 334,7 10,8 81,6 Э, Р, Т, В
Красноярское . . 1 30,4 175,9 5,8 8,6 э, Т, Л, Р, II
Днепровский . . 5 18,0 613,4 31,1 72,5 э, в, и, т, II э, В, Р Р, эт
Вилюискос . . . 1 17,8 196,1 11,0 95,6
Ха нт а некое . . . 1 17,3 187,0 10,8 92,5 Э, Р
Свирскин .... 2 13,2 13,5 1,0 12,0 э, Т, Р, в
Камский .... Водохранилища 2 1.2,9 267,7 20,6 68,7 Э, Т, Л, Р, II
Волго Донского судоходного ка- 11,6 272,7 23, 1 590
нала 4 э, т, и, в, р, II
Ковдипский . . . 3 11,1 61,7 5,5 38,8 Э, Л, Р, в
Вторая руппа, Vn от 1 до 1 0 км3
Курипский . . . 2 7,4 61,5 8,3 40,1 э, и, и, т, в, Р
Сырдарьинскпй 3 7,3 116,6 20,1 71,7 Э, И, Р
Капчаганское . . 1 6,6 182,4 27,6 157,0 э, И, В, Р
Ондо Выгский . . 9 5,7 22,2 3,9 17,5 Э, Л, Р, в, т
Новосибирское 1 4,4 95,1 21,3 56,6 Э, Т, Р, в
Тулоскпп .... 2 3,9 63,8 16,4 59,1 э, Л, Р, в
11ивекий .... 4 3,7 8,9 2,4 6,5 Э, Л, Р, в
Волховское . . . 1 3,0 97,0 32,4 252 Э, Т, Р
Уральский . . . 3 2,8 35,5 13,0 — И, Э, И, Р
Маныч—Егорлык Водохранилища 7 2,1 90,0 42,6 — и, 3, Р
Волго-Балтий- ского водного пути 5 2,04 65,7 32,6 Т, Э, Р, в
Серебряпское . . 1 1,7 24,4 15,3 43,6 Т, Р
Кубенское . . . 1 1,3 27,0 20,7 — Т, Л, Р
Чарвакское . . . 1 1,2 3,5 1,9 1,8 э, И, Р
Араксинскос . . 1 1,1 8,5 7,7 52,6 Э, II, Р
Ишимское .... Водохранилища 2 1,0 16,4 18 в, И, Э, Р
Кубапь-Калаус- 15,0 15,0 — и, э, н, т,
ского канала 3 1,0 —- р
Третья группа, от 0,1 до 1 км3
Водохранилища
канала им. Мо-
сквы 9 0,9 41,7 46,5 — т, Э, Р, в, н
Водохранилища
Мариинской си- 0,7 28,6 40,7 Т, Л, Р, в
стемы 7 —
Каскад или отдельное водохранилище Количество водохрани- лищ км3 $зат тыс. га с зат 5 зат Основные направления испочьзования
% тыс. га км3 IV га
млн. кВт-ч
Миасский .... 2 0,72 5,7 7,9 - -- в, э
Супскпй 4 0,68 2,6 3,8 12,4 Э, Л, В, Р
Мургабский . . . Водохранилища Каракумскою . 6 0,5 4,6 9,0 II, э
капала .... 3 0,5 14,5 32,6 — И, р
Теджепский . . . Каскад па р. Ахап- 2 0,32 6,6 20,3 — II, р
гарап (УзССР) Каскад на р. Ка- 2 0,29 2,4 8,3 — II, в
рат-Покп . . . 2 0,22 1,8 7,9 112,0 Э Р, в, л
Тагильский . . . 2 0,21 4,8 22,8 — в
Даугавский . . . 2 0,18 5,0 26,8 26 Э, Р, в
Аятский (Урал) . 2 0,12 2.4 20,0 — в, Р
Жужужскип . . 2 0,1 7,0 65,0 — И Р
Ирригационные 19 5,26 52,3 11,6 — II
Энергетические 12 3,5 52,8 15,0 17,2 3
Водоснабжение Рыбохозяйствсп- 14 3,25 63,2 20,0 — в
ные 3 0,7 30,4 41,0 — Р
Лесосплавные . . 2 Чет! 0,66 юрта я 4,9 руппа, 7,3 от 0,05 д( j 0,1 км3 л
Каскад па р. Паз 4 0,05 1,2 30,0 1,5 э
Ирригационные Водоснабжение- G 0,57 9,6 26,0 — II
ские 16 0,77 21 27 — в
Энергетические Борьба с павод- 5 0,31 5,2 17,3 10,0 3
нениями .... 2 0,14 3.0 22,1 II
v 5 Худшие показатели — имеют 1 зодохрапилища равнинных цент-
ральных районов Европейской территории, Северного Кавказа, Бе-
лоруссии, Украины. Рельеф местности и с ггсутствне крупных озер
не позволяет создавать здесь оез инженерной защиты глубокие
емкие водохранилища, что приводит к большим п Ленин. О лощадям затоп-
тл О В целом показатель — V для Европейской территории равен
19,4 тыс. га па км3, для Азиатской территории — 9,7 тыс. га па км3. В таблице приведено также соотношение —для водохранилищ
различных экономических районов страны. Эти данные показы-
вают весьма сильную дифференциацию этого показателя, что объ-
меняется прежде всего различием создания водохранилищ. природных условии в районах
S
ro
о
•x
cd
Cu
Q
2
v©
Q
E-—
X
X
о
<D
ar
x
2
о
x
©
X
<T>
О
E
S
x
ч
X
X
cd
eu
X
О
©
X
X
X
ro
CQ
<U
X
X
о
<D
C3 CO co млн. кВт-ч ооооооооюооооо со TfCMCOOOOQOCMOcOOOCO^OcO гоГ CM со — СО »-»
C3 co co М тыс. га со со со со ь- г-«сОООЮСМ’'ФГ-CH о СО ОО СП Ь- 00 О С— »—« СО »—« СО ОО roh СМ rof СМ —’ см «-» см •—' СМ со »—« < »-»
Выработка средне- годовая, млрд. кВт-ч ОО СО О rof COO^f*^+'>—«Ь-Ю»—«СООГ-’+ОЮ о СТ) со СО —< -гЬ »—«ОСМСМОООСМСОСО см CM rf <
Мощность установ- ленная, млн. кВт СМ ’+ со со СО Ь" cntocooco»—«сою СП СП О со Tf LQ -rf 1— СО о О со Г— »© ОО СО г-1,—<СОО»—«О'— ооосмо—«о о" «—< со
Площадь затопления Sonn, тыс. га зат 1© ОО СО О i© t© i© »—< СО О Г- СО т—« со ю СО -« ю о со СО О to Ь- со со СО ОО —«СООСМСОСП-ГСП’—« Г-О ОО ОО о см го* СО СП rot1 СО О»—» СО '©СМ со »-Н 1©
Площадь зеркала Sv км2 СП см о ’+' О- СП ОО Г-' 00 Г— О СО -Г 00 ОО ю о» г- Ю CH GO xf о О СО I-- СМ 1© см со О "T «О QO СМ 1-0 —< —’ 1— СП —1 ОО см Г-—» со —« СМ СМ СО 00 ’t СМ —« гоГ >—<
Полезный объем Гп км’ О СМ о со со IQ to СО г—< см СО О) СП о со l-.-TO-rcOl—'-rOO-rr^COOCncO О Г— со СО L© Г- -г СМ 1— О О СП О О СО о тГ1 О1 -Г »—« ^ -Г1 »—1 г—« 1—1 ’-Г •—» о
Полный объем 1 v км3 —«сотоо^смоосмс— -fCM-fco —< »—«tOCOCHcOCM'sfOO»—1—«TfxfOIO »—« СЧСП-fOOOCH-hlO’—1 о СО СП см Г- СП СП со О со CM V—«со 1—< ОО »—« »—« —< со 00
UinriIIH?(Ix(»TOH Ofixaohiii’O}! СМСОООСПСПСОЮ)»—«СОСМСОСОСПЬ- 1© СМ г-чг-1 , см о см
иоГим.мгя оихээыигоя СП СМ »—' СО 1© | —» | »—' —•»—«сою см
Экономический район Л со . XI CL. ГО Gu S * <!= • | • 5 'g g S S . О U cS S к ф ГО -Е О — _ к Ех 00 £ Е5 го г о со го _ 0>^2©^сзн^'£Отагогос< © -° си си го X го СХ О Гм С—» к'П СО CQ С С C-Q СО н— О
Распределение важнейших водохранилищ по бассейнам морей
Бассейн моря Количество водохра- нилищ Объем полезный Ип км3 Площадь затопле- ния V зат тыс. га Объем годового стока рек, км3 ^зат
Балтийского . . . 26 20,09 235,2 92,01 И,1 0,22
Белого и Барен- цева 25 30,29 216,9 •11,83 7,0 0,68
Каспийского . . 59 96,14 1999,6 272,61 20,7 0,35
в том числе бас сей и Волги . . ю 82,95 1844,1 251,00 22,2 0,33
из них волжско- камский каскад 9 78,23 1736,0 251,00 22,2 0,31
Черного 32 33,56 1031,6 90,56 30,1 0, 12
в том числе днепровский каска [ .... 5 18,01 613,4 52,20 31,0 0,34
Карскою .... 23 180, 16 1526,9 271,66 8,4 0,66
в том числе бас- сейн Енисея и Хигары .... 4 142,35 1042,4 197,55 7,3 0,72
Лаптевых .... 3 17,69 197,2 25,86 11,0 0,69
Бессточные обла- сти 36 21,83 123,7 45,60 19,1 0,48
в том числе Аральско! о мо- ря 11 10,12 161,5 25,51 15,9 0,40
Всего 205 400.06 5628,1 833,19 11,0 0, 18
В табл. 5 приведены данные о распределении важнейших водо-
хранилищ ио бассейнам морен с выделением основных каскадов.
Объем среднегодового стока U7 подсчитан здесь по замыкающим
(нижним) створам.
Из таблицы видно, чго наивысшие показатели отношения —
имеют водохранилища бассейна Белого и Баренцева морен и Си-
бири; первые — за счет создания водохранилищ на базе крупных
озер, вторые — за счет огромной емкости речных водохранилищ.
Водохранилища волжского и днепровского каскадов имеют пока-
у
затель - = 0,314-0,34, а бассейна Балтийского моря даже 0,22.
Таким образом, потенциальные возможности более глубокого регу-
лирования стока рек в СССР еще не использованы полностью даже
на Европейской территории страны.
В заключение общей характеристики важнейших водохранилищ
приведем данные о динамике их создания. В табл. 6 показан ввод
в эксплуатацию водохранилищ в нашей стране в хронологическом
порядке по десятилетиям. Из нее видно, что при общей тенденции
Динамика ввода в эксплуатацию важнейших водохранилищ СССР
увеличения емкости и числа рост водохранилищ с энергетическим
компонентом происходил значительно интенсивнее, чем всех осталь-
ных: 22 неэпергетических водохранилищ за период с 1930 по
1970 г. возрос в 8 раз, а У1, Уп энергетических водохранилищ увели-
чился почти в 120 раз (с 3,3 до 375 км3). Мощность ГЭС за послед-
нее десятилетне увеличилась в 2,7 раза, а с 1930 г. — более чем
в 300 раз. При этом выработка электроэнергии в год па всех ГЭС,
приходящаяся па единицу 1/п, непрерывно возрастала: в 40-х годах
на 1 км3 Уи приходилось 80 млн. кВт-ч, в 50-х — 255 млн.кВт-ч,
в 60-х — 347 млн. кВт-ч, т. с. происходит непрерывное повышение
гидроэнергетической эффективности использования водохранилищ.
Аналогичный вывод можно сделать и относительно изменения
Г
показателя ——
который за последние 30 лит непрерывно улуч-
зат
шается, поскольку гидроэнергетика развивается так, что для выра-
ботки 1 млн. кВт-ч используется все меньше площади земель для
создания водохранилищ. За период 1961 —1970 гг. эта величина со-
ставила около 26 га, против 250 га в 1941—1950 гг.
Мест н ы с вод о х р а п и л и щ а ( табл. 7) целесообразно раз-
дели ть па две группы: группа «а» — с полными объемами от 10 до
50 млн. м3 и группа «б» — с объемом от 1,0 до 10 млн. м3.
Таблица 7
Группировка местных водохранилищ но величине полезной емкости
Группа Количество водохрани- лищ 1’а км3 Уп км3 тыс. га $зат тыс. га $эат
«а» 202 5,17 3,82 171 117,2 31
«б» 618 1,83 1,58 89 70 45
Всего .... 620 7,00 5,40 260 187,2 35
Распределение местных водохранилищ по экономическим райо-
нам страны приведено в табл. 8.
Водохранилища-охладители ТЭС сравнительно неве-
лики по размерам. Из табл. 1 видно, что суммарные Гл и 5зат для
них пока составляют меньше 15% соответствующих показателей по
всем водохранилищам страны.
Наибольшее число водохранилищ сооружено для тепловых
электростанций Украины и Урала. Объем их в основном в пределах
20—60 млн. м3, но у Белоярской ГРЭС — 262 млн. м3, у Лукомль-
ской — 266 млн. м3. Наибольшие объемы имеют водохранилища
Ворошиловоградской и Верхпетагпльской ГРЭС (по три на каждую
ГРЭС), а Славянская ГРЭС имеет два небольших водохранилища.
В связи с совместной взаимосвязанной работой условно эти водо-
хранилища считаются одним водоемом.
Таблица 8
Распределение местных водохранилищ по экономическим районам
Экономический район Количество водохранилищ км3 Izn км3 Sj км3 е зат тыс. га ^зат
Северо-Запад . . Вятский, Цент- ральный и Цент- рально-Черно- 50 0,478 0,261 197,0 и,3 43
земпый .... 161 0,650 0,529 360,4 26,6 50
Поволжье .... 87 0,478 0,403 207,7 15,4 38
Северный Кавказ '35 1,186 0,935 367,1 32,3 35
Урал 71 1,058 0,804 313,2 26,6 33
Западная Сибирь 12 0,054 0,012 42,2 1,8 43
Восточная Сибирь 5 0,023 0,020 4,8 о,з 15
Дальний Восток 9 0,066 0,057 11,0 0,9 16
Прибалтика . . . 16 0,168 0,077 56,8 2,6 31
Белоруссия . . . Украина и Мол- 16 0,210 0,139 257,5 7,3 52
давня 250 1.715 1,391 576,5 41,9 32
Закавказье . . . 37 0,260 0,187 33,8 2,6 1 1
Казахстан .... 56 0,311 0,285 119,1 10,5 37
Средняя Азия . . 15 0,310 0,270 50,3 •1.1 15
Всего 820 7,00 5, Ю 2597,4 187,2 35
Средняя глубина водохранилищ при ЦПУ составляет 1,25 м,
а при сработке до УМО— 3,5 м. Средний объем водохранилищ
ТЭС — 72,5 млп. м3, средняя площадь юркала—18 км2.
При проектировании л создании водохранилищ необходимо
учитывать характер их взаимодействия с природной средой. С од-
ной стороны, это взаимодействие определяется особенностями
создаваемых водоемов, а с другой — природной средой береговой
полосы и всего водосборного бассейна.
Учитывая это, в работе Д. II. Фииарова 1 были выделены типо-
логические и региональные зонально-провинциальные группы водо-
хранилищ.
При создании водохранилищ необходимо 5 читывать сложив-
шееся равновесие в природной среде. Наиболее целесообразно
в связи с этим создание новых водоемов в пределах береговой
зоны существовавших в прошлые геологические эпохи озерных и
озерно-речных водоемов. Широкий комплекс изыскательских работ
может выявить такие водоемы и с учетом проектируемого гидроло-
гического режима позволит наметить с позиций охраны и улучше-
ния природной среды оптимальные границы новых водоемов.
При таком подходе объем мелиоративных работ для улучше-
ния природной среды будет минимальным, экономический эффект
от создания гидроузлов и водохранилищ несомненно возрастет.
‘Фин аров Д П. Пути эволюции берегов и котловин водохранилищ
СССР.— «Труды координационных совещаний по гидротехнике», 1973, вып. 83.
с. 92—98.
Ю. М. Матарзин, И. А. Печеркин, Н. Б. Сорокина,
И. К. Мацкевич, Э. А. Бурматова,
Т. П. Девяткова
(Iк'рмский государственный университет)
РАБОТЫ ПЕРМСКОГО УНИВЕРСИТЕТА В ОБЛАСТИ
КОМПЛЕКСНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ ВОДОХРАНИЛИЩ
И ОЦЕНКИ ПОСЛЕДСТВИЙ ИХ СОЗДАНИЯ (1953—1972 гг.)
В последнее время исследованию искусственных водоемов уде-
ляется большое внимание со стороны самых различных научных,
проектных и хозяйственных организации. Знакомство с состоянием
изученности водохранилищ в СССР и других странах мира позво-
ляет констатировать, что основная масса исследований направлена
па изучение отдельных частных проблем и базируется па резуль-
татах кратковременных наблюдении. Вопросы комплексности в ис-
следованиях относятся также к решению в основном частных про-
блем. Последние связаны либо с совершенно новыми условиями
(водный режим, гидробиологические процессы), либо с неблаго-
приятными последствиями создания водохранилищ (ухудшение ка-
чества воды, переработка берегов, изменение ппжеиерпо-геологп-
ческих условий и др.).
Комплексных работ, обобщающих совокупность и многообразие
процессов в их взаимосвязи и многолетней динамике по отдельным
водохранилищам, существует очень мало. Мы нс знаем примеров
подобного рода работ и в иностранной литературе, где основная
масса исследований относится пока к решению тех же частных
проблем. Между тем необходимость в комплексных исследованиях
водохранилищ в широком географическом плане очевидна. С их
созданием коренным образом меняется не только режим рек, по
п нарушается «гармония» всех природных процессов. Как правило,
они резко активизируются и па прилегающих к водохранилищам
территориях. Все это вызывает существенные изменения в хо-
зяйственной и других сферах деятельности человека. Наряду с по-
ложительными, последствия создания крупных искусственных водо-
емов бывают и отрицательными. О последних говорят и пишут
2 Зак. № 325
17
теперь даже чаще. Причина этого—недостаточность наших зна-
ний природы и своеобразия новых водных объектов, их взаимодей-
ствия с окружающей географической средой, закономерностей мно-
гих процессов и явлений в различных физико-географических усло-
виях.
Комплексные географо-гидрологические исследования камских
водохранилищ, выполняемые в течение 20 лет Пермским универси-
тетом, являются одним из первых опытов изучения многолетней
динамики процессов и явлений в образовавшихся водоемах и па
прилегающей к ним территории в их взаимосвязи.
Идею организации комплексных исследований водохранилищ
в таком плане впервые, по-впдимому, высказал в 1934 г. С. Д. Му-
равейский [8], который уделял много внимания становлению и раз-
витию вновь создаваемых водохранилищ. Существенно повлияли
на постановку исследований, их обьем и направленность выска-
зывания ведущих ученых: Л. С. Берга, II. II. Герасимова и С. В. Ка-
леспика— о проблемах комплексности в географии и лимнологии,
А. П. Капицы, Ю. Г. Саушкина, Т. В. Звонковой, М. С. Эйген-
сона — об экспериментальных исследованиях в природе и геогра-
фическом прогнозе, С. Л. Вепдрова, А. Б. Авакяна, Д. Л. Арманда,
С. II. Бруга и др. — об изучении влияния водохранилищ на при-
роду и хозяйство. При комплексных исследованиях мы пытались
спи тезировать указанные направления и по возможности рассмот-
реть многообразие процессов и явлений в их взаимообусловлен-
ности в связи с особенностями гидрологического режима па разных
этапах существования водохранилищ за достаточно большой про-
межуток времени (15—20 лег). Обобщение результатов комплекс-
ных географо-гидрологических исследований, выполненное в на-
стоящее время, 'позволяет подвести некоторые итоги и кратко*
осветить опыт их организации, а также основные результаты.
Организация исследований в указанном выше плане — дело
весьма сложное, требующее участия специалистов разного про-
филя. В условиях многопрофильного вуза удалось привлечь к ра-
боте в качестве исполнителей и консультантов физико- и экопом-
географов, гидрохимиков, гидробиологов, ихтиологов, геологов, поч-
воведов, геоботаников и других специалистов, которые рапее
занимались изучением р. Камы и природных условий ее долины.
Для проведения исследований была создана специальная сеть
пунктов наблюдений (рис. 1). В методическом отношении в целях
сопоставимости результатов с материалами наблюдений на других
водохранилищах все измерения и их обработка проводились в соот-
ветствии с наставлениями Гндрометслужбы, а наблюдения за из-
менением природных условий (геологические, гидрохимические,
почвенно-геоботанические и др.) — по тем же методикам, по кото-
рым они выполнялись до образования водохранилища.
Как отмечалось, в основу исследований была положена идея
формирования водохранилища, являющегося одним из звеньев ко-
личественной и качественной сторон единого процесса стока,
как нового водного объекта и его взаимосвязи с окружающей
Г’ис. 1. Расположение пунктов наблюдении на Камском водо-
хранилище.
Л— метеостанции, 2 — водпосты, 3 — гидрологические разрезы, 4 — рей-
доные вертикали, 5 — пункты стационарных наблюдений, 6 — места от-
пора проб воды на химический анализ (в дополнение к рейдовым вер-
1ИК1ЛЯМ), 7 — контрольные геоморфологические профили, 8 — профили
стационаров, заложенные до образования водохранилища.
географической средой. При этом нужно было, по возможности,
представить круг основных вопросов, изучение которых определяло
бы особенности процессов формирования водохранилища и его
влияние па природу и хозяйственную деятельность человека
(рис. 2). При построении схемы мы основывались на опыте изуче-
ния водохранилищ на р. Каме и на литературе по другим искусст-
венным водоемам СССР.
Формирование водохранилища начинается с момента его созда-
ния, когда практически мгновенно изменяется режим на участке
распространения подпора. Режим вновь образованного водоема оп-
ределяется сложным взаимодействием в основном трех групи
факторов: 1) физико-географических особенностей района водохра-
нилища; 2) условий формирования стока на водосборе и 3) харак-
тером хозяйственной деягелыюстн человека. Влияние последней
очень многообразно, непостоянно во времени и в большинстве слу-
чаев является определяющим. Будучи антропогенными образова-
ниями, водохранилища в процессе их дальнейшей эксплуатации
находятся иод разнородным влиянием деятели юсти человека.
Изменение характера этой деятельности обязательно вызывает со-
ответствующие изменения в ходе процессов формирования водо-
хранилища.
Перечисленные три группы факторов п определяют те измене-
ния, которые происходят в водоемах после их создания (изменения
гидрологического режима, гидрографического облика, химии и ка-
чества воды, условий жизни и др.). Влияние этих факторов па про-
исходящие изменения осуществляется через морфометрические
особенности. При прочих равных условиях в водохранилищах,
различных в морфометрическом отношении, а также в разных
частях одного водоема (если они отличаются друг от друга по
морфометрии), интенсивность и характер развития процессов раз-
личны.
Как следствие изменений, происходящих в водоеме, отмеча-
ются соответствующие изменения в природе и хозяйственной дея-
тельности человека на прилегающих к водохранилищу террито-
риях. Последние оказывают обратное влияние па процессы, про-
текающие в водохранилище, отражая сложное диалектическое
взаимодействие между водоемом и окружающей географической
средой.
В соответствии со схемой формирования (см. рис. 2) опреде-
лялся круг вопросов, подлежащих изучению, места постоянных
(реперных) участков профилей, пунктов и точек наблюдений как
в водоеме, так и на прилегающей с^ше. При этом учитывались
репрезентативность наблюдений в каждой точке (пункте) для ха-
рактеристики общих условий в пределах гидрографических райо-
нов, участков, зон и подзон, выделяемых по морфометрическим
показателям [7], а также типичность в отношении физико-геогра-
фических условий побережий (в границах районов и участков).
Учитывая неодинаковую интенсивность тех или иных процессов во
времени, периодичность наблюдений для оценки их многолетней
b
О 4» 4»
.^5е5
«ъ
5:
<Ъ
4)
01 £ >
dnHdiruoujQou п рое
XlWHdCQOU dOUQOU
эяжэдддои юн воинам
-эиъоэшдн ипнананси
gos хюнндедои
8ПШЭ0Э ппюдьпнпу
uHeodfi wnotcdd
п эпнпшпи эондод
еоэонон
dr)HD9odnndo$
nwdogod онд
dDHOsodnudoct)
кондоров дон еошнан
жеодиидн нпнднднои
ИРНЭ1Г98 дТРПЭЬПНПН
-ng D 9UOOHhOLUOd[]
1чнЬп&рпшхп
dnHnsodnwdocb
ипнд1Г8и di^Bog
-air n gos пнпнйэ!
goe р9ршэоэ огоюдьпн
-nx 8nHD8Odnwdo&
nwooHWdwnunvd Г
dnHneodnwdocp
<b
4)
4101 <Ъ <
о>
4;
sh?-
00 4э О> 0) (s’S
>1
g.U<b
&
о>
h
01 <
41
^4)
н ^4>
4) 4>
g 4)
4> S 4:
nrftwfigodu noHhndddu
dnHD9odnwdo&
sozaddo
dnHDQOdnwdOcb
4)
41
tj
4>
<ъ
5t
$ 41
4>
4f
ХПНдивИ
апнээьпииио
DOS XMHWdCQOU
ппждд
Схема формирования водохранилища, определяющая основной круг вопросов, решаемых в процессе
комплексных географо-гидрологически-х исследований.
oi
динамики принималась различной (см. таблицу). При любой перио-
дичности повторные наблюдения проводятся в одно и то же время
(день, декада, месяц). Однако в отдельных случаях указанная
в таблице периодичность может нарушаться, так как в аномаль-
ные годы и в годы (перед и после) изменения регламентов экс-
плуатации ГЭС и водохранилищ требуются учащенные наблюде-
ния.
Таблица
Периодичность некоторых видов работ
Вид работы
Периодичность
Рекогносцировочные обследования водоема и бе-
реговой зоны.................................
Аэровизуальные обследования .................
Аэрофотосъемки...............................
Комплексы гидрологических наблюдении
гидрологические съемки, наблюдения на разре-
зах и рейдовых вертикалях .................
наблюдения на миогосуточных станциях . . . .
Гидрохимические съемки ......................
Съемки грунтов дна ..........................
Комплексы измерении на геоморфологических
профилях и участках........................
Гигротсрмнческие съемки и микроклиматические
наблюдения па профилях.......................
Наблюдения за эволюцией почв и растительности
Ежегодно
1 раз в 2—3 года
1 раз в 5—10 лет
3—4 раза в год
Периодически
2—3 раза в год
1 раз в 3—5 лет
2—3 раза в год
Периодически
1 раз в 4—5 лет
Изложенное соответствует опыту многолетних комплексных
исследований камских водохранилищ и обобщению их результатов
[1—7, 10, 11]. В настоящее время можно в первом приближении
показать специфику водохранилищ как новых водных объектов
суши и их принципиальные отличия от рек, озер п других во-
доемов.
Если естественные водоемы мы рассматриваем непосредственно
как функцию природного стока, то водохранилища являются не
только функцией этого стока, но и результатом деятельности че-
ловека— результатом его вмешательства в процесс стока.1 Мура-
вейский еще в 1934 г. качественную специфичность водохранилища
определял так: «во-первых, это водоем „замедленного” стока и, во-
вторых,— искусственный» [8]. Это определение на современном
уровне наших знаний должно быть расширено.
Во-первых, в отличие от всех других водных объектов водо-
хранилища возникают «мгновенно». Их размеры, место, а в кас-
кадах — очередность и положение в конкретной физико-географи-
ческой обстановке определяются человеком.
1 В определении Муравейского [9] «сток не простое перемещение воды,
а сложный процесс, в котором факторы географические, геологические, химиче-
ские, биологические в своем взаимодействии определяют не только перемеще-
ние воды, но и обусловливают круговорот веществ во всем этом процессе
и в каждом водоеме в отдельности».
Во-вторых, их режим обусловлен не только природными, по и
главным образом антропогенными факторами, т. е. имеет совер-
шенно иной генезис.
В-третьих, режим водохранилищ не постоянен во времени.
В процессе эксплуатации он в результате возникновения опреде-
ленных технико-экономических предпосылок неизбежно и много-
кратно меняется.
В-четвертых, с образованием нового водного объекта «бурно»
и совершенно по-иному начинают развиваться впутриводоемные
процессы (гидро- и геодипамические, гидрохимические, гидробио-
логические и др.).
В-пятых, создание водохранилищ всегда нарушает относитель-
ное равновесие в природе окружающей территории. Происходят
измерения климатических условий, высотного положения гидроди-
намических зон подземных вод, подтопление и заболачивание при-
легающих земель, эволюция почвенного и растительного покрова.
В зонах влияния водохранилищ (как в верхних, так и в нижних
бьефах) происходя г серьезные изменения в хозяйственной п дру-
гих сферах деятельности человека.
В-шестых, каждое водохранилище представляет собой сугубую-
индивидуальность, новый географический объект или, по Л. Л. Рос-
солимо, «.. .сложный, по единый комплекс процессов и явлении,
из которых ни одно, даже самое незначительное, не может быть
вырвано и рассматриваемо вне связи со всем комплексом» [12].
Наконец, следует также отметить, что в разных частях водо-
хранилищ (районы, участки, зоны) процессы развиваются по-раз-
ному, различны и взаимоотношения между водоемом и окружаю-
щей географической средой.
В кратком сообщении невозможно показать на конкретном
материале все многообразие взаимосвязанных процессов и явле-
ний, имеющих место в искусственных водоемах после их создания.
Результаты комплексных исследований камских водохранилищ но-
мере их обобщения публиковались вработах[1—7, 10, 11]. Поэтому
на отдельных примерах попытаемся показать, насколько важно
учитывать специфику гидрологического режима водоемов разных
типов и четко определять подходы к изучению и анализу материа-
лов наблюдений при комплексных исследованиях водохранилищ.
По совокупному влиянию естественных и антропогенных фак-
торов, определяющих приток и степень регулирования стока, водо-
хранилища целесообразно подразделить па следующие тины и под-
типы.
I. Единичные водохранилища, работающие на сстественом при-
токе:
1) водохранилища, работающие на естественном притоке ос-
новной реки;
2) водохранилища, имеющие концентрированный боковой при-
ток;
3) водохранилища, имеющие не концентрированную, но значи-
тельную по величине боковую приточность.
II. Водохранилища, работающие в системе каскада:
1) водохранилища — регуляторы каскада; работают на естест-
венном притоке и обеспечивают нормальную работу всего каскада;
2) водохранилища, работающие на зарегулированном стоке,
но имеющие значительную боковую приточность;
3) водохранилища, работающие па зарегулированном стокс
и не имеющие значительной боковой приточиости.
Камские водохранилища относятся ко второму типу, первому
(Камское) и третьему (Воткинское) подтипам, что наряду с су-
щественными различиями в морфологии и морфометрии опреде-
ляет отличительные особенности формирования их режима.
В каждом из водоемов указанных типов целесообразно выде-
лять и рассматривать отдельно две крупных части постоянного
(«установившийся» режим) и переменного подпора («пеустаповпв-
шийся» режим). Нетрудно представить, что в последнем случае
режим верховых частей водохранилищ разных типов будет в гене-
тическом отношении неодинаков: па одних — трансформация поло-
водий и паводков, па других — воли попусков при работе ГЭС в ре-
жиме недельного и суточного регулирования.
Другой важной особенностью водохранилищ как водных объек-
тов является непостоянство их гидрологического режима во
времени. Утвержденные при вводе встрой действующих планы экс-
плуатации ГЭС и' водохранилищ периодически неизбежно меня-
ются. За время существования искусственных водоемов такие изме-
нения могут происходить многократно. Это может быть вызвано
разными причинами: требованиями энергосистем, изменением це-
левого назначения водохранилища и характера его использова-
ния. При каскадном регулировании изменения плана эксплуатации
происходят практически с вводом в строп каждого нового «звена»
каскада.
На Камском водохранилище план эксплуатации пересматри-
вался дважды: в 1960 г. в связи с повышением отметки НПГ па
0,5 м и в 1964 г. в связи с образованием Воткинского водохрани-
лища. Таким образом, выделяются три периода: с 1956 по 1959 г.,
с 1960 по 1963 г. и с 1964 г. по настоящее время. Каждый из них
характеризовался присущими только ему особенностями. Очень
наглядно это можно видеть па примере продолжительности стоя-
ния уровней, близких к НПГ и в определенных интервалах высот
(рис. 3). Еще более наглядны изменения в режиме нижнего бьефа
КамГЭС (рис. 4). Подобные изменения будут неизбежны и в буду-
щем.1 Следовательно, неизбежны и принципиальные изменения
не только в режиме всех гидрологических элементов, но также
в характере и динамике впутриводоемпых процессов (гидро-
физических, гидрохимических, гидробиологических) и процессов,
1 После завершения строительства Нижне-Камской ГЭС, в результате
поэтапного ввода в строй гидроузлов, в процессе осуществления планируемой
переброски стока северных рек и т. д.
мабс.
Рис. 3. Повторяемость уровней (в сутках) за отдельные годы
(а, б, в) и средняя по периодам (г), соответствующим изме-
нению плана эксплуатации ГЭС и водохранилища по водомер-
ному посту Усть-Косьва на Камском водохранилище за нави-
гационный период.
мабс.
2S961 & QHddU U/9 19009 QHdBOdfi
'Ъ ОТ) <м Q)
o/ncbvdz WdlffiH QDH IQQ09 nH80d£
определяющих изменения в природе и хозяйстве на прилегающей
территории.
Учитывая современные темпы создания искусственных водое-
мов и перспективы на будущее, превращение многих рек в кас-
кады водохранилищ и водные тракты для перераспределения и по-
дачи стока в малообеспеченные водой районы, необходимость
решения многих проблем, связанных с эксплуатацией п комплекс-
ным использованием водохранилищ, считаем целесообразным ор-
ганизацию многолетних комплексных исследований па ряде водо-
хранилищ СССР. Речь идет не о многих водоемах, а только о ти-
пичных, репрезентативных для разных природных зон [4]. Поскольку
на Гидрометслужбу, как пишет Е. К. Федоров [13], будет возло-
жена оценка последствий хозяйственной деятельности на состояние-
природной среды в целом, то, очевидно, она должна возглавить
и комплексные исследования водохранилищ в широком географи-
ческом плане. Привлечение к участию в этой работе коллективов-,
ученых многопрофильных вузов содействовало бы успешному ре-
шению проблемы. Сейчас многие вузы накопили опыт но оценке-
последствии создания водохранилищ (Московский, Калининский,
Казанский, Саратовский, I1ермскпй, Иркутский университеты и
др.). Это способствовало бы развитию социального направления
в географии — учения о формировании водохранилищ как новых
географических объектов, изучающего закономерности сезонной и
многолетней динамики процессов в водоемах во взаимосвязи с ок-
ружающей средой и хозяйственной деятельностью человека. Опыт
исследований камских и других водохранилищ Советского Союза
показывает, что они как водные объекты имеют принципиальные
отличия от всех других водных объектов суши.
С учетом специфики этих водных объектов должны совершен-
ствоваться методы исследований и наблюдений, применяемые при-
боры и оборудование. Требуют специальной разработки методы
гидрологического анализа и расчетов. По отмеченным выше при-
чинам почти полностью исключается использование методик, бази-
рующихся па многолетних рядах наблюдений и вычислении для
них «средних» пли «норм». Это относится и к экстремальным (наи-
большим и наименьшим) значениям гидрологических характери-
стик за многолетие, которые представляют лишь «исторический»
интерес, не отражая реальных значений для текущего периода,
соответствующего реализации определенного (очередного) плана
эксплуатации ГЭС и водохранилища.
В связи с изложенным считаем возможным поставить вопрос
о выделении гидрологии водохранилищ в отдельную научную*
дисциплину.
В представлении авторов, гидрология водохранилищ — само-
стоятельная научная дисциплина, отдел гидрологии суши, зани-
мающийся изучением искусственных водоемов замедленного водо-
обмена, режим которых формируется под влиянием сложного взаи-
модействия генетически разнородных (природных и особенно антро-
погенных) факторов. Она изучает закономерности гидрологических
процессов, особенности их проявления в разных районах водохра-
нилищ и в определенных природных условиях и их взаимосвязи
с окружающей географической средой.
Основным методом гидрологии водохранилищ па данном этане
нужно считать географо-гидрологический метод, основы которого
заложены В. Г. Глушковым.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Вопросы формирования водохранилищ и их влияния на природу и хо-
зяйство. «Сб. Пермского ун-та», 1970, вып. 1. 104 с.
2. Дубровин Л. 11., М а т а р з и н 10. М., Пенс р к и н И. А. Камское
водохранилище. Пермское кн. изд-во, 1959. 173 с.
3. Мат ар зип 10. М. Некоторые вопросы формирования нового водоема
как географическо о объема (па примере Камского водохранилища). География
Пермской области.—«Уч. зап. Пермского ун-та», 1964, т. 118, вып. 2, с. 67—72.
4. Матарзин 10. М. О комплексных общемеографпческих исследованиях
водохранилищ.— «Уч. зап. Пермского ун-та», 1967, г. 169, вып. 2, с. 85—94.
5. Водохранилище Воткинской ГЭС па р. Каме. (Мат-лы к комплексной
географо-i идрологичсской характеристике формирования водохранилища.) Под
ред. Ю. М. Магарзииа. Пермь, Изд. Пермского ун-та, 1968. 203 с.
6. М а т а р з и и 10. М., Л ю тип А. А , Да и и лова М. М. Влияние Кам-
скою водохранилище! па природу прилегающей территории. — В кп : Влияние
водохранилищ лесной зоны на прилегающие территории. Л., «Паука», 1970,
с. 35—43.
7. М а т а р з и и 10. М., М а ц к с в и ч М К. Вопросы морфометрии и райо-
нирования водохранилищ. — В кп.: Вопросы формирования водохранилищ и их
влияния на природу и хозяйство. 1970, вып. 1, с. 27—45.
8. Мур а венский С. Д. Задачи изучения водохранилищ.— В кн.: Водо-
хранилища для промышленного и питьевого водоснабжения. М., Изд ВОД ГЕО,
1931, с. 5—20.
9. М у р а в с й с к и и С. Д. Процесс стока как географический фактор.
«Изв. АН СССР. Нов. сер.», 1916, т. 10, с. 23—31.
10. II очеркни II. А. Геодинамика побережии камских водохранилищ,
ч. 1. Изд. Пермского ун та, 1966. 196 с
11 П е ч е р к и и II. А Геодинамика побережий камских водохранилищ,
ч. 2 Изд. Пермского ун-та, 1969. 305 с
12. Россолимо Л Л. Задачи и установки лимнологии как пауки. — «Тр.
лимнолог, сг в Косине», 1931, вып. 17, с. 7—33.
13. Федоров Е. К Перспективы развития iидромстсорологичсскои службы
СССР.— «Метеорология и гидрология», 1973, № 6, с. 3—14.
Р. С. Петрова
(Казанский отдел СевПИИГпМ)
НАУЧНО-ПРАКТИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ СОСТАВЛЕНИЯ
КАДАСТРА ОЗЕР В ТАТАРСКОЙ АССР
Кадастр водных ресурсов представляет собой системагпзиро-
ваниый учет природных и искусственных водоемов для их после-
дующего научного обобщения и классификации по пндивидуалыю-
гипологическим признакам.
Задача полного обеспечения водными ресурсами, особенно в сов-
ременных условиях дефицита воды, побуждает учесть все возмож-
ные источники независимо от их размера и лапдшафтпо-хозяйст-
веиного положения. Особое значение при этом имеют озера как ре-
зерву ары чис roii воды, часто расположенные непосредственно
около потребителя.
Систематическое изучение озер Татарской АССР до последнего
времени не проводилось. Имеющиеся в литературе сведения харак-
теризуют, как правило, температурный режим и морфометрию
озер, которые являлись объектами reoiрафических исследований
с гудентов. Озера карстового происхождения охарактеризовал
А. В. Ступишии [6]. Г. В. Аристовская, А. В. Лукин и А. Л. Штейн-
фельд [1] описали колхозные водоемы, в том числе и некоторые
озера с точки зрения их рыбохозяйственного использования.
С. И. Пашксева [3] предприняла первую попытку учесть общее число
озер Среднего Поволжья, в том числе и Татарии, и оцепить их роль
1 задержании весеннего стока. Предварительные данные по мате-
риалам специального обследования для составления кадастра озер
опубликовали автор с II. А. Четановой [5] и С. Н. Губаевой [4].
Отличительной особенностью современного кадастра озер яв-
ляется производство специальных комплексных исследований для
получения систематизированных данных по каждому озеру па тер-
ритории республики. Здесь освещается опыт научно-практических
основ составления кадастра озер на примере Татарской АССР.
Подобная работа была проведена па территории Среднего По-
волжья, в пределах Ульяновской области и Чувашской АССР,
। подготовительные мероприятия в части картографического учета
озер выполнялись по территории Марийской АССР и Куйбышев-
ской области.
Первым этапом явился количественный учет озер, для чего
были использованы землеустроительные планы. Первоначально
исследования были ограничены озерами, расположенными в райо-
нах интенсивного развития земледелия. По геоморфологическому
положению эти озера были названы водораздельными, или озерами
агрикультурного ландшафта. В процессе работы выяснилась необ-
ходимость полного учета всех озер, включая пойменные и лесные,
так как было трудно предвидеть порядок их хозяйственного ис-
пользования. Таким образом, были выделены три категории озер:
1) водораздельные озера, или озера агрикультурного ланд-
шафта— проточные и непроточные естественные водоемы, распо-
ложенные на склонах речной долины, ее террасах и водоразделах;
2) пойменные озера — проточные и непроточные водоемы,
главным образом старицы, расположенные в пределах низкой и
высокой поймы и заливаемые водами весеннего половодья;
3) лесные озера, расположенные в незаселенной части терри-
тории, внутри лесных массивов; основное использование наиболее
крупных из ппх намечается для оздоровительно-спортивных целей.
По землеустроительным планам, полученным на основе мате-
риалов аэросъемки последних лет, в разрезе хозяйств, районов,
бассейнов рек и республики в целом составлен альбом выкопиро-
вок контуров с указанием основных ориентиров относительно насе-
ленных пунктов. Площадь водного зеркала принималась по земле-
устроительным данным, которые являются наиболее точными, так
как площадь водного зеркала согласована с границами смежных
сельскохозяйственных угодий. Наличие планового материала облег-
чило поиски озер в натуре и позволило провести оценку происшед-
ших изменений в конфигурации их водного зеркала.
Второй этап работ но составлению кадастра заключался в про-
изводстве экспедиционных обследований. Одновременно работало
5—6 отрядов, состоящих из географа, геоботаника и морфомет-
риста. В состав экспедиции входили также гидрохимик и инженер-
мелиоратор. Последний оценивал влияние агромелиоративных ме-
роприятий на режим водоемов.
Полевое обследование озер предусматривало:
1) визуальную корректировку плана озера;
2) промеры глубин по поперечникам для определения объемов;
3) отбор проб воды на химический анализ, а из озер, исполь-
зуемых для питьевых нужд, па санитарно-бактериологический ана-
лиз, с одновременной органолептической оценкой и определением
температуры и прозрачности воды;
4) описание водной и прибрежной растительности с целью вы-
яснения ее ресурсов и возможного влияния на водный режим;
5) геоморфологическое н агромелиоративное описание окружа-
ющей местности и котловины озера для выяснения происхождения,
условий заилений и влияния сельскохозяйственной освоенности на
состояние водоема;
6) сбор сведений о хозяйственном использовании и происхож-
дении озера при наиболее высоких и низких горизонтах воды, на-
блюдавшихся в прошлом.
Последний этап состоял в камеральной обработке полевого
материала и включал: подсчет объемов озер, химический анализ
воды, который производился в полевой лаборатории типа Резни-
кова, вычисление минерализации и определение типа вод в зави-
симости о г соотношения различных компонентов. В результате
получали количественную и качественную оценку воды. Одновре-
менно выяснилось влияние антропогенного фактора па состав воды
п процессы се самоочищения.
Озера в Татарской АССР распределены очень неравномерно.
Основная масса их приурочена к древним террасам Волги и Камы,
сложенным песчано-суглинистыми толщами четвертичных отложе-
нии. На остальной территории наибольшее распространение имеют
пойменные озера, расположенные в бассейне р. Ик (левый приток
р. Камы). Обследованием были охвачены главным образом озера
агрикультурного ландшафта в районах, где ощущается дефицит
в воде для всех видов хозяйственного, бытового и питьевого водо-
снабжения. Поэтому даже незначительные по площади (от 0,1 га),
глубинам и объемам озера представляют самостоятельный водохо-
зяйственный интерес. В маловодных районах, расположенных па
древних террасах, местные жители создавали большое число во-
доемов-копаней, которые питались главным образом за счет по-
ступления подземных вод.
Всего в республике по состоянию па 1969 г. учтено 9762 озера
общей площадью 6816 га, из которых 7171 озеро расположено на
речных поймах (в эго число не входят озера, затопленные Куйбы-
шевским водохранилищем и подлежащие затоплению Нижне-Кам-
ским при отметке уровня 70 м), 500 озер находится в лесах и
2091 озеро расположено в условиях агрикультурного ландшафта.
Из числа последних 1020 озер имеют общую площадь 1110 га и
объем 28 804 тыс. м3. Прекратили свое существование 1071 озеро,
из них 401 полностью заилены (некоторые до такой степени, что
не сохранилась чаша озерной котловины и они даже распахива-
ются). 283 озера пересохли и частично заполняются после весен-
него половодья и дождевых паводков, 312 озер заросли и перешли
в категорию болот; 9 озер спущено, а 63 озера не удалось обнару-
жить. Общая площадь всех озер, прекративших свое существо-
вание, составляет 305 га, их средня площадь равна 0,3 га, по
среди пих встречаются озера размерами в 3—5 га. Средняя пло-
щадь сохранившихся озер 1,1 га, а наибольшая—133 га; если
исключить все крупные озера объемом от 50 до 4510 тыс. м3, то
суммарный объем оставшихся составляет 23 389 тыс. м3, а пло-
щадь — 618 га.
Специальных исследований для выяснения причин заиления
озер пе велось, по было отмечено, что в большинстве случаев рас-
пашка склонов производится почти до самых бровок; нередко отсут-
ствуют травяные и лесные буферные полосы; имеются ложбины
стока, по которым с полей поступает много наносов. Усилению
смыва, как известно, способствуют применение зяби, пахота
с оборотом пласта, широкое введение пропашных культур, рас-
пашка склонов.
Наиболее интенсивное заиление озер происходит в последнее
десятилетие, что особенно наглядно подтверждается сравнением
планов озер, изображенных па крупномасштабных топографиче-
ских картах издания 40-х годов, и землеустроительных планов на-
чала 50-х годов. Ярким примером интенсивного заиления является
оз. Раифскос, расположенное в пределах Волжско-Камского за-
поведника. Из описании известно, что эго озеро длиной до 4 км
имело облесенные берега. В 1966 г. длина озера сократилась до
2 км, а в месте впадения ныне пересыхающей летом р. Сумки
образовался пологий песчаный пляж. Выше пляжа — обширное
пространство, некогда занимавшееся озером, заросло молодым
лесом. Причиной интенсивного заиления озера также явились вы-
рубка лесов н отсутствие протпвоэрозпонпых мероприятии на водо-
сборе.
Гидрохимическая, органолептическая и бактериальная харак-
теристики позволяют судить об условиях формирования состава
природных вод и влиянии па их качество антропогенного фактора.
Ни па одном из озер республики систематических гидрохимических
наблюдении не проводилось, поэтому полученные данные явля-
ются первым материалом, характеризующим качество вод. Вода
озер по качеству довольно разнообразна. Так, например, активная
реакция среды изменяется от 3,7 до 8,4, жесткость — от 0,3 до
20 Н°, окпсляемость — от 0,3 до 50 мг/л, прозрачность от 200 см
до пуля, содержание хлоридов — от 1,8 до 500 мг/л, сульфатов —
от 0,0 до 1200 мг/л, железа — от 0,0 до 20 мг/л, растворенного
в воде кислорода — от 0,3 до 47 мг/л.
Выделено 13 типов озерных вод. В большинстве озер преобла-
дающим является гидрокарбопатпо-сульфатно-кальциевый тип
воды, который в общей сложности встречается в 90% озер. Вода,
как правило, без цвета или слабо-желтая, по в загрязненных во-
доемах опа имеет зеленоватую и коричневатую окраску. По запаху
отмечены воды, пахнущие аммиаком, сероводородом, бологом,
тиной, землей и т. д., а вкус может быть вяжущий, щелочной, со-
леный, горький и т. д. Санитарное состояние многих озер неудов-
летворительно, о чем свидетельствуют показатели общего микроб-
ного числа, достигающего 150 000, коли-титра до 0,004, а коли-
индекса до 2500.
Большинство озер в той или иной степени зарастает водной
и прибрежпо-водпой растительностью. Всего обнаружено свыше
100 видов растений, треть которых распространена повсеместно,
а остальные виды встречаются на отдельных озерах в небольшом
количество экземпляров. Отмечено три типа зарастания.
1) зональный, когда растения располагаются в определенной
последовательности в направлении от берега в глубь озера и не-
редко образуют пояса по всей его окружности;
2) пятнистый — растения распределяются по поверхно-
сти отдельными участками, образующими изолированные заро-
сли;
3) сплошное зарастание, когда весь водоем равномерно покрыт
растигслыюстыо, что встречается довольно редко.
Кроме того, на некоторых озерах наблюдались сплавины —
плавающий растительный ковер, иногда с кустарниками и деревь-
ями. Наиболее характерными являются пятнистый и сплошной
типы зарастания (по степени от 50 до 100%)- Наибольшую биоло-
гическую массу на единицу площади дают ежеголовник прямой
и рогоз узколистный (до 8000 г/м ).
Какой-либо связи с глубинами зарастающих и пезарастающих
озер проследить не удалось; так, одинаково заросшими оказались
озера с большими и малыми глубинами. Значительная часть озер,
расположенных преимущественно в населенных пунктах, не зарас-
тает. Уровни воды в озерах в течение вегетационного периода из-
меняются незначительно, а па многих озерах вообще устойчивы,
поэтому вокруг видного зеркала отсутствуют пояса растительности,
характерные для некоторых равнинных водохранилищ, например
Домашкинского.
Морфометрические, гидрохимические, геоботанические и другие
характеристики озер не подчиняются географической зональности
и даже не допускают четкого районирования, так как различные
показатели, например, по типам вод, минерализации, жесткости,
флористическому составу и т. д., встречаются в непосредственном
соседстве, а одинаковые показатели можно обнаружить па терри-
ториально отдаленных водоемах.
Озера одновременно используются для различных целей. Пре-
обладающее число озер используется для водопоя скота, разведе-
ния водоплавающей птицы, рыборазведения и для различных видов
хозяйственно-бытового водоснабжения. В последние годы осущест-
вляется значительный водозабор из ряда озер на орошение
сельскохозяйственных культур и долголетних культурных пастбищ.
В связи с этим в 1972 г. были проведены специальные наблюдения
по оценке влияния водозабора па изменение объемов озер, глав-
ным образом карстового происхождения.
Существующие озера агрикультурного ландшафта по их про-
исхождению па основе материалов полевого обследования,
а также фондовых геологических данных подразделены иа пять
групи.
До 30% озер являются искусственными, созданными в конце
прошлого и начале текущего столетий для водоснабжения. Глубина
их первоначально достигала 5—G м и ограничивалась вскрытием
устоичивого водоносного горизонта; в настоящее время опа из-за
сильного заиления не превышает 1—2 м. Эта группа озер распро-
странена в низменном Заволжье, где существует большое коли-
чество Пересыхающих рек.
Вторая группа озер — карстовые, расположенные в древней
долине по левобережью Волги. Озера этой группы характеризуются
в основном малыми площадями водного зеркала, ясно выражен-
ной округлой формой и значительными глубинами.
Анализ имеющихся данных привел к необходимости выделения
озер суффозионно-карстового и карстово-суффозионного происхож-
дения, которые отнесены к третьей и четвертой группам, так как
на территории республики значительное развитие получили проса-
дочные явления и блюдцеобразные понижения на возвышенных
частях водосборов.
Пятую группу представляют озера гидрогепно-карстового про-
исхождения. В широком понимании к числу «гидрогенных» отно-
сятся все озера, происхождение которых связано с деятельностью
воды. Под собственно гидрогепными понимаются озера, котловины
которых выработаны действием текучей воды, подобно тому как
происходит образование омута ниже плотины. Наличие порога пли
сужения русла приводит к созданию перепада, и для гашения энер-
гии падающей воды образуется естественный водобойный коло-
дец— озеро. Наличие в озерах этого типа резких изменений в глу-
бинах указывает на участие в их происхождении карста.
Кадастр иллюстрируется серией морфометрических, гидрохими-
ческих, геоботанических, водохозяйственных и других специальных
карт п таблиц. Весь материал систематизирован по административ-
ным районам с указанием принадлежности хозяйствам (колхозы,
совхозы и т. д.).
Проведенные исследования дают возможность: а) детально
учесть все, в том числе и мельчайшие озера, с дифференциацией
их по категориям; б) отыскать па местности каждое озеро с по-
мощью прилагаемых крупномасштабных выкопировок, привязан-
ных к ориентирам; в) иметь исходный материал для конкретного
и перспективного планирования использования озер и их водных
ресурсов в различных отраслях хозяйства; г) получить данные
о заилении озер с целью последующего изучения этого отрицатель-
ного явления и разработки защитных мероприятий; д) учесть вод-
ные ресурсы озер при составлении водохозяйственных балансов
административных районов и отдельных хозяйств.
В современных условиях задача кадастра состоит в полной ин-
вентаризации озер и представляет совокупность картографических
и обследовательских материалов с показателями оценки озер на
каждое хозяйство, район и в целом по республике. Для того
чтобы кадастр мог служить действительно надежной основой пла-
нирования всех видов водопользования и возможности осущест-
вления контроля за их использованием, необходимо, чтобы данные
количественного и качественного учета со временем возобновля-
лись. В этом случае хорошо поставленный учет количества озер
с основными морфометрическими показателями и данными по ка-
честву воды и происхождению озер открывает широкие возмож-
ности для использования водных ресурсов пресных водоемов,
являющихся существенным дополнением к водным ресурсам
рек.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. .-Христо в ска я Г. В., Лукин А. В., Штейн фельд А. Л. Колхоз-
ные водоемы Татарской республики и пути их рыбохозяйственного освоения.—
«Тр. Татарского отд-пня ВНИОРХ», 1951, вып. 6, с. 3—11.
2, Батыр В. В, Фазлуллин Г. В. Температурный режим некоторых
озер Юдииского района ТАССР.— «Уч. зап. КГУ», 1951, т. 3, кп. 5, с. 17—25.
3. Паш к сева С. II. Кадастр озер Среднею Поволжья и оценка их роли
в задержании стока половодья.— «Изв. Каз. фил. АН СССР», 1961, вып. 3,
с. 51—64.
4 Петрова Р. С., Губаева С. II. Озера водосбора Куйбышевского
водохранилища в пределах Татарской АССР.— «Сб. работ Комсомольской
ГАЮ», 1968, вып. 8, с. 163—176.
5. Петрова Р. С., Ч с т а и о в а Н. А. Материалы обследования озер Та-
тарии.— «Географический сборник», 1967, вып. 3, с. 85—89.
6. С ту и и ши и А. В. Карст в пределах Куйбышевского водохранилища.—
«Изв. АП СССР, сер. reoip », 1954, № 4, с. 35—40.
Ю. И. Подлипский, В. М. Широков
(Сибирский НИПЭ, Новосибирск)
ОСОБЕННОСТИ ГИДРОЛОГИЧЕСКОГО РЕЖИМА
КРУПНЫХ ВОДОХРАНИЛИЩ СИБИРИ
В настоящее время в Сибири действуют и строятся 10 крупных
водохранилищ. В ряде случаев напоры у гидроузла достигают
100 м и более. Здесь созданы такие гиганты, как Братское водо-
хранилище, с объемом около 170 км3, Красноярское и др. В перс-
пективе предполагается строительство новых крупных гидротехни-
ческих сооружений. Это — водохранилища в енисейском каскаде
и водохранилища, создаваемые при переброске части стока сибир-
ских рек в Среднюю Азию, а также на ряде других водных обьск-
тов при промышленном освоении юга Сибири. После ввода в строй
Усть-Илимской, Саянской и Богучанской ГЭС экономический
потенциал использования гидроэнергоресурсов Сибири достигнет
15%. Размер зарегулированного стока к 2000 г. превысит 400 км3
полезного объема водохранилищ и составит около 25% всех водных
ресурсов Сибири. К этому времени использование экономического
потенциала гидроэнергоресурсов достигнет 35—10% [2].
Такне темпы предстоящего освоения рек Сибири уже сейчас
позволяют поставить вопрос о выяснении основных особенностей
гидрологического режима крупных водохранилищ, которые будут
созданы.
Для оценки всего многообразия создаваемых водохранилищ
Сибири была разработана их типологическая классификация.
В результате проведенных исследований было выяснено, что раз-
витие крупных водохранилищ происходит под влиянием как при-
родных условий, так и под воздействием водохозяйственного ре-
гулирования рек. К числу наиболее существенных природных фак-
торов, определяющих индивидуальный облик водоемов, можно
отнести особенности затопленного и прилегающего к ним рельефа
местности, а также ландшафтную характеристику тех географи-
ческих зон, где создаются водохранилища. К факторам водохо-
зяйственпого воздействия относится характер использования и осо-
бенности эксплуатационного режима при регулировании запасов
воды в водохранилищах.
Сочетание характерных природных условий с особенностями
водохозяйственного регулирования явилось основой предлагаемой
классификации водохранилищ Сибири (рис. 1).
Наибольшее значение в классификации водохранилищ имеют
вопросы, касающиеся характера их эксплуатации, особенностей
измененного гидрологического режима и условий сброса воды из
искусственных водоемов. В предлагаемую классификацию мы счи-
тали необходимым ввести несколько основных признаков, которые
определяют характер регулирования, условия подпора, степень
проточности, полезные емкости и режим уровней в водохранили-
щах. В классификации отражено также народнохозяйственное
использование искусственных водоемов [6].
Для краткости выражения всех классификационных признаков
нами принята такая форма их записи, когда у буквенных индексов,
обозначающих тин водохранилищ, ставится дробь, в числителе
которой показываются основные показатели водохозяйственного
регулирования искусственных водоемов, а в знаменателе — ха-
рактерные особенности природных условий. За дробью помеща-
ются признаки народнохозяйственного использования этих водое-
мов. В результате были получены классификационные типологи-
ческие формулы действующих и строящихся водохранилищ Сибири.
Для каждого крупного водосборного бассейна Сибири существует
своя основная формула выражения преобладающе! о типа водохра-
нилищ (табл. 1).
Для примера рассмотрим i пдрологическис особенности глубо-
ководных водохранилищ, которые являются наиболее характер-
ными для условий Сибири. Именно этот гни водохранилищ будет
наиболее широко представлен в последующие годы при освоении
крупных сибирских рек.
Создание глубоководных водохранилищ в Сибири для накопле-
ния в них огромных запасов воды происходит в течение довольно
длительного периода времени. Так, для Красноярского водохра-
нилища он составил 4 года, для Брагского — 7 лет, для Саян-
ского— предполагается около 8 лет. Создаваемые глубоководные
водоемы в период накопления отличаются своеобразным гидроло-
гическим режимом, существенно отличающимся от такового при
нормальной эксплуатации водохранилища после наполнения его
до ППУ. Выражаются эти особенности в более значительном коле-
бании уровия в течение года, повышенной проточности, постоян-
ном и значительном (и для различных водоемов неодинаковом)
изменении основных элементов гидрологического режима (течений,
термики, прозрачности воды, взвешенных наносов и др.). После
достижения НПУ гидрологический режим водохранилища стаби-
лизируется и тех изменений в его элементах, что наблюдаются
в период становления, обычно уже не отмечается. Таким образом,
при анализе особенностей гидрологического режима любого
CO
00
Водохранилищу
£
Ландшафты
Рельеф
прилегающей местности
——1------Л|-----—I-----------J----|Г- I...... ......1---1Г . -J . , ______
Тундровые (а) Лесотундровые^) Лесные^) Лесостепные (г') Степные(д') Полупустынные^1) Пустынные (ж1)
7 I I-----
Морфология водоема
Режим эксплуатации
и характер сброса вод
из водохранилища
Суточного
регулирования (1)
Условия напора
Сверхеысоко-
напорные (ж)
г Равнинные^') [Предгорные ($')
Русловые Н'\ [Долинные (2'\
Недельного
регулирования (2)
Горные tf)
Озерно-речные (д')
Сезонного
регулирования (д ]
Многолетнего
регулирования (4)
Очень высоко-
напорные (е)
Высокона-
________ Умеренно- Среднена
порные (д) | [напорные (г)\ [порные (е
%*б/е(в)| \Низконапорные(ь)
Очень низкона-
парные (а)
Характер колебания
уровня воды
Устойчивое
стояние (а)
Переменно -устойчи -
вое стояние (Ъ)
Переменное
стояние (с)
Многолетне-пере -
менное стояние (d)
Степень водо-
обмена
Полезная
емкость
Народно-
хозяйственное
Очень сильная (!)
Сильная (/1)
Средняя(Ш)
Слабая (IV)
Очень слабая (V)
г- 1 I -. I— ------------------------1 ' п|— I -1 ~1 J-----------1
Очень крупные^ \Крупныеф\ [Очень большие(у)[ [Большие (с Д [Средние (е)[ [Малые($)
а) отраслевые (Г) * । 1 —। , ' 1 I i1 । 1 . . I 1 _
использование б)комплексные (G)
Энергетическое^11) Рыбохозяй-
------------------ ственное(С)
Оросители Водоснаб-
ное (с')
жения (j)
Транспорт- ное (h1) ’f 1 , Лесосплав- ное (L)
Борьба с навод
нениями (1)
1
Рис. 1. Схема типологической классификации водохранилищ Сибири.
Таблица 1
Характерные формулы водохранилищ для различных водосборных бассейнов Сибири
Водосборный бассейн Основная формула водохранилищ Водохранилище в бассейне Классификационная формула
Иртышский Обский А —Д- А—Д- А-Д- 1—2, 4, б —д, II —V, 7 — В, с — d
1'—3', Д' 3, б — г. I — III, а — 7, а —б
2', а', в' —д' 3—4, в—д, 11, IV—V, д—р. a—d 2'—3', ₽'—7', b 3—4, д — ж, IV — V, a, b — d
Ангарский Енисейский
А -д-
2', р' — 7', в' — д'
Ленский А п 1 1 ts 1 1—1 Н 1 V0 1 СО
д- 1'—2», а' — fl', в'
СО О |
Бухтарминское А- 4, д, V — a, d 3', ₽'. д' Gd' -f — h'
Усть-Каменогор- ское Новосибирское А- 1—2, г, II, е, с 1', 7', д' -Gd'
А- 3, б, III, ₽, а 2', а', Г' Gd' -f — h', j',
Иркутское А- 4, в, II, JJ, a 3', 7', в' -Gd' -f' — j—C
Братское А 4, е, V, а, d 2', в' -Gd' -f — h't — j — c'
Усть-Илимское Б' 3. д, IV, 3, в 2', ?', в' -Gd' -f — h' — c'
Саянское Б 3, ж, IV, а, в 2', 7', в' -Gd' -f
Красноярское А 4, д, V, а, с 2', г' — д' -Gd' -f — h' — c' — i — j'
Хантаиское Б 4, д, V, а, d 3', а', б' - Fd'
Вилюйское А 4, д, V, а, d 2', $', в' -Fd'
Иеряхское А 4, б, III, г, b 1', а', б' -Fd'
Мамаканское А 3, г, I, s', b 1', fi', b’ -Fd'
создаваемого глубоководного водоема следует рассматривать от-
дельно два периода: заполнения и нормальной эксплуатации.
Заполнение сибирских глубоководных водохранилищ осущест-
вляется преимущественно по двум основным вариантам: путем пе-
риодического (стадийного) подъема уровня и при непрерывном по-
вышении его до отметки НПУ. Примером этих схем заполнения
могут служить два крупнейших водохранилища — Красноярское
и Братское с напором у плотины в том и другом случае около
100 м.
При периодическом заполнении водохранилища про-
исходят следующие изменения в уровне воды: в начале его запол-
нения— повышение, затем сработка и вновь последующее повы-
шение (рис. 2). Такое заполнение водохранилища предусматривает
очередное начало заполнения весной после соответствующей
осенне-зимней сработки, причем начинается этот подъем уровня
обычно с более высокой отметки с последующим изменением мор-
фометрических характеристик водоема. По предложенной схеме
могут заполняться водохранилища, расположенные вне зарегули-
рованного каскада, пли же водоемы в каскаде, которые являются
в нем самыми верхними. В этом случае они работают только па
псзарегулироваипом притоке вод с водосборного бассейна. Основ-
ное поступление воды (до 40—50% годового объема) в такие
водохранилища происходит в весенний период, во время прохож-
дения половодья. В этот же период наблюдается и наиболее ин-
тенсивный подъем уровня в водохранилище, который замедляется
в летние месяцы. В осенне-зимний период происходит значи-
тельное понижение уровня, а с весны следующего года рассмат-
риваемый цикл повторяется, начинаясь с более высокой отметки
}ровня.
Непрерывное з а и о л и е п и е предусматривает практиче-
ски нснрскращающийся подъем уровня с начала заполнения и до
его окончания в течение нескольких лет (рис. 3). Подобный харак-
тер заполнения возможен в условиях зарегулированного каскада,
когда выше создаваемого водоема находится водохранилище, спо-
собное осуществлять внутригодовое перераспределение стока.
В этом случае в весенний период основное наполнение создавае-
мого водоема происходит за счет сбросов из вышерасположенного
водохранилища и боковой прпточности, а в осенне-зимние ме-
сяцы— преимущественно за счет сбросов. При данном варианте
начало заполнения водоема возможно в любой сезон года.
От рассмотренного выше характера заполнения в значительной
степени зависит и гидрологический режим создаваемого водоема
в этот период. Связано это с тем, что такой характер заполнения
создает специфические условия водообмена в водоеме, которые
определяют формирование целого ряда показателей режима в глу-
боководном водохранилище во время его заполнения. Следует
отметить, что характерной особенностью при этом, как в случае
непрерывного заполнения, так и в условиях периодического подъ-
ема уровня, является более высокий водообмен в водоеме при
к
Рис. 2. Изменение гидрологических особенностей Краснояр-
ского водохранилища в период заполнения.
а — условный водообмен; б — уровень воды; в — внутри!одовое распре-
деление при точности; 1 — основной приток, 2 — боковой приток; г — при-
ходно-расходные составляющие: 1 — приход воды, 2— расход воды.
заполнении, чем при эксплуатационном режиме после достижения
НПУ. Однако внутригодовое изменение интенсивности водооб-
мена при разном характере заполнения различно.
Рис. 3. Изменение гидрологических особенностей Братского
водохранилища в период заполнения.
а — условный водообмен; б — уровень воды; в — внутригодовое распре-
деление при точности: 1 — основной приток, 2— боковой приток; г— при-
ходно-расходные составляющие: / — приход воды, 2 — расход воды.
В условиях периодического заполнения водохранилище отлича-
ется повышенным водообменом в весенний период и близким к ма-
лоизменяющемуся водообмену в осенне-зимние месяцы. Характер-
ной особенностью при этом является значительная разность в во-
дообмене за весенний период между начальной и последующими,
более поздними стадиями заполнения, причем по мере заполнения
водохранилища эта разность уменьшается. Таким образом, изме-
нение водообмена за весенний период носит затухающий характер,
что определяет аналогичные изменения ряда показателей гидроло-
гического режима водохранилища в это время.
При непрерывном заполнении водообмен в водохранилище под-
держивается гораздо более равномерным в течение всего года,
п больших различий в его величинах за весенний период между пер-
вым и последующими годами обычно не наблюдается (см. рис. 3).
Соответственно и изменения в гидрологическом режиме пе столь
существенны, как в случае стадийного заполнения.
Так, на рис. 4 показано вертикальное распределение темпера-
туры воды в прпнлотппном районе двух различных по характеру
заполнения глубоководных водохранилищ с практически одинако-
вым напором па гидроузле. Как видно, температурный режим этих
двух водоемов существенно различается.
Общим для обоих водохранилищ является уменьшение деятель-
ного слоя ио мере возрастания объема воды и ослабления водо-
обмена с одновременным увеличением мощности гиполимниона,
а также понижением температуры в последнем, хотя оно и выра-
жено в неодинаковой степени. В Красноярском водохранилище
температура воды у дна в первый год заполнения при глубинах
60—70 м достигала 13—14° С, понизившись затем па 7—8° к по-
следнему году заполнения, когда температура воды у дна стала
менее 5° С. Для Братского водохранилища уже после первого года
наполнения придонная температура воды была меньше 5°С и
в последующие годы изменение се нс превысило 1 , т. е. было
в 8—10 раз меньше, чем в первом случае. Следует отметить, что
для Красноярского водохранилища все черты температурного ре-
жима, свойственные глубоководному водоему, в полной мере
проявились только со второго года заполнения (с 1968 г.), тогда
как после начальной стадии заполнения в 1967 г. созданное водо-
хранилище с глубинами в десятки метров было по ряду показа-
телей ближе к мелководному равнинному водохранилищу, чем
к глубоководному предгорному или горному типу. Выражалось
это в высокой придонной и средней температуре воды, малом
вертикальном расслоении, слабо выраженном делении па темпе-
ратурные зоны, раннем установлении осенней гомотермии и др.
В отличие от Красноярского, на Братском водохранилище уже
в первый летний сезон (1962 г.) при меньших глубинах, чем на
Красноярском, температурный режим сформировался с чертами,
свойственными только глубоководному водоему (низкая придонная
температура, большое вертикальное расслоение, наличие темпера-
турных зон), и в последующие годы эти черты сохранились без
существенных изменений.
Рассмотренные выше различия в термике двух глубоковод-
ных водохранилищ определялись неодинаковым режимом их
заполнения и, следовательно, различным водообменом, причем в ос-
новном за весенний период. Заполнение Красноярского водохрани-
лища началось весной практически с пуля и проходило в условиях
высокой проточности. В результате большого водообмена в весен-
ний период поступившая в водохранилище холодная весенняя вода
Рис. 4. Вертикальное распределение температуры воды.
а — Красноярское водохранилище: 1 — 1967 г , 2 — 19G8 г , 3 — 1969 г., 4 — 1970 г , 5 — 1971 г.;
б — Братское водохранилище: /— 1962 г., 2—1963 г., 3 — 1964 г., 4 — 1965 г., 5 — 1966 г.»
б — 1967 г.
прошла транзитом, была сброшена в нижний бьеф, а основное
накопление в этом году произошло за счет теплых летних вод
основной реки и ее притоков. Благодаря этому стало возможным
сохранение столь высокой придонной температуры в водохрани-
лище при глубинах в 60—70 м. Наличие в последующие годы
к началу весеннего заполнения определенного объема зимней воды,
а также ослабление водообмена обусловили резкое уменьшение
прогреваемости придонных слоев.
В Братском водохранилище повышение уровня началось осенью
1961 г. и к моменту первого весеннего заполнения в 1962 г. в во-
доеме уже имелось около 20 км3 воды, что в сочегании со слабым
водообменом и предопределило низкую придонную температуру
воды уже в первые годы. Малое изменение водообмена за весенне-
летний период в последующие годы обусловило незначительные
колебания температуры воды в придонном слое.
Повышение температуры воды в придонном слое глубоковод-
ного водохранилища в летний период из-за больших глубин, нали-
чия слоя скачка и слабого теплообмена с верхним деятельным
слоем происходит преимущественно в результате общего водооб-
мена, т. е. сброса в нижний бьеф холодной воды и замены ее более
теплой с верхних участков. Для Красноярского водохранилища
с его несложной морфометрией и отсутствием боковой прпючпости
речная вода в годы заполнения поступала к плотине в течение 1 —
2 месяцев и в значительной степени формировала здесь темпера-
турный режим в период летнего прогрева. В условиях Брагского
водохранилища с более сложной морфометрией и слабым водооб-
меном речная вода за весенне-летний период просто пс успевала
дойти до плотины, тогда как для отдельных частей водохрани-
лища, которые отличаются более высокой проточностью, чем
прпплотиннып участок, затухающий характер изменения придонной
температуры воды в период заполнения прослеживается довольно
отчетливо.
Па рис. 5 показано изменение относительного водообмена рас-
сматриваемых водохранилищ в различных сочетаниях. За начало
наполнения взят год с первым весенним подъемом уровня, т. е. для
Красноярского—1967 г., для Братского—1962 г. Характер изме-
нения наклона кривых даст представление о стадии формирования
водоема. Выравнивание кривых указывает па то, что гидрологиче-
ский режим создаваемого водоема уже сформировался и в даль-
нейшем возможны лишь незначительные изменения в его показа-
телях. Например, основное формирование Красноярского водохра-
нилища произошло в первые три года заполнения. Примерно
2—3 года потребовалось для Братского водохранилища, хотя сами
по себе изменения гидрологического режима этого водоема были
не столь значительны, как Красноярского, о чем можно было су-
дить заранее, исходя из величины и характера изменения их водо-
обмена. По-видимому, одним из показателей интенсивности изме-
нения гидрологического режима в период заполнения может
служить относительный коэффициент проточности, определяемый
отношением коэффициента проточности за весенний период к годо-
вому (см. рис. 5). В данном случае близкая величина этого
коэффициента во все годы заполнения для Братского водо-
хранилища согласуется со слабым изменением его гидрологиче-
ского режима, чего нельзя сказать о Красноярском водохрани-
лище.
^гоЗ
Коэффициент
Рис. 5. Изменение интенсивности водообмена в пе-
риод заполнения.
1 — Красноярское водохранилище; 2 — Братское водохрани-
лище.
Следует отметить, что для водохранилищ с периодическим
(стадийным) заполнением, характерных своим высоким водообме-
ном в весенний период, прохождение водной массы весеннего по-
ловодья основной реки от зоны выклинивания подпора до плотины
в первые годы заполнения происходит в течение 1—2 месяцев.
Интересен при этом механизм прохождения такой воды по водо-
хранилищу, о чем можно судить по съемкам прозрачности воды
и взвешенных наносов. Так как концентрация взвешенных наносов
в речной воде в половодье во много раз выше, чем в зимней
отстойной воде водохранилища, то поступление се в различные
участки водохранилища четко фиксируется по резкому уменьше-
нию прозрачности, изменению цвета и возрастанию мутности. При
этом вода весеннего половодья, поступая в водохранилище, не
заполняет его полностью, а быстро проходит в виде «ядра» мутной
воды [3]. Примером такого прохождения может служить рис. 6, где
показано распределение прозрачности воды в районе транзитного
потока в весепне-летппй период. Изменение прозрачности обуслов-
лено распределением взвешенных наносов но длине водохрани-
лища, связанным с местонахождением паводковой воды в том или
ином районе этого водохранилища:
1) вода весеннего половодья еще не дошла до плотины;
2) вода весеннего половодья поступила к плотине и одновре-
менно в верховье уже наблюдается уменьшение насыщения нано-
сами на спаде половодья; такое состояние кратковременно;
3) весенняя речная вода, вошедшая в водохранилище одним-
двумя месяцами раньше, все еще пос тупает к плотине, тогда как
в верховье ее поступление уже прекратилось.
Присутствие воды весеннего половодья у плотины отмечалось
в данном случае не раньше нюня и сохранялась опа до конца
июля — начала августа.
По мерс ослабления водообмена за весенний период время
добеганпя такой воды возрастает. В конечной стадии заполнения
и в условиях эксплуатационного режима при слабом и близком
по величине водообмене доля весенне-летней воды, участвующей
в формировании режима в водохранилище, уменьшается, а роль
остающейся зимней воды становится преобладающей, и гидроло-
гический режим водохранилища стабилизируется.
Таким образом, определяющая роль водообмена в формирова-
нии гидрологического режима создаваемого водоема в первые годы
заполнения может быть положена в основу прогноза и предвари-
тельной оценки особенностей режима будущих глубоководных во-
дохранилищ в этот период. Это становится возможным благодаря
тому, что характер будущего водохранилища обычно задается и,
следовательно, как водообмен, так и его изменение в период фор-
мирования могут быть определены заранее.
В период нормальной эксплуатации глубоководных водохрани-
лищ, после достижения НПУ, гидрологический режим их стабили-
зируется. Изменения в режиме находятся в теспой связи с водно-
стью лет и особенностями водохозяйственного регулирования и не
Рис. 6. Изменение прозрачности воды Красноярского водохранилища в районе транзитного потока в период про-
хождения весеннего половодья.
а — в начале половодья: / — май 1968 г., 2 — май 1969 г., 3 — май 1970 г.: б — на спаде половодья; 4 — июнь 1968 г., 5 — июнь 1969 г
° — июнь 19/0 г.; в — после окончания половодья: 7 — июль 1968 г., 8 — июнь 1969 г., 9 — июль 1970 г.
нося г такого коренного изменения гидрологических свойств, кото-
рое отмечается в период заполнения глубоководных водохранилищ.
Для крупных водохранилищ Сибири характерно наличие интен-
сивного трехмерного ветрового волнения в весенний и осенний пе-
риоды года. Длительные инструментальные наблюдения пока-
зали, что около 45% всего безледоставного периода приходится
па ветровое волнение. Волны высотой свыше 1 м составляют около
6%, а максимальные с высотой свыше 3 м имеют повторяемость
нс более 0,5%.
Возникающие крупные водохранилища в Сибири получают
в плане сложную форму, определяющуюся рельефом затопленной
местности. Под влиянием ряда гидродинамических факторов воз-
никает перераспределение скоростей течения по водохранилищу.
Основной транзитный поток водных масс часто не совпадает с за-
топленным руслом и отклоняется от пего. Это отклонение увели-
чивается по мерс заполнения водохранилища и постепенно созда-
ется новый пучь транзитного потока, но которому и осуществля-
ется преобладающий водообмен.
В уровенном режиме водохранилищ, как правило, можно отме-
тить периодические и непериодические колебания. Периодические
колебания уровня воды повторяются регулярно из года в год и
связаны с общим изменением водности по сезонам и регулирова-
нием объема водных масс, поступающих и расходуемых из водо-
хранилища. В связи с различием приходно-расходных составляю-
щих водного баланса водохранилищ периодические колебания
уровня волы из года в год несколько отличаются по амплитуде
и продолжительности. В годовом цикле колебаний уровня выде-
ляются три резко выраженных периода: весеннее наполнение,
устойчивое летнее стояние и осенне-зимняя сработка. В зависи-
мости от расположения водохранилищ в различных физико-геогра-
фических зонах Сибири периодические колебания уровня имеют
разную продолжительность и своп специфические сроки наступле-
ния и окончания. Гак, в с )едпсм за 15-летпин период эксплуата-
ции долинного 1Говоснбирского водохранилища, расположенного
в лесостепной зоне, продолжительность весеннего наполнения со-
ставляет 46 дней, устойчивого летнего стояния—130 дней,
а осенне-зимней сработки— 190 дней. Для Иркутского водохрани-
лища, расположенного в лесной зоне, эти показатели будут не-
сколько иными.
Непериодические колебания уровня воды вызваны главным
образом воздействием па водную поверхность ветров (ветровые
денивсляции), а также неравномерной работой ГЭС. В первом
случае мы имеем, как правило, одноузловые перекосы уровня, а во
втором — прохождение по водохранилищу обратных воли.
При эксплуатации крупных водохранилищ твердый сток рек
изменяется на достаточно большом протяжении, что проявляется
особенно четко в районе переменного подпора, в пределах создан-
ного искусственного водоема и па значительном протяжении ниж-
него бьефа. В целом система этих трех участков (районов)
преобразования стока составляет 20—40% полной длины рек. Так,
при длине р. Енисея в 4000 км его средний участок вместе
с Красноярским водохранилищем, подверженный изменению твер-
дого стока, составляет 1600 км, а воздействие Новосибирского во-
дохранилища на р. Обь достигает 800 км при ее полной длине
в 3680 км [1].
Результаты выполненных исследований показали, что в районе
переменного подпора крупных водохранилищ откладывается от
30 до 70% твердого стока рек, который поступает с их незарегу-
лированных участков. В крупных равнинных водохранилищах эта
величина задержания твердого стока в районах переменного под-
пора составляет 30—40%, в предгорных водохранилищах — 45—
55%, а в горных — 60—70%. Как правило, после создания водо-
хранилищ в районах переменного подпора возникает смена преоб-
ладающего руслового процесса и интенсивное образование раз-
личных аккумулятивных форм.
В водохранилищах кроме поступления твердого стока из впа-
дающих рек возникают еще другие источники взвешенных нано-
сов — это продукты обрушения берегов и переработки дна ветро-
вым волнением [5]. Весь поступающий твердый сток перераспре-
деляется в водохранилищах и только 5—7% его сбрасывается
в основном весной в нижний бьеф зарегулированных рек. Такое
интенсивное накопление взвешенных наносов приводит к широкому
формированию иловых отложении. Уже после 7—10 лет эксплуа-
тации ложе водохранилищ покрывается на 10—50% илом различ-
ной мощности.
Твердый сток в нижнем бьефе претерпевает существенные из-
менения; сбрасывание осветленного водного потока приводит
к повышенному глубинному размыву русла и постепенному вос-
становлению твердого стока до бытовых показателей. Район та-
кого восстановленного преобразования твердого стока по длине
реки занимает достаточно большие расстояния. Так, восстановле-
ние твердого стока в нижнем бьефе Новосибирской ГЭС до быто-
вых размеров происходит на расстоянии 500 км, а в нижнем бьефе
Красноярской ГЭС — на расстоянии 1200 км.
Изменения в ледовых и термических условиях при создании
крупных водохранилищ оказались наиболее существенными. Резко
увеличилась продолжительность ледоставного периода. Дополни-
тельное увеличение его составляет около 50 дней па севере и
15 дней на юге Сибири. Для районов с распространением мпого-
летпемерзлых грунтов характер изменения деятельности этого пе-
риода пе сокращается по сравнению с бытовым состоянием реки,
а только отмечается некоторый сдвиг во времени па более поздний
срок. Это явление имеет место на р. Вилюе после создания здесь
крупного водохранилища; аналогичное явление возникло и на Хап-
тайском водохранилище.
Накопление в крупных глубоководных водохранилищах Сибири
больших запасов тепла привело к тому, что в нижнем бьефе этих
зарегулированных рек возникло перераспределение теплового
<3
3
ил ‘эяжэбэдоп ЕН ВИНВИ1ГЯ ОЛОЯИЬЦОЮХ ЕНО£ о 1 ю о 9'1—0'1 1,2—2,5 3,0—5,0 5,0—7,0
о 2 та я — *ря
§ к £ g ё s s о ai о о 3 я— вгус с^'2 \О g Н «
'О г; 2 СП >-> СЗ ХС
S СП к и <м к ч 5 _ к о е S - ИЮ ЛО X Ф о ° JQ
ci, Ш ж — 2 к н « 5- о а О Ч 1СЦ ача. О \о к -f Л З4 V KJ VD к
CL, СО CQ о — и X Ф О *
и О
% ‘К01ГНХП1 01 TI0I1V Vir.HH. 01Н10ГПЧИОИ’2£ о о сн 10—15 23—35 35-40
ЕИЭиТГОЯ со tO ОО
oruoonxilouoil LUH 13(1x00 со LO 1
впноенэХ хпоиПиффеом *—4 д г—< V—<
О LO о о о
gw ‘o'UKodogon ип iixioioKVirii V—i г— 7 CD 1 СП
IjOILlOHfingU оипэыигэя д* to о ю О о
о 1 —}ч
о to
□о ‘ЕХЛГСОО to о" г—ч *—Ч о
ndXxudouwoi эиноынгая^ о СП с© о см
о О г—<
стока. Изменения в тепловом режиме рек прослеживаются здесь
на очень значительном расстоянии [4].
Имеются изменения и в сдвиге наибольшего проявления отеп-
ляющего влияния водохранилищ на прибрежную зону, уменьшения
числа дней со штилем и в других гидроклиматических показателях
(табл. 2).
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Вострякова Н. В., Подл ппски й IO. II., Широков В. М. I Вме-
нение твердого стока сибирских рек в связи с возникновением крупных водо-
хранилищ.— В кн.: Круговорот вещества и энергии в озерах и водохранилищах.
Вып. 1. Пос. Лпствеипчиое на Байкале. Изд. СО АН СССР, 1973, с. 55—57.
2. Мезенцев В. С., Широков В. М. О перспективах изучения и исполь-
зования водных ресурсов и вероятных изменениях природных условии Сибири.—
В кн.: Па встрече географов Азиатской России. Иркутск, 1970, с. 30—42.
3. Подлипок ни IO. II. Прозрачность и мутность воды глубоководных
водохранилищ Сибири в период наполнения на примере Красноярского во ^хра-
нилища.— В кп.: На встрече молодых географов (мат-лы V науч. конф, молодых
географов Сибири и Дальнею Востока). Иркутск, 1972, с 1 12—115.
1. П одл п пскин IO. II., Широков В. М. Изменение температурного
режима воды в нижнем бьефе крупных ГЭС Сибири—В кн.: Мат-лы межвуз.
науч. конф, по вопросам изучения влияния водохранилищ на природу и хозяй-
ство окружающих территорий. Калинин, 1970, с. НО—115.
5. LH и р о к о в В. М. Влияние процесса обрушения берегов па заиление круп-
ных водохранилищ.— «Тр. совсщ. по изучению берегов водохранилищ и вопросов
дренажа в условиях Сибири», 1969, вып. 1, с. 2G7—281.
6. Широков В. М. Типологическая классификация крупных водохранилищ
Сибири.— «Пзв. Новосибирского отд. Гсогр. о-ва СССР», 1971, вып. 5,.
с. 121—112.
В. А. Бахтиаров, В. А. Вейнерт
(ВНИИ! , Ленинград)
ВЛИЯНИЕ ВОДОХРАНИЛИЩ НА СТЕПЕНЬ
ЗАРЕГУЛИРОВАННОСТИ СТОКА РЕК СССР
Естественный режим стока любой реки носит отпечаток опре-
деленной зарегулированности, которая распространяется как па
впу трпгодовые, так и па многолетние колебания стока. С помощью
водохранилищ степень зарегулированности повышается. При очень
больших размерах полезных емкостей водохранилищ возможно
достижение практически полного зарегулирования стока до сред-
него многолетнего годового расхода. Размеры полезной емкости
водохранилища, требуемые для достижения того или иного уровня
зарегулированности стока, зависят от впутригодовой п многолет-
ней неравномерности. Чем выше неравномерность, тем большая
емкость нужна, чтобы получить одну и ту же степень зарегули-
рованности.
Естественный режим стока, как известно, оормирусюя под
влиянием сложного взаимодействия климата и факторов геогра-
фического ландшафта. Суммарное влияние физико-географических
факторов па внутригодовое распределение стока можно выразить
через различные показатели: в виде доли стока за отдельные се-
зоны (месяцы и т. д.) в общегодовом (в процентах или долях),
коэффициентами внутригодовой зарегулированности <р fl 1] пли
внутригодовой неравномерности сс=1 — <р [1].
Для характеристики внутригодовой неравномерности стока
в дальнейшем будем исходить из коэффициента ср прежде всего
потому, что от пего легко можно перейти к коэффициенту а,
а также в связи с тем, что к настоящему времени по нему накоп-
лен большой материал исследований, охватывающих значительную
часть территории Советского Союза.
В одном из таких исследований [2], относящемся к рекам рав-
ниной части Европейской территории СССР, внутригодовая заре-
гулированность (показатель ср) устанавливалась методом множе-
ственной линейной корреляции.
В связи с большим разнообразием физико-географических ус-
ловий, формирующих внутригодовой режим стока рек ЕТС, коэф-
фициент естественной зарегулированности ср оказался заключенным
в весьма широком диапазоне. В среднем он изменяется от наи-
большего 0,73—0,72 (Восточно-Литовский, Днестровский гидроло-
гические районы и Карелия) до наименьшего 0,11 (Узенский
район). Однако в пределах каждого из выделенных районов отме-
чены реки, степень естественной внутригодовой зарегулированности
стока которых очень сильно отклоняется от средней. Например,
среднее значение <р для Реутско-Нижпеипгулецкого района равно
0,50, а па отдельных реках минимум его надает до 0,08, а макси-
мум достигает 0,89. Для Средледонского района среднее q? = 0,28
при крайних значениях от 0,01 до 0,44. Соответственные коэффи-
циенты ср по Верхнеуральскому району составляют: среднее 0,36,
минимум 0,11 п максимум 0,57.
Приведенные данные свидетельствуют о том, что для полного
внутригодового выравнивания стока па реках с высокой естествен-
ной зарегулированностью требуются сравниiелыю небольшие раз-
меры полезных емкостей водохранилищ — порядка 20 30%, в то
время как па реках с низкой естественной зарегулированностью
необходимы очень большие полезные емкости — порядка 80—100%
годового стока.
Рассмотренное исследование касалось малых и средних рек.
В принципе такой анализ может быть распространен и на крупные
реки.
Если внутригодовое распределение стока по-прежпему харак-
теризовать обобщенным коэффициентом ср, то для некоторых круп-
ных рек он равен: Сырдарья — 0,84, Днестр — 0,73, Днепр — 0,68,
Обь — 0,65, Волга — 0,62, Северная Двина — 0,56, Енисей — 0,55,
Лена — 0,46.
Следовательно, для внутригодового зарегулирования стока
крупных рек требуются относительно мепыппе полезные емкости,
ио сравнению с многими средними и малыми реками (порядка
30—40% годового стока). Разумеется, однако, абсолютные раз-
меры потребных емкостей для внутригодового зарегулирования
стока крупных рек несравненно более значительны, чем емкости
для внутригодового выравнивания стока средних и тем более ма-
лых рек.
Поскольку интересы комплексного использования водных ре-
сурсов обычно вызывают необходимость осуществления более вы-
сокой степени зарегулирования стока, чем внутригодовое, рассмот-
рим вопросы многолетнего регулирования.
Возможности многолетнего регулирования зависят главным об-
разом от особенностей многолетних колебаний стока. Основными
характеристиками этих колебаний, как известно, служат критерий
изменчивости, представляемый коэффициентом Сг,, и характер
чередования лет различной водности.
В ходе стока большинства рек земного шара прослеживается
тенденция к образованию группировок лет повышенной и пони-
жепной водности. Выделяются группировки продолжительностью
2—3 года, 5—7, 10—12 лет и более. На Допу и реках бассейна
Каспийского моря (Волга, Урал и др.), реках степного Казахстана
(Нура и др.), в частности, отмечено затяжное 8-летнее маловодье
(1933—1940 гг.).
Тенденция к образованию группировок (цикличности) матема-
тически оценивается коэффициентами корреляции между величи-
нами годового стока. В практике водохозяйственных расчетов ши-
роко распространено представление о многолетних колебаниях
стока, как о случайном процессе, описываемом математически це-
пями Маркова. В простых цепях Маркова, наиболее часто исполь-
зуемых в расчетах, коррелятивная связь учитывается только между
стоком за смежные годы. Физический смысл этой связи состоит
в том, что опа характеризует некую «инерцию» в ходе стока, про-
являющуюся таким образом, что после маловодного года более
вероятно наступление также маловодного года, чем года повышен-
ной водности, и наоборот.
Циклические колебания стока начали исследоваться уже давно,
со времени II. Л. Ефимовича (1936 г.), по до настоящего времени
еще не сложилось единодушного мнения по этой проблеме. Некото-
рые склоняются к тому, что колебания стока носят четко выра-
женный циклический характер, другие утверждают, что колебания
стока не имеют сколько-нибудь отчетливой цикличности, а третьи,—
что в колебаниях стока хотя и отсутствует четко выраженная
цикличность, однако все же нельзя не считаться с тем, что тепден-
ци1 к образованию группировок маловодных и многоводных лег
отмечается на многих реках. Последней точки зрения придержи-
вается большинство исследователей, и она нашла широкое исполь-
зование в водохозяйственной практике.
Коэффпциенгы изменчивости годового стока обычно оценива-
ются индивидуально ио материалам гидрологических наблюдений,
поскольку погрешности таких оценок не превышают допустимых.
В противоположность этому, погрешности в индивидуальной оценке
коэффициентов корреляции из-за недостаточной, в основном, про-
должительности исходных гидрологических рядов достигают зна-
чительных величин. Поэтому к оценке последних применяется
преимущественно групповой способ.
Рекам СССР свойственна весьма различная изменчивость го-
дового стока, что обьяспястся существенной разницей физико-
географических условий формирования стока, различием в разме-
рах водосборных бассейнов и т. д. Для многих рек ЕТС коэффи-
циент изменчивости годового стока находится в пределах 0,20—
0,25. Такие коэффициенты определены для рек Волги, Камы, Оки,
Днепра, Северной Двины, Западной Двины и др.; в таком же диа-
пазоне эти коэффициенты находятся и для рек Оби, Иртыша и др.
Очень низкие коэффициенты изменчивости характерны для рек Си-
бири — Енисея и Лены, а также для р. Амударьи, где они равны
0,11—0,16. Невысокую изменчивость годового стока имеют реки,
вытекающие из крупных озер: Ангара, Нева и Свирь, где этот
коэффициент близок к 0,17. В то же время изменчивость суммар-
ного притока в оз. Байкал характеризуется коэффициентом 0,19.
Для рек засушливой зоны характерна большая изменчивость
годового стока. Например, реки Дон и Северский Донец имеют
Сv — 0,38, а на реках степного Казахстана этот коэффициент уве-
личивается до 0,90 и даже превышает единицу: для Нуры — 0,92,
Тобола— 1,05, Ишима— 1,08 и т. д. Большое число выполненных
исследований но установлению связности гидрологических рядов
показывает, что коэффициенты корреляции между величинами
•стока за смежные годы положительны и изменяются в широком
диапазоне. Например, по данным А. Ш. Рсзипковского [5], рассмот-
ревшего 83 гидрологических ряда длительностью от 21 до 150 лет
(в среднем 66 лет), коэффициенты корреляции принимали значение
от 0,05 (р. Дон) до 0,74 (р. Ангара). Групповой анализ был рас-
пространен как па всю совокупность гидрологического материала,
так и на отдельные группы с более или менее однородными усло-
виями питания, при исключении озерных рек (Ангара, Нева и др.),
где коэффициенты корреляции высоки. Результаты оказались очень
•близкими — во всех случаях коэффициенты корреляции в среднем
составили 0,3. В более ранних исследованиях советских авторов
средний коэффициент корреляции также получался близким к этой
же величине.
Наиболее полное исследование связности гидрологических рядов
выполнено Д. Я. Ратковпчем [10] но рекам СССР и зарубежных
стран. Всего было проанализировано 339 гидрологических рядов
(по СССР — 85) длительностью от 40 до 150 лет. Для группо-
вого анализа выделены по различным признакам (модулю стока,
коэффициенту изменчивости и др.) четыре группы рек.
Исследование показало, что независимых рядов не существует,
что выражение последовательности годовых величин стока как
простых цепей Маркова приводит к удовлетворительно согласую-
щимся с натурой выводам в отношении группирования лет раз-
личной водное।и и чю коррелятивная связь между стоком за смеж-
ные годы более тесна для рек засушливых территорий [9]. Послед-
нее позволило Рат ковичу рекомендовать следующие значения
коэффициентов корреляции г\ между стоком за смежные годы в за-
висимости от модуля стока:
Модель, л/(с-км2) .... Больше 20 20—10 10—1 4—1 Меньше 1
Л.................... 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5
Новым в этих исследованиях, как нетрудно заметить, явля-
ется: 1) подтверждение неприемлемости представления последо-
вательностей годового стока как независимых случайных величин
и 2) установление зависимости коэффициентов корреляции между
величинами стока за смежные годы от водоносности рек.
Поскольку рекомендации Ратковича в общем пе противоречат
выводам предшествующих исследований, согласно которым коэф-
фициенты корреляции устанавливаются из анализа гидрологиче-
Таблица 1
Существующее и возможное зарегулирование стока на крупных реках СССР
к
сЗ
X
Q,
со
7
7
О
к
G3
X
СП
CJ
6
с
►о
о
7
си
о
«
t-,—’OICMOI—<tOCO-t4xJH<cOCr>LO<lDLOLO-—• О СП СО
О СО — О — СО О О О О СО— СО Ь СМ CD СМ СО Or-и О Ь С N СМ О CO
Ю —I <—I r—I co CO Ю •—1 lO ’f —< CM l~"
— —< Tf О
CM CM — -f4 *—< CM CM —’ co r-< r-( co •—lO'+LQOlLQLQCO^in^cOGOCC'-H CM
Г—< cr>
r-. ooio О — ^co oc co h' coco -f co Q — О’-I -f C-l co — COCI Ф
— Ol CM — — CM CM CM ' CM CM CO — CM —- —< t"- —< — CM ' CM CM ’—1 CM—«
ooooooooooooooooooooooooooo
09 CO N Tt N *+ о nt4 Tf LO OS- (N -t LO GO Ю — co co О O1 CM 00 CO
(M О О О - Ol гн н о LO co co О CD co LO - LO CD Ю CD co co OO co co
— —< — »— »— to
CT>
co I—I CD CD co ' LO CM —< CM CO co CO co CO CM О CO CO
CD О Ь 00 Ю CO CD CO О О О CO CN CO CM iO --’ —' О CM -< lO О CO CM -t CO
CM CM О —CM to CM — —< Ю »— CO — CM О b S 1-0 DI to
г-IT— CM CO to Ю CM CM
03
о S
ского материала по группам рек, а в последнем случае он равен
0,3, и имея в виду, что для значительного большинства рассмот-
ренных нами бассейнов рек модули стока (табл. 1 и 2) находятся
в диапазоне от 10 до 4 л/(с* км2), в дальнейших расчетах будем
учитывать наличие связи между величинами стока за смежные
годы коэффициентом корреляции, равным 0,3, и распространим его
на все реки. Необходимость учета в расчетах этой связи вызыва-
ется тем, что неучет ее может привести к преувеличению эффекта
регулирования. Особенно это важно делать при рассмотрении
задач многолетнего регулирования стока в районах с засушливым
климатом, например в Казахстане, сток рек которого, как было
подчеркнуто, отличается высокой изменчивостью и малой водонос-
ностью.
Таблица 2
Возможное зарегулирование стока на реках ЕТС и Сибири
Река Годовой сток в замыкающем створе Изменчи- вость годового стока Необходимые суммарные полезные емкости для зарегулирования стока до
км3 л/(с • км2) а = 0,70 а =0,80 а = 0,90 а = 0,95
Уса 32,5 15,4 0,17 10,4 15,6 26,6 52,0
Мезень 20,2 11,4 0,19 5,5 9,5 16,8 36,1
Вычегда .... 19,0 9,0 0,20 5,9 9,7 17,9 36,7
Онега 15,5 8,8 0,23 5,3 9,0 17,5 42,3
Терек 8,2 12,6 0,13 1.4 1,8 3,6 7,4
Вятка 27,3 7,0 0,22 10,9 17,7 31,7 70,8
Томь 34,6 19,6 0,21 12,5 20,0 36,0 77,2
Тобол 25,3 1,9 0,40 18,3 31,6 72,0 —
Пур Подкамснпая 27,5 9,2 0,13 8.8 10,4 17,6 31,2
Тунгуска . . . 53,3 7,3 0,10 18,1 20,8 28,7 43,1
Нижняя Тунгуска 104 7,4 0,10 39,5 45,8 61,4 90,5
Витим 47,9 8,2 0,26 22,0 36,9 69,5 203
Олекма 31,7 8,7 0,26 14,0 23,8 45,0 133
Алдан 128 7,9 0,17 42,3 64,0 108 208
Мая 35,6 6,9 0,26 16,0 27,7 51,0 150
Яна 29,4 4,3 0,19 12,7 18,8 30,9 58,8
Индигирка . . . 49,5 5,1 0,17 21,3 29,7 47,5 86,6
Камчатка .... 31,3 18,7 0,12 4,7 • 5,3 11,9 24,4
Сел ем дж а .... 22,3 10,6 0,32 12,5 21,2 43,5 —-
Бурея 28,9 13,6 0,25 11,9 19,7 38,2 110
Итого 772 — — 294 439 775 1461
Выяснив па основании закономерностей внутригодовых и мно-
голетних колебаний стока состояние естественной зарегулирован-
ности, перейдем теперь к решению вопроса о влиянии водохрани-
лищ на повышение степени зарегулированности водотоков. При
этом будем исходить из общеизвестной предпосылки о стационар-
ности процесса стока. Это означает, что средняя водность рек и
безусловное распределение вероятностей естественного, не иска-
женного человеческой деятельностью стока, считается неизмен-
ным как на протяжении периода предшествующих гидрологиче-
ских наблюдений, так и периода будущей эксплуатации сооруже-
ний и водохранилищ. Правильность такого допущения подтверж-
дается опытом эксплуатации многочисленных водохозяйственных
установок, запроектированных на его основе.
Изучались преимущественно крупные и средние реки. При этом
на тех реках, на которых уже осуществлено или ведется водохо-
зяйственное строительство либо имеются соответствующие проект-
ные проработки, исследование проведено по двум-трем створам:
где-нибудь в верхнем и среднем течении реки и на самом нижнем,
устьевом участке. Так сделано, например, по Волге для створов
Рыбинского и Волгоградского гидроузлов, по р. Сырдарье — для
фар.хадского и чардарипского створов, по р. Иртышу — для усть-
каменогорского п тобольского створов, ио р. Оби — для новоси-
бирского, белогорьевского и пижпеобского створов и т. д.
Всего рассмотрено 64 створа ио 55 рекам. По 27 рекам, соби-
рающим весь сток данного бассейна и сливающим его во внешние
или внутренние моря, в бассейнах которых эксплуатируются, соз-
даются или запроектированы водохранилища (общим числом 92),
определена степень достигаемого зарегулирования стока и пока-
зано, какая дополнительная суммарная емкость необходима для
повышения степени зарегулированности до близкого к полному
выравниванию стока до уровня отдачи ос = 0,95. По 20 рекам, в бас-
сейнах которых еще не созданы, нс строятся и не запроектиро-
ваны водохранилища (пли сведения по ним отсутствуют), опреде-
лены полезные емкости для зарегулирования стока до отдачи
а = 0,70; 0,80; 0,90 и 0,95.
Гидрологической основой исследован и и послужили материалы
ГГП: материалы по водным ресурсам и другие издания преиму-
щественно последних лет. Данные по водохранилищам взяты из
работ ВНИИГ и Гидропроекта.
За показатель степени зарегулированности стока водохрани-
лищами взят общепринятый коэффициент регулирования ос, пред-
ставляющий отношение за регул нровапого расхода Q к средпемпо-
голетпему Q:
а==-Х-. (1)
Q
Коэффициент ос (брутто) определялся по разным соотношениям
в зависимости от вида осуществляемого регулирования. При сезон-
ном регулировании [3] он находился по выражению
Аез (2)
(^м — 4 7
что вытекает из формулы для определения сезонной емкости
Рсез,== а (^м ^м). (3)
Здесь Рсез —сезонная емкость водохранилища в долях от средне-
годового стока; /м — длительность межени в долях от года; тм—
доля меженного стока в общегодовом в годы, близкие по водности
к отдаче.
При многолетнем регулировании коэффициент а находился по
обобщенным водохозяйственным характеристикам cc=f (Р), постро-
енным для каждой исследуемой реки по замыкающим створам.
При построении этих характеристик сезонная составляющая ем-
кости рсез определялась по формуле (3), а многолетняя составля-
ющая рмп — по графикам Гуглия [7], учитывающим связь стока за
смежные годы с коэффициентом корреляции 0,3, т. е. как раз той
величиной, которая определена как средняя для большого числа
рек. 11оскольку большинство действующих водохозяйственных
установок и систем рассчитаны па гарантированную отдачу с обес-
печенностью по числу бесперебойных лет, равной 95%, зависимо-
сти a=f (р) строились при этой обеспеченности.
При определении сезонной емкости входящие в формулу эле-
менты принимались по данным ВППИГ или по каким-либо дру-
гим, ле менее авторитетным источникам, а при определении много-
летней составляющей емкости коэффициенты изменчивости годо-
вого стока брались из работы [6].
Имея в виду некоторую приближенность наших расчетов, мы
сочли возможным оценивать эффект регулирования в замыкающих
створах по суммарной емкости всех водохранилищ па данной реке
и ее притоках выше рассматриваемого створа, т. е. считая, что
вся емкость как бы сосредоточена в нижнем водохранилище. При
этом небольшие по полезной емкости водохранилища, к тому же
контролирующие небольшую часть общего стока, не принимались
во внимание (в бассейне Волги, например, не учтены Всрхнсволж-
скос — 0,47 км3, Вышневолоцкое — 0,25 км3 и Шекснинское —
0,40 км3).
Допустимость такого способа расчета была проверена на при-
мере р. Волги у Рыбинска п Волгограда, а также р. Днепра
у Каховки. При сопоставлении полученных нами характеристик
по зарегулированности стока с опубликованными данными (но
р. Волге — Д. В. Коренистова, 1959 г., а по р. Днепру — А. М. Ал-
мазова, 1957 г.) в последние вносились необходимые коррективы
за счет некоторого уточнения по сравнению с проектными емко-
стями па реально введенных в эксплуатацию водохранилищах (по
данным ВНПИГ, работе [4] и др.).
Обобщенные водохозяйственные характеристики строились
в широком диапазоне коэффициента регулирования 1 — от 0,60 до
0,95. Таким образом, мы смогли определить требуемые емкости
практически до полного выравнивания стока. Разумеется, во мно-
гих речных бассейнах значительных емкостей реально создать
1 На графиках Гуглия линии с высокими значениями а даны для небольших
величин Cv. В отдельных случаях, в меру возможного, допускалась их графиче-
ская экстраполяция.
невозможно хотя бы по причине больших затоплении. В таких
случаях очень высокая степень зарегулированности стока останется
неосуществимой. К этому следует добавить, что в действительности
потребные суммарные емкости для зарегулирования стока до того
пли иного уровня отдачи могут оказаться больше найденных нами,
поскольку емкости обычно рассредоточены и регулируют лишь
часть стока, контролируемого в замыкающем створе, а мы условно
относим их к нижнему водохранилищу.
Из табл. 1 видно, что по некоторым рекам уже достигнута
весьма высокая степень зарегулированности стока, что обусловлено
созданием па них очень крупных по отношению к контролируемому
ими стоку водохранилищ. Так обстоит дело, например, с зарегу-
лированностью стока р. Иртыша в створе Усть-Каменогорской ГЭС,
где под влиянием Бухтармипского водохранилища (относительная
емкость 1,59) коэффициент регулирования составляет 0,94. В то
же время па р. Волге в створе Волгоградского гидроузла, суммар-
ной полезной емкостью 66,6 км3 (относительно годового стока 0,27),
коэффициент регулирования равен лишь 0,63. Чтобы достичь при-
мерно той же степени зарегулированности стока, как и па р. Ир-
тыше (сб = 0,95), в бассейне Волги пришлось бы построить допол-
нительные водохранилища общей полезной емкостью почти
в 400 км3, что вряд ли возможно и, по-видимому, нецелесообразно
с народнохозяйственной точки зрения.
Высокая степень зарегулированности стока под влиянием учтен-
ных водохранилищ достигается и на ряде других рек — Свири,
Сырдарье, Понос, Лоис и г. д.
В целом по 27 рекам с числом учтенных водохранилищ, равным
92, и суммарной полезной емкостью 1076 км3 (годовой сток в за-
мыкающих створах 2564 км3) средний коэффициент зарегулирова-
ния составляет 0,74. Для повышения степени зарегулированности
до 0,95, т. е. на 0,21, требуется увеличить суммарную емкость па
2354 км3, или в 2 раза но сравнению с емкостью учтенных водо-
хранилищ.
Для 20 рек, па которых еще не созданы и не намечены водо-
хранилища (см. табл. 2), для зарегулирования стока до а = 0,70
требуется суммарная емкость 294 км3, а до сс = 0,95— емкость
1461 км3 при суммарном годовом стоке в замыкающих створах
772 км3.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. А и д р е я и о в В. Г. Внутригодовое распределение речного стока. Л.,
Гидромстеоиздат, 1960. 327 с.
2. Бабки и В. И. Внутригодовая зарегулированность стока рек равнинной
территории Европейской части СССР и факторы, со определяющие.— «Тр. ГГИ»,
1969, вып. 174, с. 59—95.
3. Бахт и аров В. А. Водное хозяйство и водохозяйственные расчеты.
Л., Гидромстеоиздат, 1961. 430 с.
4. Бахтиаров В. А. Эксплуатационные параметры водохранилищ
СССР — «Тр. координац. совет, по гидротехнике», 1969, вып. 53, с. 17—33.
5. Водноэнергетические расчеты методом Монте-Карло. Под ред. А. III. Рез-
никовского. М., «Энергия», 1969. 294 с.
6. Воскресенский К. П. Норма и изменчивость годового стока рек
Советского Союза. Л., Гидрометеопздат, 1962. 545 с.
7. Гу г л ий И. В. К уточнению графиков для определения многолетней
составляющей емкости водохранилища с учетом связи между стоком смежных
лет —«Тр. Гидропроекта», 1964, вып. 12, с. 186—194.
8. II в а и о в а Л. В., Р аткович Д. Я- (Применение моделированных
стоковых рядов в исследованиях многолетнего 'регулирования.— «Водные ре-
сурсы», 1972, № 2, с. 138—153.
9. Крицкий С. Н., Мен кс ль М. Ф. Закономерности колебаний речного
стока как основа теории его регулирования и использования.— «Водные ре-
сурсы», 1972, № 2, с. 113—137.
10. Ратко вич Д. Я. Стохастическая модель колебания годового стока
рек.— «Водные ресурсы», 1972, № 1, с. 52—94.
11. С о к о л о в с к и й Д. Л. Речной сток. Л., Гидрометеопздат, 1968. 487 с.
3. А. Викулина, T. Д. Кашинова, А, А. Натрус
(ГГ11, Ленинград)
ВОДНЫЙ БАЛАНС КРУПНЕЙШИХ ОЗЕР
И ВОДОХРАНИЛИЩ ЗЕМНОГО ШАРА
До недавнего времени из-за ограниченности данных о водном
балансе внутренних водоемов не представлялось возможным оце-
ни гь их ресурсы не только в глобальном масштабе, но даже для
отдельных регионов. Тем не менее в начале 60-х годов А. В. Шпит-
пиков для Атласа мира, изданного в 1964 г., составил баланс не-
которых крупных озер земного шара, но из-за общей малочислен-
ности таких данных тогда даже не ставился вопрос о количествен-
ной оценке мировых ресурсов озер.
В последние десятилетия в связи с возросшим хозяйственным
освоением озер и особенно с созданием крупных водохранилищ
развернулись водпобалапсовые исследования па внутренних водое-
мах. Эти исследования, начатые первоначально в экономически
развитых странах постепенно распространялись на развивающиеся
страны и особенно широкий размах приобрели в период проведе-
ния Международного гидрологического десятилетия (МГД).
Однако результаты этих работ, как правило, не публиковались,
оставаясь недоступными для последующей систематизации и обоб-
щения. Поэтому по инициативе Координационного комитета МГД
ЮНЕСКО был организован сбор сведений о балансе озер и водо-
хранилищ земного шара. Эти сведения представлялись по единой
форме, разработанной авторами настоящей статьи, в виде осред-
ненпых за расчетный период сбалансированных данных о приходо-
расходе воды. Собранные материалы, в соответствии с поручением
Координационного комитета МГД, рассматривались и анализиро-
вались в Государственном гидрологическом институте и впослед-
ствии были обобщены [2].
Результаты выполненной работы при значительном, по, однако,
недостаточном для обобщающих выводов материале все же были
неполными и ограничивались систематизацией собранных данных
н попыткой предварительно количественно оценить круговорот
Государство Озеро Период наблюдении Объем озера, км3 Площадь, км2
водосбора озера
Европа
Швейцария, Боденское 1913-19 48,0 (И 000) 538
ФРГ, Австрия Ш венца ри я, Женевское 1918-30 90,0 7 980 581
Франция СССР Чудское с Псков- Многолетний 25,2 44 200 3 550
ским
Ильмень 12,0 66 300 1 200
СССР, Иран Каспийское морс 1940-66 78 200 3 100 000 371000
Азия
СССР Балхаш 1911-66 112 395 000 18 200
Аральское море 1959- 69 1020 (1 830 000) 61 300
Куду иди некое Многолетний — 24 100 728
Сасыкколь 1932—64 — 2 430 736
СССР, КНР •Via коль 1932—64 58,6 58 600 2 650
Ханка 1919-71 18,5 16 900 4 070
КНР Ку кунор 1956 — —" 4 220
УлЮН1 у P (с 03 MllOl О ICTUIIII — — 1 000
Багану р) Эби-Нур — — 1 420
Лобпор W (5,00) — 3 500
МНР Хнргис-Нур — — 1 480
(с оз. Айраг- Нур) 3 350
Убсу-Нур V — —
Хубсугул (Косо- п (480) 5 300 2 620
гол) 3 760
Турция Ван п — 14 400
Иран Резайе (Урмия) 1961-62 45,0 (40 000) 5 000
Африка
Чад, Нигер, Чад 1954-62 44,4 1 200 000 22 200
I [игерия Эфиопия Тана Многолетний 28,0 16 700 3 150
Кения Рудольф — 153 000 8 660
Танзания, Ке- ния, Уганда Виктория 1925-59 2700 190 000 69 000
Уганда Кьога Mnoi олетний — 75 000 (6 300)
Уганда, Заир То же Альберт Эдуард » Я 64,0 78,2 18 000 20 000 5 300 2 500
Заир, Руанда Киву л 569 4 630 2 370
Руанда, Танза- Танганьика п 18 900 237 000 32 900
ния, Бурун- ди, Заир 30 900
Замбия, Мала- Ньяса я 7 720 94100
ви, Мозам- бик, Танза-
ния
лица 1
крупнейших озер
Приход Расход
поверх- ностный приток, км* осадки изменение уровня сток. км3 испарение изменение уровня
км3 ММ км3 мм км3 мм км3 мм
11,9 0,40 743 12,0 0,30 558
8,83 0,64 1100 9,00 0,47 809
9,36 2,24 631 9,56 2,04 575
15,6 0,60 528 15,7 0,50 422
289 92,0 216 6,35 17,0 10,8 372 994
15,7 2,81 154 0,10 5,00 0 18,6 1020
49,5 П.1 173 10,1 157 0 67,5 1050
0,33 0,19 260 0 0,52 710
1,09 0,21 291 0,56 0,74 1030
2,40 0,65 274 0 2,84 1190 0,21 81,0
1.94 2,29 567 1,84 2,37 584 0,02 5,0
4.36 1,76 418 0 6,12 И 50
0,82 0,18 185 0 1,00 1000
1,72 0,13 90,0 0 1,85 1300
6,18 0,01 11,0 0 6,22 1780
1,15 0,18 122 0 1,33 899
2,40 0,15 131 0 2.85 851
(1,79) 1,05 101 2,05 (0,79) (302)
3,68 1,05 279 0 1,73 1250
7,64 0,76 151 0 6,97 1390 1,32 265
45,8 8,40 378 0 (50,2) (2260) (4,00) (180)
3,30 4,10 1300 4,00 3,10 1080
16,0 6,45 750 0 (22,4) (2610)
17,9 112 1630 21,9 108 1570
24,1 8,00 1270 19,7 12,4 1970
24,9 4,60 867 22,0 7,50 1420
2,20 3,40 1360 2,00 3,60 1440
1,50 (4,20) (1770) 1,70 4,00 1690
25,8 32,9 1000 3,00 55,7 1690
34,2 37,8 1220 6,30 65,7 2130
Государство Озеро Период наблюдении Объем озера, км3 Площадь, км2
водосбора озера
Северная
Канада Большое Неволь- ничье Многолетний 1070 1 000 000 27 200
США Большое Соленое 1918—30 19,0 54 400 4 660 Южная
Венесуэла Маракайбо Многолетний * (49 700) (13 300)
Перу, Боливия Гитпкака >> 710 35 800 8 НО квпралия
Австралия Эпр Многолетний — 1 110 000 (8 200)
Торренс л — 27 000 (6 000)
Новая Зелан- дия Таупо » —“ 3 290 611
воды отдельных групп водоемов. Jac па этом первом этапе иссле-
дований был получен материал о водном балансе крупнейших
озер, при условии пополнения которого представлялось возможным
охарактеризовать водные ресурсы этой категории водоемов земною
шара. Именно этой задаче — оценке прпходо-расхода крупнейших
водоемов—и были посвящены дальнейшие исследования, в про-
цессе которых продолжался сбор сведений по литературным источ-
никам [1, 3, 5 — 12], а для неизученных озер и водохранилищ
дополнительно производился расчет их баланса. В результате в по-
полнение к рапсе учтенным в работе |2] данным о балансе по
25 крупнейшим озерам и 15 водохранилищам были получены мате-
риалы еще по 30 озерам н 10 водохранилищам. Полученные данные
помещены в табл. 1 и 2, в которые также включены сведения но
объектам, по которым удалось получить уточненные данные о ба-
лансе по новейшим плп более полным материалам.
Для большинства озер и почти для всех водохранилищ, за ис-
ключением трех из них: Риханд (Нидия), Пмапдровское (СССР)
и Лейк-Мид (США), водный баланс отнесен к многолетнему пе-
риоду, а для остальных озер — к периоду, продолжительность
которого приведена в табл. 1. Ограниченный период указывался
в тех случаях, когда наблюдения были непродолжительными плп
относились ко времени, в течение которого под влиянием хозяй-
ственных мероприятий в бассейне или па самом озере происходило
направленное изменение уровня (Арал, Каспий, Байкал).
Расчет водного баланса выполнен по уравнению, учитываю-
щему в качестве приходных статей поверхностный приток, осадки
и подземный приток, а в качестве расходных — сток, испарение и
фильтрацию. Для ограниченных расчетных периодов дополнительно
определялась величина аккумуляции или сработки запасов воды.
Приход Расход
поверх- ностный осадки изменение уровня сток, испарение изменение уровня
приток, км3 км3 мм км3 мм км3 км3 мм км3 мм
Америка
136 (9,52) (350)
3,75 (1.37) (295) 0,19
Америка
(19,6) (13,0) (977)
7.71 5,06 625
и Океания
-1,23 1,23 150
0,031 1.И 190
(3,52) 1,15 1880
40,0 141 0 (1,52) 5,31) (166) 1140
4,90 (27,7) (2080)
0,60 12,2 1500
0 Пересы хае г
0 1 lepci :ыхаег
4,06 0,61 998
В большинстве случаев расчет выполнялся по упрощенному урав-
нению, без учета подземных составляющих. Это было обусловлено,
с одной стороны, отсутствием соответствующих данных, а с дру-
гой, небольшим удельным весом этих компонентов в балансе
крупнейших водоемов. Последнее подтверждается как удовлетво-
рительным замыканием баланса крупных озер и водохранилищ,
составленного без учета подземных составляющих, так и данными
специальных гидрогеологических исследований. Согласно гидрогео-
логическим расчетам и наблюдениям, подземный приток, например,
в Каспийское и Аральское моря, составляет не более 1—5% об-
щего поступления воды в эти водоемы. Такой же порядок имеет
удельный вес подземных компонентов в балансе крупных водохра-
нилищ, для части которых проводились соответствующие гидрогео-
логические расчеты.
Другие компоненты баланса оценивались по имеющимся дан-
ным наблюдений, а при их недостатке определялись расчетом
с использованием глобальных или региональных карт стока, осад-
ков и пенарения с водной поверхности.
Путем расчета были получены данные о приходо-расходе озер
Тапа, Киву, Танганьика, Маракайбо, Эйр и Торренс и водохрани-
лищу Насер. Расчетом были уточнены также отдельные компо-
ненты баланса других водоемов, где эти компоненты рапсе опре-
делялись по неполным или устаревшим материалам.
Собранные к настоящему времени материалы не освещают
баланса всех величайших озер мира, поскольку отсутствуют сведе-
ния о.15 крупнейших озерах, каждое из которых имеет площадь
зеркала более 1000 км2. Неизученные озера в основном сосредото-
чены па территории Канады и Центрального Китая; их общая пло-
щадь составляет около 100 000 км2. Тем не мепее по отношению
Водный баланс крупнейших водохранилищ
ОО LQ о сч СО Г- io ю о о о о —< t - О О О LQ »О со ОО М4 С- >—< СЧ СЧ сч
0,27 0,58 Ь СО СЧ О N ОО ОО 00 СП О со О ' со О »—1 т—’
.46 .7 со СО 00 СО ОО СО Ь-
5, 34, О 1 00 со LQ сч ООгнгн СЧ
628 700 о о о о -г о О СО О СЧ СО LQ СО со -+1 ОО со
1.0 СО Ю LQ СЧ О 00 ю г- г- СО ОО LO СО LQ ОО
О о о^счооо
28 7 00 СО СП 00 Г- LQ СЧ
5, 34, о г-< СТ) СО СО СП СП г-< г-< СЧ
ей с о ОО о 00 ОО ос S О О О СО со Г- Ю О О О СО СО СО О СО -3й СО СО LO rd а: S сх
сх CQ ш 12 300 239 000 < о о о о о о О ООО ОО О О О со LQ ’-Г CD о сч со СЧ со ОО со •—< СЧ 00 СЧ О- г-н <
।-О о
со о со '
со о со о оо со
о о CJ ш о о о ф о W CJ К ф о ф о о X S S 03 03 . Ф к
к м CJ о к ф 03 Щ, К X
к m G) н 03 03
03 о сЗ сЗ X Jx* К
S Кг* S
[П Ц2 СХ
сх
о
о
о
к
АРЕ Насер................ 147 — 5470 85,5 ~0 1 74,6 (10,9) (2000)
Гана Вольта ............. 148 398 000 8490 41,6 11,9 1400 40,2 13,3 1570
Замбия, Южная Кариба..... 185 360000 5180 59,0 (3,11) (600) 53,5 (8,62) (1670)
Родезия
к изученным озерам с суммарной площадью, превышающей
1 млн. км2, неучтенные озера составляют менее 10%, вследствие
чего представляется возможным по имеющимся данным составить
хотя бы предварительную количественную оценку ресурсов вели-
чайших озер мира.
В водообмене этих озер участвует объем воды, равный 1790 км3;
около 7з (600 км3) приходится на долю соленых и солоноватых
озер. Большая часть ресурсов соленых озер относится к самому
большому озеру мира — Каспийскому морю, в круговороте кото-
рого участвует объем воды, равный 387 км3. На втором месте по
сосредоточию минерализованных вод стоят бессточные озера Азии;
суммарные ресурсы их составляют около 130 км3, причем более
половины ресурсов относится к Аральскому морю. Па третьем
месте находятся африканские озера — Чад и Рудольф, ежегодно
возобновляемые запасы воды которых составляют 77 км3. На дру-
гих континентах соленые озера имеют меньшее paciipoci ранение
пли обладают ограниченными ресурсами, как эю имеет место
в Австралии, где в балансе двух наиболее крупных озер — Эйр и
Торренс — участвует объем воды, едва превышающий С км3.
Основные ресурсы внутренних водоемов относятся к пресным
озерам; наиболее водообильные расположены в Северной Америке
и Африке. С балансе проточных озер участвуют такие объемы
воды: в Северной Америке — 585 км3, в Африке — 296 км3, в Ев-
ропе— 162 км3, в Азии — 90 км3, в Южной Америке — 45 км3.
Величайшие по объему ежегодно возобновляемые запасы прес-
ной воды, составляющие 519 км3, или около 90% общих озерных
ресурсов Североамериканского континента, сосредоточены в Вели-
ких озерах и оз. Большое Невольничье. Более половины (154 км3)
возобновляемых озерных вод африканского континента относится
к озерам бассейна р. Белого Пила. Все остальные пресные водо-
емы мира пампою уступают североамериканским и африканским
великим озерам и даже водные ресурсы крупнейших в Европе
озер Онежскою и Ладожского (83 км3) составляют мопсе ’/4 ре-
сурсов Великих американских озер и только немногим более
половины ежегодно возобновляемых запасов озер в бассейне
р. Белого Пила. Еще мепыпими и близкими по величине водными
ресурсами (60 70 км3) обладают глубочайшие озера мира —
Байкал, Танганьика и Ньяса, которые, тем не менее, наряду с во-
дохранилищем Кентукки (США) являются наиболее водообеспе-
чеипыми среди остальных крупнейших озер мира. Действительно,
другие озера, существенно уступающие вышеперечисленным по
размерам, обладают относительно небольшими ресурсами, что объ-
ясняется меньшей водностью питающих их рек. В зависимости от
климатических условий и рельефа местности поверхностный приток
в озера изменяется в широких пределах, что видно па примере
озер Западной Европы, где приходо-расход изменяется от 1 до
20 км3. В близкие по площади водосбора озера Веттерн и Женев-
ское поступление воды с поверхностным притоком резко различно;
оно возрастает в горных условиях до 8,8 км3 (оз. Женевское) и
снижается па равнинных территориях до 1,3 км3 (оз. Веттерн).
Столь большая вариация притока не характерна для озер равнин-
ных районов, где сток изменяется монотонно по площади, а потому
объем поверхностного притока в озеро в основном определяется
размерами площади водосбора. Это, в частности, подтверждается
составлением баланса озер Чудского с Псковским и Ильмень.
Приток в оз. Ильмень превышает приток в озера Чудское с Псков-
ским почти па 60%, иго обусловлено соотношением площадей
водосбора сравниваемых озер: бассейн оз. Ильмень почти
1,5 раза больше бассейна озер Чудского с Псковским.
При разном абсолютном значении поверхностного притока его
удельный вес для подавляющего большинства как проточных, так
и бессточных озер является определяющим в их балансе. Исклю-
чение составляют только проточные озера Африки, где более весо-
мыми в приходе являются осадки. Это обусловлено своеобразием
гидрографических характеристик африканских озер, которые в от-
личие от озер других материалов обладают большой площадью
зеркала Ft) по сравнению с площадью их водосбора /%. Для этих
/ / \
озер соотношение площадей /\ — обычно не выходит за пре-
\ ' О /
долы 3—5, редко 10, в то время как у озер других континентов
это соотношение может достигать нескольких десятков. Известно,
что доля осадков в балансе внутренних водоемов обратно пропор-
циональна величине /< и возрастает с уменьшением этого соотно-
шения. Как правило, осадки составляют не более 20—35% приход-
ной части баланса, тогда как у проточных озер Африки их доля
возрастает до 70%.
Ежегодно возобновляемые запасы проточных озер в основном
расходуются па сток и испарение, причем доля испарения возрас-
тает по мере продвижения с севера па юг, приобретая наиболь-
ший удельный вес в балансе африканских и южноафриканских
озер. Проточные озера Африки большую часть своих ресурсов,
(более 70%) расходуют па испарение, а озера Европы — преиму-
щественно на сток (около 90%). В целом но земному шару про-
точными озерами расходуется около 520 км3 на испарение и 670 км3
па сток, причем около половины первого объема испаряется с по-
верхности африканских озер, более 60 /0 второго объема образуют
сток из озер Северной Америки. Па втором месте по объему стока
стоят озера Европы, на третьем — Азии, причем европейскими озе-
рами расходуется па сток более 140 км3, а азиатскими — около
70 км3.
Все крупнейшие проточные и бессточные озера мира изымают
па испарение из ресурсов поверхностных вод земного шара более
1100 км3. Испарение с поверхности озер распределяется по кон-
тинентам следующим образом: в Европе — 410 км3, Африке —
340 км3, Северной Америке—175 км3, Азии—150 км3, Южпой
Америке — 40 км3, Австралии и Океании — немногим более 5 км3.
Наибольшие потери на испарение в Европе связаны с Каспийским
морем — величайшим бессточным водоемом, с поверхности кото-
рого испаряется около 390 км3, в то время как для всех других
проточных озер испарение не превышает 20 км3.
Еще меньший удельный вес имеют потери па испарение в ба-
лансе водохранилищ, которые отличаются от озер более высокой
проточностью. Оцени гь эти потери и тем более полный водооборот,
осуществляемый водохранилищами, из-за крайней ограниченности
соответствующих данных в настоящее время затруднительно, од-
нако уже сейчас па примере крупнейших водохранилищ можно
охарактеризовать эффект усиления внутреннего водообмена за счет
искусственных водоемов.
С созданием крупнейших водохранилищ возросла общая пло-
щадь проточных (пресных) водоемов: в Европе—па 40%, Азии —
па 30%, Африке — па 15%; дополнительно в круговорот озеро-
видных водоемов был вовлечен объем воды: в Европе — 330 км3,
Азии — 340 км3 и Африке — около 200 км3. Часть этого объема
воды, а именно 250 км3, и рапсе участвовала в озерном кругово-
роте, осуществляемом Каспийским морем, по с созданием волжских
водохранилищ этот процесс интенсифицировался ia счет внутрен-
него водообмена па всех последовательных ступенях волжского
каскада. Во всех других случаях в озерный круговорот были во-
влечены новые объекты и регионы, за счет чего возрос общий
водообмен пресных водоемов: в Африке в 1,5 раза, Европе —
в 3 раза, Азин — в 4,5 раза.
В водохранилищах, повсеместно увеличивающих общий водо-
оборот, coo।ношение составляющих баланса иное, чем в озерах.
Во всех случаях, независимо от географического положения водо-
хранилищ, в их приходной части определяющее значение имеет
поверхностный приток, а в расходной — сток через замыкающий
гидроузел. Доля осадков в балансе всех водохранилищ не превы-
шает 10—12%, а испарение — 20%, достигая этого максимума па
водохранилищах Африки и снижаясь до 4—5 }/0 на водохранилищах
Европы и Аши. Эти данные, не являясь исчерпывающими (по-
скольку они относятся только к трем континентам), все же доста-
точно показательны для оценки роли водохранилищ в общем кру-
говороте воды
Водохранилища разных континентов характеризуются общими
чертами режима; для всех них характерно более эффективное ис-
пользование водных запасов, которые в основном расходуются па
сток.
В настоящее время затруднительно оцепить роль малых и сред-
них водоемов в общем круговороте озерных вод. Однако уже пред-
варительные подсчеты показывают, что в районах массового рас-
пространения малых озер их вклад соизмерим с водооборотом
крупнейших озер. Это подтверждается па примере озер южных
районов Западной Сибири, Северного и Центрального Казахстана.
На этой территории распространены многочисленные малые бес-
сточные озера; единственной расходной статьей баланса таких озер
является испарение, по величине которого могут быть оценены ре-
сурсы этих водоемов. Общее число озер на этой территории по
данным, приведенным в работе [4], 38 600, а их суммарная пло-
щадь 29 500 км2. Упомянутая территория ограничена па карте
изолиниями испарения 700 и 1000 мм, что в среднем для всего ре-
гиона дает слой испарения около 850 мм. Согласно приведенным
данным, объем воды, участвующий в круговороте малых озер, со-
ставляет 25 км3, что па 30% превышает ресурсы крупнейшего
водоема Казахстана — оз. Балхаш, ежегодно возобновляемые за-
пасы которого составляют 18,5 км3.
Выполненный анализ позволяет сделать следующие выводы.
1. В настоящее время учтены водные ресурсы 55 крупнейших
озер мира с суммарной площадью около 1 млн. км2, составляющей
более 90% общей площади величайших озер земного шара, зеркало
каждого из которых превышает 1000 км2.
2. Согласно этим данным, в круговороте величайших озер мира
участвует объем воды, равный 1790 км3, из которых около 600 км3
приходится па долю соленых и солоноватых озер. Около 2 3 этого
объема (387 км3) относится к Каспийскому морю.
3. Ресурсы пресных озер мира распределяются по континентам
следующим образом: в Северной Америке — 585 км3, Африке —
295 км3, Европе—162 км3, Азии — 90 км3, Южной Америке
45 км3.
4. Вклад соленых, периодически пересыхающих о юр Австралии
в общий круговорот воды соленых водоемов земною шара состав-
ляет немногим более 1%.
5. Водохранилища увеличивают внутренний водооборог па зем-
ном шаре. С созданием крупных водохранилищ общий круговорот
пресных водоемов возрос в Африке в 1,5 раза, Европе в 3,0 paia,
Азии — в 4,5 раза.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Архипов Е. Г., Потай чук М С., С крип ту нов II. А. Современ-
ный водный баланс Каспийского моря — «1р. ГОПИ», 1970, вып. 101, с. 34—74.
2. В и к у л и н а 3. Л. Водный баланс озер п водохранилищ земного
шара.—«Тр. ГГИ», 1973, вып. 203, с. 248—261.
3. Голубцов В. В., Морозова О. О современном водном балансе
Аральского моря.— «Тр. КазИИГМП», 1972, вып. 44. с. 87—100.
4. Д о м а н п ц к и п А. II., Дубровина Р. Г., Исаева А. И. Реки и
озера Советского Союза. JL, Гидрометеопздат, 1971. 101 с.
5. Жпркевпч А. И. Водный баланс озера Балхаш и перспективы его
изменений в связи с использованием водных ресурсов Или-Балхашского бас-
сейна.—«Тр. КазИИГМП», 1972, вып. 4 1, с. 110—169.
6. Ресурсы поверхностных вод СССР. Т. 13 центральный и южный Казах-
стан, вып. 2, Л., Гидрометеопздат, 1970. 850 с.
7. Херст Г Нил. (Пер с англ.) М., Изд. иностр, лит., 1954. 326 с.
8. Ku 1 lus L. Р. Water balance of lake Peipsi-Pihkva.— “Proc. Helsinki Sym-
pos.” July 1973, p. 158—163.
9. L u s s i I n у P. Bilan hydrologique du lac Scliad.— Sympos de Carda
9—15 oct. 1966. Vol. 6, p. 7—16.
10. Monheim F. Beitrage zur Klimatologie und Hydrologie des Titicaca-
becken.— “Heidelberger Geogr. Arb ” 1956, H. 1. 265 S.
11. Movahed-Denech A. A. Lac de Resaieh—etude de I’equilibre nature!
et le bilan hydrologique.— “Proc. Helsinki Sympos.”, July 1973, p. 93—100.
12. Nechaichik V. P. Water balance of lakes in different phases of humi-
dification cycles.— “Proc. Helsinki Sympos.”, July 1973, p. 158—163.
И. С. Бойко, Г. В. Позднякова, М.Я, Прыткова,
О. А. Шеховцов, Е. А. Юдин
(11п-т озероведения ЛИ СССР, Ленинград)
ВОДНЫЙ И СЕДИМЕНТАЦИОННЫЙ БАЛАНС
ВОДОХРАНИЛИЩ СЕВЕРНОГО КАВКАЗА
В основу настоящего доклада были положены исследования
балансов двух водохранилищ Северного Кавказа: степного —
«Волчьи Ворота» и предгорного — Отказненского (табл. 1). Сток
рек Томузловки и Журавки в водохранилище «Волчьи Ворота»
зарегулирован многочисленными прудами [5], в которых оседает
большая часть продуктов водит! эрозии.
Таблица 1
Основные сведения о водохранилищах
Показатель Водохранилище «Волчьи Ворота" Отказненекое водохранилище
Местоположение р. Томузловка — р. Кума —
с. Чериолесское с. Отказное
Период исследований, годы 1964—1967 1966—1970
Год строительства 1956 1966
Площадь водосбора, км2 1895 7980
Полный объем, млн. м3 23,5 100,3
Мертвьш объем, млн. м3 11,3 18,6
Площадь зеркала, км2 5,5 18,4
Площадь зеркала при отметке ГМО, км2 3,1 6,2
Максимальная глубина, м 12,4 16,2
Годовая амплитуда колебания уровня, м 0,7—1,0 4,4—9,1
Водохранилище «Волчьи Ворота» сезонного регулирования
предназначено для обводнения, орошения, разведения рыбы и во-
доплавающей птицы, а также для культурно-спортивных целен.
Отказпеиское водохранилище создано для регулирования паводоч-
ного и сезонного стока р. Кумы и стока наносов, а также орошения
пойменных земель.
Для обоих водохранилищ составлены месячные водные балансы,
но влияние природных условии удобнее оценивать за годовой
интервал времени.
Приток воды в водохранилище «Волчьи Ворота» из рек Томуз-
ловки и Журавки и в Отказпенское водохранилище из рек Кумы,
Золки и Гнилушки измерялся Пятигорской гидрологической стан-
цией. Боковая притомность в водохранилище «Волчьи Ворота»
с площади водосбора, равной 130 км2, определялась по аналогии
с поверхностным стоком наполняющих водохранилище рек; для
Отказненского водохранилища опа не учитывалась, так как нахо-
дится в пределах точности гидрометрических измерений [6J.
Осадки на площадь зеркала водохранилищ измерялись осадкомс-
рамп, установленными на плотине; на Огказнепском водохрани-
лище был установлен еще один осадкомер в его хвостовой части,
в районе насосной станции, перекачивающей фильтрационные воды
в водохранилище [С]. Кратковременные наблюдения за уровнем
грунтовых вод в районе водохранилища «Волчьи Ворога» нс пока-
зали их притока в водоем, поэтому эта составляющая нс учитыва-
лась в водном балансе [1]. Приток грунтовых вод в Отказпенское
водохранилище установлен на основании данных наблюдений за
уровнем грунтовых вод в берегах и верховье водохранилища [4].
Сброс воды из водохранилищ определялся по гидрометрическим
измерениям па водосбросе водохранилища «Волчьи Ворота» и
в гидрометрическом створе на р. Куме ниже плотины Отказнен-
ского водохранилища. Забор воды на орошение из водохранилища
«Волчьи Ворота» производился сифонами, а их пропускная способ-
ность определялась тарировкой.
Испарение с водной поверхности водохранилища «Волчьи Во-
рота» определялось по показаниям испари тельного бассейна пло-
щадью 20 м2 в г. Прикумске в соответствии с рекомендациями
Гид ром стел ужбы. Па О гказпенском водохранилище в открыты)!
период 1966 и 1967 гг. проводились наблюдения па плавучем ис-
парителе ГП 1-3000, которые позволили уточнить числовые пара-
метры в формуле ГГИ и затем использовать се для расчета испа-
рения с водной поверхности. В связи со значительной годо-
вой амплитудой колебания уровня в Отказпенском водохрани-
лище (см. табл. 1) выполнен также расчет испарения с обсохшего
ложа [7].
Фильтрация через тело плотины водохранилища «Волчьи Во-
рота» определялась непосредственным измерением фильтрацион-
ных расходов в нижнем бьефе (дренажная труба, заболоченное
понижение) и оказалась постоянной в течение года (20 л/с).
Фильтрационные расходы через тело плотины Отказненского водо-
хранилища измерялись в дренажном коллекторе; их величина
росла с повышением уровня воды в водохранилище [6]. Фильтра-
ция через ложе водохранилища «Волчьи Ворота» определена из
уравнения водного баланса, а через ложе Отказненского водохра-
нилища рассчитана на основе материалов наблюдений за уровнем
грунтовых вод [4].
На Огказнепском водохранилище учитывались также объемы
воды в осевшем на берегах и всплывшем льде.
Аккумуляция в чаше водохранилищ, определялась по соответст-
вующим кривым обьема на основании показании водомерных по-
стов, расположенных в приплотинной части каждого водохрани-
лища. Русловая аккумуляция воды в р. Куме ниже гидроствора
(с. Повозаведепное) определялась по кривым зависимости пло-
щади живого сечения от расхода воды (o=/(Q), построенным за
каждый год у сел Новозаведенного и Отказного. По расходу воды
на начало каждого месяца вычислялось изменение площади жи-
вого сечения па расчетом участке, а произведение этой величины
на длину участка определяло размеры русловой аккумуляции за
месяц.
Периоды наблюдений за водным балансом водохранилищ
«Волчьи Ворота» (1964, 1965 гг.) и Отказненского (1966—1970 гг.)
сопоставимы по водности, так как первый из них на 11%, а вто-
рой— на 16% выше средней многолетней величины. Основную роль
в приходной части водного баланса водохранилищ играет сток
питающих их рек, по доля иго в предгорном Огказнепском водо-
хранилище больше, чем в степном «Волчьи Ворота» (табл. 2, 3).
Осадки па зеркало степного водохранилища составляют 10,0%
в его балансе, тогда как в балансе Отказненского водохранилища
Тиб ища 2
Водный баланс водохранилища «Волчьи Ворога»
Компонент ы 19С4 г. 1965 г. Среднее
млн. м3 % млн. м3 % млн. м3 %
Приход Приток по рекам 21,2 87,3 22,5 86,5 21,9 86,9
Боковая приточ- ность 0.66 2,7 0,92 3,6 0,79 3.1
Осадки на зеркало 2.42 10,0 2,58 9,9 2,50 10,0
Итого .... 24,3 100 26,0 100 25,2 100
Расход Сброс в нижний бьеф 7,10 31,0 13,5 49,3 10,3 40,2
Забор иа ороше- ние 4,19 18,2 4.38 16,0 4,28 17,1
Испарение . . . 5,22 22,7 5,42 19,8 5,32 21,2
Фильтрация через тело плотины . 0,64 2,8 0,63 2.3 0,64 2.6
Фильтрация через ложе водохра- нилища .... 5,82 25,3 3,44 12,6 4,63 18,9
Итого .... 23,0 100 27,4 100 25,2 100
Аккумуляция . . 1,30 -1,40 0
Водный баланс Отказненского водохранилища
CMi-< см иО tO rt со о ОО СП
<и 0J X <и СХ о ОО о о О о 100 О) СО СП см о 100 о
со S си СМ со СП см 1—< 1—< ,98 о ОО г-н соТ. см < о ОО
2 СП О Ю со см о 447 404 15, СП 1>- о 437 СО О СО
97,8 0,1 1,6 0,5 1 100 СП см СМ СО СП г—1 СМ 8'1 1 100 2,4
о CD Т—Н со 2 к но *+• СМ СП ООО см 1,97 1 432 404 13,9 8,98 7,98 I но СО НО Г см о со О ОО
• 98,3 0,1 1,0 0,5 го 001 ь- см СМ со СП 2,1 И9 0,1 100 Г1
СП <£> CD г—’ со S X *+ со XF ОО ,92 »—< т—< 00' ,24 НО СО СМ СО СМ
п S со о" со” со 1—< о 380 356 12, 00 о 384 OO~F
00 00 ОО о с СП 0,4 о 100 93,8 3,0 00 1,4 о 100 1 1,3
1968 млн. м3 СО 00 СМ 00 оо О -F 00 но 2,14 0,038 Ю СП to 545 17,6 10,5 8,13 0,038 581 6,07 0,11 7,82
98,1 0,1 1,2 9'0 о 100 94,0 2,6 6‘ 1 ю V—ч о 100 Ю СО
<о СП €0 2 tc ,31 ,12 ,03 см о ю СП 78 OJ V—< СО СО *—< НО
гд 2 СМ О СО см но СО о 532 493 14, СП о 525 Досо
97,4 0,1 Ь7 । 0,8 1 100 85,4 6,8 4,8 3,0 1 100 2,8
со СО О *—< млн. м3 288 0,19 4,94 2,41 1 296 221 17,7 О1 ОО ОО 1 259 28,7 0,009 8,30
Компоненты Приход Приток по рекам .... Приток грунтовых вод Осадки на зеркало . . Объемы воды, перекачи- ваемые насосной стан- циеи Объемы воды во всплыв- о П ►д <и 3 Итого Расход Сброс в нижний бьеф . . , Испарение Фильтрация через тело 1 плотины Фильтрация через ложе водохранилища . . . Потери воды на оседа- ние льда Итого Аккумуляция В чаше водохранилища В русле и пойме реки . . Невязка баланса . . .
опи не превышают 1,2%. В расходной части баланса водохрани-
лищ основным элементом является сброс воды в нижний бьеф,
доля которого в балансе предгорного водохранилища больше, чем
степного. Потери воды на испарение в степном водохранилище
(21,2%) значительно превышают их величину в предгорном водо-
хранилище (3,4%). Фильтрационные потери через тело плотины
в обоих водохранилищах примерно одинаковы (2—3%). Коэффи-
циент полезного использования водохранилища «Волчьи Ворота»,
равный 0,35, может быть увеличен, особенно в многоводные годы.
Невязка годового баланса Отказпеиского водохранилища колеб-
лется от 1,1 до 3,5% и не выходит за пределы аналогичных вели-
чин для Горьковского (4,9—6,9%) и Куйбышевского (0,7—4,0%)
водохранилищ [2]. Ошибки в вычислении водного баланса водохра-
нилища «Волчьи Ворога» вошли в величину филырационных по-
терь через ложе водоема, определенную по уравнению водного
баланса.
Седпмешациоппый баланс водохранилищ в настоящее время
с достаточной точностью может быть составлен только для дли-
тельных интервалов времени, так как отдельные составляющие
баланса (обрушение берегов, аккумуляция наносов) за короткие
периоды не поддаются учету. Приток взвешенных наносов из ос-
новных рек в водохранилища измерялся Пятигорской гидрологи-
ческой станцией. Для оценки боковой приточности наносов в водо-
хранилище «Вольчп Ворота» принят годовой модуль стока взве-
шенных наносов р. Журавки [5]; па Отказпепском водохранилище
боковая прпточпость наносов не учитывалась, так как се величина
находится в пределах точности гидрометрических измерений [6].
Влекомые наносы рек, наполняющих водохранилища, не измеря-
лись. Обрушение берегов изучалось по закрепленным створам па
обрушасмых участках берега. Па водохранилище «Волчьи Ворога»
обрушаемые части берега сложены крупнозернистыми песчанис-
тыми породами с выходами известняков и ракушечников; общая
длина обрушасмых берегов составила 6 км, а интенсивность их
переработки за 1964—1967 гг. равна 880 м3 па 100 м длины обру-
шаемого берега в год. Берега Отказпеиского водохранилища сло-
жены лёссовидными суглинками светло-коричневого цвета, очень
плотными, карбонатными, с включением небольших обломков
гипса. Длина обрушаемого правого берега в момент заполнения
водохранилища составляла 300 м. К 1967 г. опа увеличилась до
4150 м, а к 1969 г.— до 5500 м. В дальнейшем заметных измене-
ний длины обрушаемых берегов не наблюдалось. Средняя интен-
сивность переработки берегов здесь за 1966—1971 гг. составила
1250 м3 па 100 м длины обрушаемого берега [8]. Объемный вес
обрушаемого грунта принят равным 2 т/м3. Продукты эолового
переноса измерялись Гидрохимическим институтом в приплотин-
ной части Отказпеиского водохранилища [3]. Взвеси в водной
массе Отказпеиского водохранилища определялись путем съемок
мутности по закрепленным створам. Изменение количества взве-
сей в водохранилище соответствовало разности их значений за два
смежных месяца, определяемых произведением средней мутности
воды па объем водной массы за лот же месяц.
Измерение сброса взвешенных наносов в нижний бьеф водохра-
нилища «Волчьи Ворота» весною 1964 г. показало, что в период
с 19 по 26 III мутность сбрасываемой воды изменялась от 12 до
21 г/м3, независимо от мутности впадающих в водохранилище рек.
В расчет принято для периода сброса среднее значение мутности
15 г/м}. Сброс взвешенных наносов из Отказпенского, водохрани-
лища измерялся па гидростворе в 250 м ниже плотины водохрани-
лища. Осветляющий эффект водохранилища прослеживается до
с. Владимировки, расположенного на 270 км ниже с. Отказного.
Средний градиент годовой мутности на этом участке за период
1966—1969 гг. изменялся от 1,4 до 2,9 г м3 па 1 км длины реки.
Зондирование толщи огложеиий в водохранилищах производи-
лось ежегодно по закрепленным на местности створам. На участке
конуса выноса в Огказпенском водохранилище выполнялась ниве-
лировка поверхности отложений. Объем отложении определялся
планиметрированием изолиний слоя отложении па плане водохра-
нилища. Объемный вес отложений определялся но фактическим
измерениям и принят для водохранилища «Волчьи Ворота» рав-
ным 0,81 т/м3, а для Отказнспского— 0,88-0,95 т/м3 в зависи-
мое! и от распределения отложении по его ложу.
Из седиментационного баланса водохранилищ «Волчьи Ворота»
и Отказпенское (табл. 1, 5) следует, что донные отложения степ-
ного водохранилища, как и водохранилищ каскада [10], формиру-
ются в основном за счет продуктов обрушения берегов, а пред-
горного— за счет взвешенных наносов рек. Па примере водохра-
нилища «Волчьи Ворота» хорошо прослеживается положительная
Таблица 4
Седиментационный баланс водохранилища
«Волчьи Ворота» (5/VIII 1964 г.—5/IX 1967 г.)
Компоненты За период, тыс. т Среднее за гот, тыс. т %
П р и ХОД
Взвешенные наносы рек 49,4 15,9 13,1
Боковая приточность . . 0,88 0,28 0,2
Обрушение берегов . . . 328 106 86,7
Итого .... Расход 378 122 100
Отложение наносов . . Из них отложение взве- 367 118 99,6
шейных наносов . . . 48,6 15,7 —
Сброс наносов .... 1,61 0,52 0,4
Итого .... 369 119 100
Невязка баланса . . . 9 3 2,4
Таблица 5
Седиментационный баланс Отказненского водохранилища
роль прудов-отстойников в уменьшении интенсивности заиления
водохранилища, среднее годовое значение которой за период экс-
плуатации водохранилищ «Волчьи Ворота» и Отказненского соот-
ветственно равно 0,44 и 1,3% начального объема водохранилищ
[9]. Оба водохранилища обладают высокой паносоудерживающей
способностью, которая для водохранилища «Волчьи Ворота»
в среднем за период наблюдении составляет 99,6% (см. табл. 4),
а для Отказненского — 99,3% (см. табл. 5). Изменения средних
месячных значений паносоудерживающей способности этих водо-
хранилищ тесно связаны с мутностью речных вод и при значениях
последней свыше 1,5 кг/м3 водохранилища задерживают полностью
все поступающие в них наносы [5, 6]. Невязка седиментационного
баланса Отказненского водохранилища за отдельные годы изме-
няется от 1,2 до 11,1%, при этом расходная часть баланса превы-
шает приходную. Последнее обстоятельство может быть вызвано
неучетом в приходной части баланса стока влекомых наносов,
а также изменения стока взвешенных наносов р. Кумы ниже
с. Новозаведеппого.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Бойко II. С. Водный баланс водохранилища «Волчьи Ворота».— В кп.:
Заиление водохранилища «Волчьи Ворога» и цепочек прудов на его водосборе.
Л., «Наука», 1971, с. 167—182.
2 Буторин II В. Гидрологические процессы и динамика водных масс
в водохранилищах волжского каскада. Л., «Наука», 1969, 321 с.
3. Матвеев А. А., Башмакова О. И. Вынос из агмосферы раствори-
мых веществ па поверхность малых водоемов.— «Гидрохимические материалы»,
1968, т 14, с. 5—15.
4 Позднякова Г. В Грунтовые воды в берегах.— В кп.: Отказпенское
водохранилище. Л., «Наука», 1973, с. 55—G6.
5. П р ы т к о в а М. Я. Седиментационный баланс водохранилища «Волчьи
Ворота».— В кп. Заиление водохранилища «Волчьи Ворога» и цепочек прудов
на ею водосборе. Л., «Наука», 1971, с. 183—192
6. Прыткова М. Я. Водный и седиментационный балансы Отказненского
водохранилища.— В кп.: Отказпенское водохранилище. Л, «Наука», 1973,
с. 104—136.
7. Указания по расчету испарения с поверхности водоемов. Л., Гитромегео-
издат, 1969. 82 с.
8. Шеховцов О. А. Обрушение берегов.— В кн.: Отказпенское водохра-
нилище Л., «Наука», 1973, с. 67—74.
9. Юдин Е. А Отложение наносов.— В кп. Отказпенское водохранилище.
Л., «Наука», 1973, с. 74—103.
10. Ярославцев Н. А, Шмелева Е. А. Исследование и расчет мутно-
сти воды Горьковского водохранилища.— «Сб. работ Горьковской и Волжской
ГМО», 1969, вып. 6, с 55—71.
И. С. Апхазава
(Ип-т географии ЛИ ГрузССР, Тбилиси)
ОСОБЕННОСТИ ВОДНОГО БАЛАНСА ГОРНЫХ ОЗЕР
(НА ПРИМЕРЕ ГРУЗИИ)
Изучение многолетнего водного баланса озер и усовершенст-
вование методики расчета его составляющих является одной из ос-
новных задач современною озероведения. С решением этой важной
проблемы связано максимальное и рациональное использование
водных ресурсов естественных водоемов. С. В. Калеспик справед-
ливо указывает, что ...«представление о ресурсах озерной прес-
ной воды может основываться только па установлении (пока хотя
бы в первом приближении) суммарного водною баланса пресных
озер СССР» [4].
Если исследование водного баланса равнинных озер находится
в более пли менее удовлетворительном состоянии, то этого никак
нельзя сказать в отношении горных озер, что в основном обуслов-
лено особенное гимн их природных условий. Исключительное раз-
нообразие физико-географических условий горных стран (особенно
расположенных на средних и низких широтах), резко изменяю-
щихся с высотой, их сложное геологическое строение, оказываю-
щее сильное влияние па перераспределение стока, осложняют изу-
чение водного баланса горных озер.
При исследованиях водного баланса озер необходимо распола-
гать соответствующими гидрометеорологическими материалами
непосредственных наблюдений по основным составляющим водного
баланса (осадки, сток, испарение), которые применительно к гор-
ным озерам либо отсутствуют, либо имеются в недостаточном коли-
честве. Отсюда следует необходимость применения косвенных ме-
тодов расчета элементов водного баланса.
Количество воды, испарившейся с поверхности водоема, явля-
ется одним из основных компонентов уравнения водного баланса
водоема. Определение этого элемента водного баланса связано
с большими трудностями, особенно для горных стран.
Для определения величины испарения, как известно, существует
несколько различных методов, среди которых методы водного
баланса, теплового баланса, турбулентной диффузии и др. Мы не
считаем необходимым останавливаться па особенностях примене-
ния этих методов, укажем лишь, что при их использовании необ-
ходимо располагать материалами наблюдений за различными
гидрологическими и метеорологическими компонентами, отсутствие
которых, в особенности для горных районов, заставляет отказаться
от применения этих методов.
Наиболее надежно определение количества испарившейся воды
с поверхности озер достигается применением метода испарителей
или метода эмпирических формул.
Определение количества испарившейся воды с поверхности во-
доемов при помощи испари гелей опирается па применение метода
их водного баланса с тем условием, что все члены уравнения ба-
ланса определяются с большой точностью, чего можно добиться
только в искусственных условиях.
Уравнение водного баланса испарительного прибора в первом
приближении очень простое и состоит из трех членов:
E=MV+x,
в котором Е— величина испарения; AW— изменение уровня воды
в испарителе; х— количество осадков, выпавших на поверхность
испарителя, мм.
Необходимо помнить, что существуют большие различия между
метеорологическими, аэродинамическими и термическими усло-
виями воды в испарителе и водоеме, поэтому нельзя непосредст-
венно использовать данные испари гелей как прибрежных, гак и
плавучих для определения испарения с поверхности водоема.
В показания испарителей необходимо вводить соответствующие
поправки в виде коэффициентов.
В горных областях репрезен гативность испари гелей особенно
ограничена, так как испарение с водной поверхности резко меня-
ется с высотой. Поэтому для срсдпсториых и высокогорных озер
фактические данные ио испарению недостаточны пли полностью
отсутствуют.
Исходя из сказанного, для определения величины испарения
с поверхности озер вынуждены применять метод эмпирических
формул. Необходимо при этом заметить, что формулы выводятся
на основании анализа материалов наблюдений испарителей, кото-
рые в основном расположены в низкой части горных ст зап.
Величины испарения по известным эмпирическим формулам
(Б. Д. Зайкова, А. П. Браславского и 3. А. Викулиной, В. К. Да-
выдова и др.) получаются значительно заниженными по сравнению
с фактическими данными. Формула В. К. Гвахария [3], в основном
полученная иа основании анализа материалов испарителей по
Кавказу, дает более точные величины.
Эта формула имеет следующий вид:
Е=0,29/z (е0 - в200) (1 +0,22717200),
где Е— сумма испарения за п суток, мм; eQ—максимальная
упругость пара по температуре поверхности воды; е2оо—абсолют-
ная влажность воздуха на высоте 200 см; IV2оо — скорость ветра
па той же высоте.
При пользовании этой формулой необходимо располагать
фактическими данными по нескольким метеорологическим элемен-
там (температура воды и воздуха, скорость ветра и пр.). Отсутст-
вие в большинстве случаев данных по этим элементам затрудняет
применение формулы Iвахария для расчета испарения с поверх-
ности озер. Трудности заключаются и в том, что измерение ско-
рости ветра и влажности воздуха, в особенное!и для малых озер,
проводится па берегу, а не над водой, тогда как эти метеороло-
гические элементы имеют различные значения над сушей и водой.
Установление графической зависимости испарения с поверх-
ности водоемов от высоты считалось неосуществимым ввиду боль-
шой изменчивости морфометрии озер; однако необходимо учиты-
вать, чю степень трансформации упомянутых выше гидрометеоро-
логических элементов хотя и зависит oi размеров водоемов, по не
столь велика, чтобы мы должны были отказаться от установления
этой связи. Одной из основных причин этого является то обстоя-
тельство, чю с увеличением площади водоема изменение аргумен-
та, обусловливающих испарение, происходит с разным знаком,
вследс! вис чего в какой-то мере срабатывает естественный регу-
лятор, ставящий величину испарения вне зависимости от размеров
водоема. Эю явление имеет место, очевидно, па водоемах опреде-
ленных размеров. Отсюда следует, что возможность составления
карт годовых сумм испарения является реальной.
1 вахария [3] установил графическую связь между испарением
с поверхпости воды и высотой местности. На основании фактиче-
ского материала по испарению для горной части Кавказа им вы-
делено 37 типичных районов. По графикам для этих районов было
определено количество испаряющейся воды с поверхности водое-
мов, расположенных иа любой высоте над уровнем моря. Анализ
выявленных зависимостей и полученных по ним данных показал,
что опи вполне пригодны для расчета водного баланса водоемов,
так как суммарное испарение, определенное по этим графикам,
отклоняется от истинного пс более чем па ±10%, что является
вполне приемлемым.
Основным элементом водного баланса водоема является также
суммарный сток (поверхностный и подземный) с водосборного
бассейна. Для определения этого элемента необходимо распола-
гать гидрометрическими данными по притокам озера и материа-
лами наблюдений за подземными водами. Как известно, гидромет-
рических наблюдений за притоками горных озер в большинстве
случаев нет или имеются в ограниченном количестве. Материалы
же по подземному стоку почти полностью отсутствуют.
Если гидрометрических данных по стоку не имеется, то
мы вынуждены применять косвенные методы определения стока,
среди которых самым приемлемым, по нашему мнению, является
использование графической зависимости среднего годового стока
от средней взвешенной высоты водосборного бассейна. Как изве-
стно, эта зависимость устанавливается по фактическим гидрометри-
ческим данным и имеет региональный характер. Для Грузии, напри-
мер, Л. А. Владимировым [2] установлено 40 районов однозначной
зависимости среднего годового стока от средней взвешенной высоты
водосбора. По кривым связи можно определить с достаточной точ-
ностью средний годовой сток водосборов, не освещенных гидро-
метрическими показателями.
Отрицательной стороной этой методики является то, что она
не позволяет отделить подземную составляющую стока от поверх-
ностной, что в некоторых случаях имеет существенное значение
(в особенности для озер вулканических и карстовых областей, где
указанная зависимость часто нарушена подземным водообменом
между бассейнами).
Количество осадков, выпавших па поверхность озер, часто иг-
рает существенную роль в их водном балансе. 3iy величину опре-
деляют по данным метеостанций, расположенных вблизи изучае-
мых озер. Сравнительно небольшая площадь поверхности озер поз-
воляет рассчитать годовое количество осадков по данным одной
метеостанции. При наличии вблизи озер нескольких метеостанций
количество осадков определяется как средняя арифметическая ве-
личина.
При отсутствии данных по осадкам их годовое количество,
выпадающее на зеркало озер, с достаточной точностью можно
определить ио графику зависимости осадков от высоты местности.
Эта зависимость также имеет региональный характер. По зависи-
мости годового количества осадков от высоты Ш. II. Джавахиш-
вили в Грузии выделяет 13 районов.
В горных областях с достаточным или избыточным увлажне-
нием преобладают сточные озера. Для определения стока из
озер — основной составляющей расходной части водного баланса —
необходимо иметь соответствующие гидрометрические данные, при
отсутствии которых сток из озер определяется как остаточный
член уравнения водного баланса.
Применяя вышеизложенные moi оды и приемы исследования
элементов водного баланса, нами был подсчитан водный баланс
некоторых относительно крупных горных озер Грузии. Результаты
подсчетов приводятся в таблице.
Из приведенных в таблице озер фактическими гидрометеоро-
логическими данными наиболее полно обеспечено крупнейшее
озеро Грузии — Паравапи, по которому имеются данные по испа-
рению г, осадкам х и стоку из озера у\\ суммарный приток у опре-
делен по кривой связи среднего годового стока со средней высотой
бассейна. Как видно из таблицы, невязка баланса составляет
32,9% прихода. Очевидно, значительная часть стока с бассейна
оз. Паравани подземным путем уходит за его пределы, минуя чашу
озера, и принимает участие в формировании мощных Гапдзинских
родников, суммарный дебит которых более 1 м3/с.
Водный баланс некоторых озер Грузии
Озеро Табацкури гидрометеорологическими данными обеспе-
чено недостаточно. Годовое количество осадков определено по дан-
ным метеостанции, расположенной па берегу озера. Количество
испарившейся воды получено но кривой связи испарения с высо-
той местности. Суммарная приточпость также определена по кри-
вой зависимости стока от средней высоты водосбора. Невязка
водного баланса оз. Табацкури составляет большую часть прпхо ia
(78,1%). Дело в том, чю это озеро сточное (сток происходит только
подземным путем). Расход подземного потока, вытекающего из
озера, по нашим расчетам, составляет 1,09 м3/с. Очевидно, этот по-
ток питает мощные вулканические родники в ущелье р. Храмы к вос-
току от озера.
Невязка водного баланса других озер: Мадатапа, Хапчали и
Сагамо, которые вместе с озерами Параваны и Табацкури распо-
ложены на Джавахстском вулканическом нагорье (Южная Гру-
зия) и обеспечены гидрометеорологическими данными недоста-
точно, объясняется наличном положительного (оз. Сагамо) или
отрицательного (Хапчали, Мадатапа) водообмена с соседними бас-
сейнами.
Интересную картину дает подсчет водного баланса сравни-
тельно небольших озер — Базалегского и Келпстба. Первое рас-
положено па небольшой высоте (876 м) и имеет малую водосбор-
ную площадь (8 км2). Невязка водного баланса оз. Базалегского
составляет 45,1% прихода, что является годовым стоком неболь-
шого ручья, вытекающего из северо-западной части озера. При-
ближенный расход этого потока составляет 0,02—0,03 м3/с.
Второе озеро — Калистба — расположено па Кольском вулка-
ническом нагорье па высоте 2914 м над ур. м. Площади зеркала
и водосбора озера небольшие (соответственно 1,28 и 7,50 км2).
В водном балансе озера испарение с его поверхности играет не-
значительную роль — 3,2% прихода, остальная же часть (90,8%)
идет на сток из озера. 11 действительно, из озера берет начало
р. Ксапи, расход которой по приближенным данным составляет
около 0,5 м3/с.
В заключение следует отметить, что рассмотренная методика
расчета составляющих водного баланса горных озер с практиче-
ской точки зрения вполне приемлема.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Апхазава II. С. Исследование водного баланса озер Джавахетии.—
Тезисы докладов итоговой научной сессии Ин-та географии АИ ГрузССР.
Тбилиси, «Мсцнисреба», 1971, с. 23—24.
2. Владимиров Л. А. Средний сток рек Грузии. Тбилиси, «Мсцнисреба»,
1962. 121 с.
3. Г в а х а р и я В. К. Карта годовых сумм испарения с водной поверхности
водоемов Кавказа.— Тезисы докладов итоговой научной сессии Ин-та географии
АН ГрузССР Тбилиси, «Мсцнисреба», 1972, с. 29—30.
4. К а л е с н и к С. В. О некоторых задачах современного озероведения.—
«Водные ресурсы», 1973, № 1, с. 36—42.
В. Д. Красов
(Казахский филиал Гидропроекта, Алма-Ата)
РАСЧЕТ РЕЖИМА ИЛ И-БАЛХАШСКОЙ ВОДНОЙ
СИСТЕМЫ НА ПЕРСПЕКТИВУ
Озеро Балхаш — крупнейший бессточный водоем. Длина сто?
око.ю 600 км, ширина от 25 до 70 км, глубина от 5 (западная
часть) до 27 м (восточная часть), объем при современном уровне
около 120 км3, площадь зеркала около 18—19 тыс. км2. Озеро
состоит из двух частей: западной — пресноводной и восточной
со.тонова товодпой; соединяются они проливом Узуп-Арал. Запад-
ная часть оз. Балхаш является источником водоснабжения про-
мышленных предпрпя I ни и населенных пунктов 1 [рибалхашья.
Река Или, впадающая в западную часть озера, является его
основной питающей артерией, приносящей до 80% общего притока.
На р. Пли создана Капчагайская ГЭС с водохранилищем много-
летнего регулирования стока. Норма стока реки в створе Капча-
гайской ГЭС составляет 14,9 км3 при среднем расходе воды
(472 м3/с). При впадении в озеро р. Или образует обширную*
делыу площадью около 8 тыс. км2, являющуюся естественным ис-
пари! елем воды.
В многолетнем ходе уровня оз. Балхаш прослеживаются дли-
тельные фазы подъема и спада. Наивысший уровень озера за пе-
риод с 1879 г. оценивается отметкой 344,5 м, пашшзший 340,6 м.
Средний многолетний уровень равен 342,0 м. Более подробные
данные о многолетних колебаниях водного баланса и уровня
оз. Балхаш приведены в работе [2].
При принятой отметке НПУ, равной 485,0 м, Капчагайское во-
дохранилище имеет полный статический объем 28,14 км3, что
в 1,9 раза превышает норму годового стока. Полезная емкость при
сработке до отметки УМО 481,0 м равна 6,64 км3. Мертвый объем
водохранилища составляет 21,5 км3, или около полутора средне-
многолетних объемов стока.
Годовой объем полезной водоотдачи 95 %-пой обеспеченности5
(по числу бесперебойных лет) при дополнительных к современному
(1970 г.) уровню безвозвратных отъемах стока р. Или выше створа
ГЭС в размере 1,35 км3 в год равен 10,45 км3. Потери на испаре-
ние составляют 1,45 км3 в год.
Перекрытие р. Или в створе Капчагайской ГЭС состоялось
28—29/IX 1969 г. Интенсивное наполнение водохранилища нача-
лось в 1970 г. К концу 1972 г. уровень водохранилища достиг
отметки 472,2 м; в водохранилище к этому времени было накоп-
лено 10,5 км3 воды.
Уровень оз. Балхаш на конец 1969 г. (средний декабрьский)
составил 342,84 м, а на конец 1972 г. — 342, 5 м.
Осуществление водохозяйственных мероприятий (первоначаль-
ное наполнение Капчагайского водохранилища и планируемое па
перспективу развитие орошения) приведет к нарушению естествен-
ных балансовых соотношении в бассейне оз. Балхаш. При этом
Капчагапскос водохранилище и оз. Балхаш взаимодействуют как
составные элементы единой 1 Гпи-Балхашскои водной системы.
Режим работы Капчагайского водохранилища оказывает воздей-
ствие па гидрологические условия дельты р. Или, а также па
водный баланс и уровень оз. Балхаш. С другой стороны, необходи-
мость исключения отрицательных последствий для водопотребпте-
лей и водопользователей в дельте р. Пли и па оз. Балхаш сущест-
венным обра юм влияет па режим попусков из Капчагайского во-
дохранилища.
В течение ближайших лег состояние Пли-Ьалхашскоп водной
системы будет определяться главным образом первоначальным
наполнением Капчагайского водохранилища. Режим попусков из
последнего рекомендуется разрабатывать па каждый год с учетом
требований всех участников водохозяйственного комплекса (ирри-
гации, водоснабжения, животноводства, энергетики, ондатровод-
ства, рыбного хозяйства), иа основе тщательных наблюдений за
состоянием дельты р. Или и водно-солевым режимом оз. Балхаш.
Вместе с тем при обосновании состава и сроков осуществления
намечаемых в перспективе водохозяйственных мероприятий в бас-
сейне оз. Балхаш необходима оценка режима Капчагайского водо-
хранилища и оз. Балхаш за более длительные периоды (вплоть до
2000 г.).
По мере увеличения числа лет расчетного периода все большее
влияние на оценку режима Капчагайского водохранилища и
юз. Балхаш будет оказывать развитие ирригации. Орошение земель
приведет к возрастанию безвозвратного изъятия стока в бассейне
оз. Балхаш, к увеличению объема вымываемых солей с орошае-
мых массивов, что в свою очередь может вызвать более интенсив-
ное понижение уровня озера и увеличение минерализации его
воды.
С целью предотвращения возможных неблагоприятных для на-
родного хозяйства изменений в водно-солевом режиме озера
в схеме комплексного использования земельно-водных ресурсов
Или-Балхашского бассейна, разрабатываемой Казахским филиа-
лом Гидропроекта, рассматривается ряд мероприятий, основными
из которых являются:
— сооружение водовода из западного Балхаша для водоснаб-
жения промышленных предприятий и населенных пунктов Прибал-
хашья;
— сооружение перемычки со шлюзом для пропуска воды в про-
ливе Узун-Арал;
— переброска части стока р. Карагал в западный Балхаш;
— переброска в западный Балхаш стока рек из других бассей-
нов (в отдаленной перспективе).
В зависимости ог состава и сроков осуществления мероприятий
меняются и требования, предъявляемые со стороны нижнего бьефа
к режиму попусков из Капчагайского водохранилища.
В настоящей работе излагается методика расчета водного ре-
жима Капчагайского водохранилища и оз. Балхаш па перспективу,
учитывающая характер прямых и обратных связей в Нли-Балхаш-
CKOii системе.
На основании серии расчетов, проведенных с применением
ЭЦВМ Минск-22 по составленной автором программе [5, 10], в ра-
боте дается ориентировочная оценка режима Капчагайского водо-
хранилища и оз. Балхаш при осуществлении тех пли иных водо-
хозяйственных меропрпяI ни.
Наличие прямых и обратных связей в Или-Балхашской водной
системе налагает па Капчагайское водохранилище функции свое-
образного компенсатора. Взаимодействие водного режима Капча-
гайского водохранилища и оз. Балхаш осложняется наличием
потерь стока в дельте р. Пли, а также развитием орошения в бас-
сейне озера.
Одним из основных моментов предлагаемой методики расчета
является учет при определении объема попусков из Капчагайского
водохранилища водообмена между западным Балхашем (в даль-
нейшем— 3. Б.) и восточным Балхашем (в дальнейшем — В. Б.).
В ос । ествеииых условиях происходи г переток слабом иперал изо-
ванной воды из 3. Б. в В. Б. (в среднем около 2,5 км3 в год [2]).
Переток воды, согласно исследованиям Р. Д. Курдипа, следует
рассматривать как результирующую перемещении водных масс из
одной части озера в другую под действием избытка притока
в 3. Б. и сгонпо-пагоииых явлений. Благодаря наличию перетока
создастся противодействие поступлению более минерализованной
воды из В. Б. в 3. Б.
При отсутствии перетока или его уменьшении перепое водных
масс и результирующая солевого обмена могут быть направлены
из В. Б. в 3. Б., что приведет к увеличению минерализации воды
в 3. Б. При отсутствии перегораживающей озеро перемычки в про-
ливе Узун-Арал, исключающей влияние сгопно-нагоппых явлений,
или при наличии водосливной перемычки попуски из Капчагай-
ского водохранилища должны назначаться исходя из необходи-
мости поддержания перетока вод из 3. Б. в В. Б. в заданном объеме.
Излагаемая ниже схема расчета водного режима Или-Балхаш-
ской системы исходит из наличия хронологических последователь-
ностей объемов стока р. Или и рек, впадающих в восточную часть
юзера, а также безвозвратного изъятия стока, связанного с хозяй-
ственной деятельностью. В качестве аналога условий водности па
предстоящий период может быть использован сток n-летий, сфор-
мированных либо из фактического гидрологического ряда, либо из
моделируемого по одному из известных способов [9, 11, 12]. Авто-
ром составлена программа на ЭЦВМ Мипск-22 моделирования
гидрологических рядов с использованием стоковой модели, приве-
денной в работе [11].
Величину п направление перетока па оз. Балхаш и соответст-
вующий объем попусков из Капчагайского водохранилища в грани-
цах выделенных промежутков времени предлагается определять
с учетом колебаний водности рек, впадающих в В. Б. (расчет толь-
ко по средним многолетним стоковым условиям затушевывает
истинную картину водо- и солсобмспа).
Выведем расчетные соотношения для определения величины пе-
ретока воды по заданному притоку в 3. Б. и В. Б.
Пусть за некоторый промежуток времени уровень оз. Балхаш
изменился па величину Аг. Запишем уравнения водного баланса
отдельно для западной и восточной частей озера (без учета сгоппо-
пагопных явлений):
для западной части
V^3-CA.± 1Г11е1)=Л,Дг> (1)
для восточной части
^B-FH/zu±^1Iep=FBAz,
г io U'3, It7в — объем притока, км3; 117т.р— объем перетока, км3;
/?з, Л в— слои видимого испарения, м; F3, Fb— средняя площадь
водного зеркала при изменении уровня озера па величину Аг. Ин-
дексы «з» и «в» относятся соответственно к 3. Б. и В. Б. Знак плюс
означает переток воды из З.Б. в В. Б., знак
обратному направлению перетока.
Обозначим отношение —— через /ei, а ——
минус соответствует
через /г2 (здесь F —
(Средняя площадь всего озера). Тогда F3 = k\F и F^kzF. Проведя
некоторые преобразования, получим выражение связывающее
величину перетока с балансовыми и морфометрическими характе-
ристиками озера в его западной п восточной частях:
± V^IIep=/c2 И/ - kx W* - kxk,F(h3 - /zD). (3)
Аналогичным путем можно получить формулы для определения
величины и направления перетока, в которые входит площадь не
всего озера, а только его западной (или восточной) части:
। — tyF3(h3 — /?в)
- ^пер — 1 4-С2 ’
пер '
С1 ЦАз С1Fв (h3 — hI j,)
1 +
(5)
1 Получено совместно с А. II. Жирксвичем.
В формулах (4) п (5) Ct = —~Сг =
* и *3
Полученные выражения просты; с их помощью существенно об-
легчается алгоритмизация задачи п составление программы рас-
чета па ЭЦВМ.
Из выражений (3) — (5) можно получить величину притока
в 3. Б., обеспечивающего балансовое равновесие между обеими ча-
стями озера (при U/nep = 0) или переток воды в заданном объеме
(при И/Пер¥=0).
При отсутствии перемычки в проливе Узуи-Арал попуск из Кап-
чагайского водохранилища Же ап может быть определен по балан-
совому выражению
- ^д+ Ж>р,
(6)
где U д — приток к вершине дельты р. Или; IFop— безвозвратные
отъемы стока р. Или па орошение ниже створа Капчаганекой ГЭС.
Величина определяется но зависимости И^д=/’(1^), гДе
W'—объем стока р. Или в 3. Б., необходимый для создания задан-
ного перетока воды из 3. Б. в В. Б. Отмстим, что IV'7 =U'a—W3. п,
где п — подземный приток в З.Б. Аналогично W' = WB — WB. п,
где II • и IFB. „ — поверхностный и подземный приток в В. Б.
Для облегчения массовых расчетов нами построены помо-
граммы, связывающие между собой сток восточных притоков oiep
и величину перетока, приток в западную часть озера, приток к вер-
шине дельты р. Или и объем попуска из Капчагайского водохрани-
лища. Одна из таких номограмм представлена на рис. 1 (для годо-
вых интервалов). При ее нос троении принимались следующие ис-
ходные данные (по проработкам Казфилпала Гидроироекта к схеме
Или-Балхашско!о бассейна): норма испарения с водной поверхно-
сти оз. Балхаш 1020 мм, норма осадков 154 мм, превышение испа-
рения с водной поверхности 3. Б. над испарением с В. Б. 18G мм.
Значения элементов водного баланса Капчагайского водохрани-
лища и оз. Балхаш на номограмме выражены в км3. Связь между
стоком р. Или в вершине се дельты и стоком, поступающим в З.Б.,
построена па основании зависимости потерь в дельте для естествен
ных условий и при регулировании стока, приведенной в работе [2].
Из рассмотрения номограммы видно, что изменение перетока
воды на 0,5 км3 при одном и том же стоке восточных притоков вы-
зывает изменение стока, поступающего в 3. Б., на 1,2 км3, т. е.
в 2,1 раза. Изменение стока восточных притоков на 1,0 км3 соответ-
ствует при фиксированном перетоке изменению стока, поступаю-
щего в 3. Б., на 1,5 км3, т. е. в 1,5 раза. Увеличение подаваемого
в 3. Б. стока р. Или на 1,0 км3 требует увеличения стока в вершине
дельты и соответственно объема попусков из Капчагайского водо-
хранилища при естественных потерях в дельте па величину от 1,1
до 2,0 км3, а при потерях в дельте в условиях регулирования
стока — на 1,4 км3.
Выражение (6) отвечает случаям, для которых справедливо со-
отношение: где U7*— гарантированный объем попусков
в дельту р. Или. Такие случаи имеют место в условиях повышенной
водности рек, впадающих в В. Б.
Для случаев, удовлетворяющих условию объем попу-
ска из Капчагайского водохранилища определяется по выражению
(7)
1 — естественный режим потерь стока в дельте р. Или; 2 — режим по-
терь стока в дельте р. Или при осуществлении на ее территории водо-
хозяйственных мсроприят ий.
Соотношение (7) отражает маловодные стоковые условия по во-
сточным притокам.
После определения величины необходимого попуска расчет уро-
вня Капчагайского водохранилища производится календарным ме-
тодом, путем решения способом подбора (с заданной точностью в)
уравнения водного баланса для выделенных интервалов вре-
мени.
Как показывает анализ, существует зависимость между величи-
ной притока в З.Б., обеспечивающего заданный объем перетока,
и отметкой уровня озера. Так, например, разность в годовых объ-
емах IF' для отметок 343,0 и 342,0 м может достигать 0,24-0,3 км3,
а для отметок 342,5 и 340,0 м — 0,44-0,5 км3.
Годовая расчетная амплитуда изменения уровня оз. Балхаш
может составлять 0,3 м. При определении попуска из Капчагай-
ского водохранилища на предстоящий год уровень озера на конец
года неизвестен. Устанавливая величину IF' по начальной отметке
уровня оз. Балхаш и переходя к объему попуска из Капчагайского
водохранилища, мы допускаем ошибку в определении величины
попуска п уровня водохранилища. Ошибка в определении уровня
за год может составить 0,14-0,2 м.
В связи со сказанным, наиболее точный прием заключается
в установлении попуска из Капчагайского водохранилища за дан-
ный интервал времени одновременно с определением уровня
оз. Балхаш. Объем попуска находится методом итерации до выпол-
нения с точностью Bi условия
I W& - (8)
где т — порядковый номер итерации.
Во многих случаях с достаточной для практики точностью ока-
зывается возможным упростить расчет водного режима Илн-Бал-
хашской водной системы. Схему упрощенного расчета можно раз-
бить па три этана. Вначале с использованием номограммы (см.
рис. 1) при вероятной средней отметке уровня оз. Балхаш за рас-
четный период определяются в первом приближении необходимые
попуски из Капчагайского водохранилища за весь расчетный пе-
риод. Затем проводятся расчеты регулирования стока Канчагаи-
скпм водохранилищем и па этой основе корректируются попуски
из пего и приток в 3. Б. В заключение определяется суммарный при-
ток к оз. Балхаш и проводится расчет его уровня. Метод расчета
уровня оз. Балхаш (аналогично Капчаганскому водохранилищу)
заключается в поиптервалыюм решении подбором с заданной точ-
ностью уравнения водного баланса озера.
Сохранение определенного перетока воды из 3. Б. в В. Б. за
счет попусков из Капчагайского водохранилища может быть пред-
усмотрено и в варианте наличия перемычки в проливе Узун-Арал,
имеющей шлюз для пропуска воды. Однако в этом случае вели-
чина перетока связана не с водностью восточных притоков, а с не-
обходимостью поддержания благоприятного солевого режима
в 3. Б.
В ряде вариантов развития Или-Балхашской водной системы
(без перемычки в проливе Узун-Арал) может быть поставлена за-
дача поддержания отметки уровня оз. Балхаш на ниже задан-
ной. В этом случае в зависимости от темпов развития орошения
в бассейне оз. Балхаш на Капчагайское водохранилище могут быть
возложены функции:
1) поддерживать уровень озера z на отметках не ниже г*; одно-
временно попусками из водохранилища обеспечивается заданный
объем перетока из З.Б в В. Б., гарантированная водоподача
в дельту р. Пли н развитие орошения па Акдалинском массиве;
2) поддерживать заданный переток, гарантированный попуск
в дельту р. Или и развитие орошения па Акдалинском массиве; не-
обходимая отметка уровня озера обеспечивается за счет стока, при-
влекаемого из других бассейнов;
3) обеспечивать только водоподачу в дельту р. Или п водопо-
трсблепие Акдалинского массива; поддержание перетока и задан-
ной отметки озера осуществляется за счет привлечения дополни-
тельного стока.
В первом варианте необходимый попуск из Капчагайского водо-
хранилища за данный интервал времени находится методом ите-
раций. Расчет по каждой итерации включает проверку заданных
условий по всем створам от Капчагайского водохранилища до
оз. Балхаш. В конце цепочки створов вычисляется величина Az* =
=z— z*. При z\z*^O, а также Az<0 и |Аг|^е2 (где к2— точ-
ность сравнения) осуществляется переход к расчету для следую-
щего интервала времени. При Аг<0 и |Az| >в2 попуск из водохра-
нилища корректируется и расчет вновь повторяется по всем
створам до тех нор, пока не будет удовлетворяться условие
I V =^С2.
Тот пли иной режим работы Капчагайского водохранилища на-
ряду с другими факторами обусловливает состав и время осущест-
вления дополнительных мероприятий, а также объем привлекаемого
стока в случае его переброски из других бассейнов. При расчете
режима Плп-Бал хашской системы необходимо учитывать ограниче-
ния, которые могут быть на южепы па режим работы Капчагай-
ского водохранилища: по мертвому объему, по технически возмож-
ному горизонту сработки, по ограничению сработки в период пер-
воначального наполнения и т. д.
При сооружении глухой перемычки в проливе Узун-Арал (в дан-
ной работе мы пс останавливаемся па ее экономической эффектив-
ности) необходимость в поддержании перетока из З.Б. в В. Б. для
исключения влияния сгоппо-нагоипых явлений па минерализацию
воды 3. Б. отпадает.
Капчагайское водохранилище может работать в двух режи-
мах:
1) обеспечивать гарантированную водоподачу в дельту р. Пли
и водопотребление Акдалинского массива. Попуски из водохрани-
лища в этом случае определяются по соотношению (7);
2) одновременно с выполнением функций, перечисленных в и. 1,
поддерживать уровень 3. Б. на отметках нс ниже заданной. В этом
случае попуски из водохранилища находятся методом итераций пу-
тем анализа условий регулирования по всей цепи створов, от Кап-
чагайского водохранилища до 3. Б., аналогично рассмотренному
выше в варианте поддержания заданной отметки для озера в це-
лом.
На основании серии расчетов, проведенных по изложенной ме-
тодике, можно сделать некоторые практические выводы.
Использование Капчагайского водохранилища как компенса-
тора Пли-Балхашской водной системы приводит к продолжитель-
ным срокам (jp наполнения. При ограничении безвозвратного
изъятия стока на орошение современным уровнем и сохранении
естественного режима потерь стока в дельте р. Или для случая отсут-
Рис. 2. Зависимость продолжительности наполнения Канчага i-
ского водохранилища от объема попусков в нижний бьеф ГЭС.
а—до ргмсткн 180 м (/ — Р = 10%, 2 —Р=25%, 3 — Р=50%; б — до отметки
ППУ=485 м (; — Г ==75%, 5 —Р=90%).
ствия перемычки в проливе Узун-Арал (на оз. Балхаш) Капча-
гайское водохранилище в зависимости ог условии водности может
быть наполнено до отметки 480 м (рекомендованной по оз. Бал-
хаш в качество первоочередной) за 54-13 лет. Возрастание без-
возвратного изъятия стока на перспективу в связи с развитием
орошения ( к 1985 г. 1,2 км3 — выше створа Капчагайской ГЭС и
0,7 км3 — ниже створа) вызывает увеличение продолжительности
наполнения водохранилища до отметки 480 м до 64-18 лет. Капча-
гайское водохранилище за 8—10 лет в интервале обеспеченностей
притока /7=10-90% может быть наполнено до отметки 480 м при
объеме попусков 104-13 км3, в средних условиях водности -
при объеме попусков И—11,5 км3 (рис. 2). Предельный объем
попусков, при котором водохранилище наполняется до НПУ за
15 лет, составляет в зависимости от условий водности от 10,5 до
12,5 км3, а для средних условий стока — около 11,2 км3.
К концу первоначального наполнения Капчагайского водохра-
нилища при ограничении безвозвратного изъятия стока современ-
ным объемом уровень оз. Балхаш понизится примерно до отметки
341,0 м (рис. 3). Понижение уровня озера только за счет водохра-
нилища оценивается величиной около 1,0 м. Под влиянием только
потерь па испарение с поверхности Капчагайского водохранилища
оз. Балхаш приобретает новый уровень равновесия — 341,0 м. До-
Рпс. 3. Хот уровнен Капчагайского водохранилища (/) п оз. Балхаш z (2)
па перспективу.
а — при естественном режиме потерь стока в дельте р Или (современный этап без-
возвратного изъятия сТока); б—то же, при безвозвратном изъятии стока па уровне
1985 г.; в — оз. Балхаш при повышенных потерях в дельте р. Пли (современный этап
безвозвратного изъятия); г — оз Балхаш в естественном режиме, без Капчагайской
ГЭС.
полпителыюе к современному состоянию безвозвратное изъятие
стока, связанное с развитием орошения или увеличением потерь
стока в дельте р. Пли, в сочетании с наполнением Капчагайского
водохранилища приведет к понижению уровня оз. Балхаш ниже
отметки 341,0 м и к увеличению минерализации воды в западной
части озера сверх допустимых пределов. В связи с этим должна
быть решена проблема гарантированного водоснабжения промыш-
ленных предприятий и населенных пунктов Прибалхашья и най-
ден оптимальный уровенный и солевой режим озера.
Останавливаясь на путях дальнейших исследований, следует
подчеркнуть, что оценка режима Или-Балхашской водной системы
на перспективу теснейшим образом связана с целым комплексом
вопросов: изучением потерь стока в дельтах рек, уточнением со-
ставляющих водного и солевого балансов оз. Балхаш, исследова-
нием режима возвратных вод и солевого стока с орошаемых мас-
сивов, изучением водного баланса Капчагайского водохранилища
и др. Раскрытие природных закономерностей в Или-Балхашской
водной системе позволит более обоснованно подходить к опреде-
лению состава п сроков осуществления намечаемых на перспективу
водохозяйственных мероприятий. Из сказанного вытекает необхо-
димость разработки методики расчета режима Или-Балхашской
системы, учитывающей динамику ее развития и отражающей гид-
ролого-водохозяйственный, гидрохимический и экономический ас-
пекты проблемы. В наиболее общей постановке рассматриваемая
задача может быть сформулирована как задача оптимизации раз-
вития всей Или-Балхашской водной системы.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Голубцов В. В., Морозова О. А. Прогноз изменения уровня
Аральского моря на ближайшие десятилетия.— «Тр. КазНИГМП», 1972, вып. 14,
с 105—123.
2. Гугли й И. В., Красой В. Д. Об условиях перехода водохранилищ
многолетнего регулирования стока на режим нормальной эксплуатации.— «Тр.
Гидронроекта», 1972, вып. 26, с. 11—47.
3. Жирке вич В. II. Водный баланс озера Балхаш и перспективы его
изменений в связи с использованием водных ресурсов Или-Балхашского бас-
сейна.—«Тр. КазППГМП», 1972, вып. 11, с. 140—168.
4 Крицкий С. IL, М с и к е л ь М. Ф. Расчет многолетнего регулирования
речного стока с учетом коррелятивной связи между стоком смежных лег.—
«Проблемы регулирования речного стока», 1959, № 8, с. 5—36
5. Крисов В. Д. Расчет режима первоначального наполнения водохра-
нилищ многолетнего pei улироваппя на ЭВМ.— В кн.: Мат-лы респ, совет, по
разработке и внедрению АСА па пром, предприятиях и ио применению вычис-
лит техники в планировании и управлении народным хозяйством Алма-Ата,
1970, с. 93—96.
6. Кра сов В. Д. Некоторые вопросы расчета первоначального наполнения
Капчагайского водохранилища и водною режима оз. Балхаш на перспективу. —
Тезисы докладов и сообщ. па II науч.-техн конф. Гидронроекта. М, 1972,
с. 191 193.
7. К у р Д и и Р. Д. О вековых колебаниях уровня оз. Балхаш.— «Сб. работ
Алма-Атинской ГМО», 1969, вып. 4, с. 38—46.
8. К у р д и п Р. Д., Мельничуков а Е. Г., Мирошниченко С. II.
О водном балансе оз. Балхаш.— «Сб. работ Алма-Атинской ГМО», 1969, вып. 4,
с. 17—76.
9. Р с з и и к о в с к и й А. III. [и др.]. Водноэпсргстпческис расчеты методом
Монте-Карло. М., «Энергия», 1969. 303 с.
10. Рубцова Ж. А., Кра со в В. Д., Жиркевич А. II. Использование
ЭЦВМ в Казахском филиале Гидронроекта.— В кн.: Мат-лы к симпозиуму «При-
менение электронно-вычислительных машин для решения задач, связанных с на-
учными исследованиями, проектированием, строительством и эксплуатацией
гидросооружений ГЭС». Л., «Энергия», 1973. 11 с.
11. Р а т к о в п ч Д. Я. Стохастическая модель колебаний годового стока
рек.— «Водные ресурсы», 1972, № I, с. 52—94.
12. Сванидзе Г. Г. Основы расчета регулирования речного стока мето-
дом Монте-Карло. Тбилиси, «Мсцнисреба», 1964. 271 с.
13. Тарасов М. II. Гидрохимия оз. Балхаш. М., Изд. АП СССР, 1961.
226 с.
Р. Д. Курдин
(КазПИГМИ, Алма-Ата)
О ВЕКОВЫХ КОЛЕБАНИЯХ УРОВНЯ ВОДЫ КРУПНЫХ
ЕСТЕСТВЕННЫХ ВОДОЕМОВ КАЗАХСТАНА
И СРЕДНЕЙ АЗИИ
Сопоставление озер зоны достаточного увлажнения умеренных
широт и озер зоны недостаточного увлажнения более южных ши-
рот дает возможность выявить существенные отличия в их вод-
ном режиме, обусловленные различием климатических условии.
В первой зоне водный баланс территории положителен — слой
осадков превышает слои испарения, а изменчивость речного стока
невелика. Озера здесь, как правило, являются проточными, что
обеспечивает регулирование уровня воды. Сочетание относительно
малой изменчивости климата с проточностью озер обусловливает
относительно малый размер многолетних и вековых колебаний
уровня воды, амплитуда которых сопоставима с амплитудой внут-
ригодовых колебаний.
Во в юрой зоне водный баланс террп тории (за исключением
горных районов) отрицателен — слой испарения превышает слой
осадков, изменчивость речного стока существенно выше, а озера,
как правило, являются бессточными или периодически сточными.
Сочетание огиосителыю высокой изменчивости элементов кли-
мата с бессточностыо озер обусловливает большой размах колеба-
ний уровня даже на крупных водоемах. Амплитуда вековых коле-
бании па порядок превышает амплитуду внутригодовых колебаний.
Само существование постоянных (не пересыхающих) озер
в этой зоне возможно либо при наличии достаточно существенного
грунтового питания (малые озера), либо при поступлении поверх-
ностного притока из горных областей. Наличие избыточного стока
поверхностных и подземных вод в крупные замкнутые впадины
тектонического происхождения в нредгориой зоне и межгорных
прогибах горных систем, протянувшихся вдоль южных границ
СССР, обусловило существование таких бессточных водоемов, как
Балхаш, Алаколь (юго-восточный Казахстан), Иссык-Куль и
Аральское море.
Эти водоемы различаются по своим размерам, глубине, форме
котловин и высотному положению (см. таблицу). Основными эле-
ментами водного баланса этих озер (кроме Иссык-Куля) явля-
ются поверхностный приток и испарение. На озерах Иссык-Куль
и Алаколь, расположенных в межгорных впадинах, подземный
приток и атмосферные осадки играют сопоставимую с поверхност-
ным стоком (Алаколь) или даже доминирующую (Иссык-Куль)
роль. При этом изменчивость подземного притока на указанных
озерах весьма значительна, а время добегапия от мест формирова-
ния (конусы выноса рек при выходе в котловину) до озера не пре-
вышает 1—3 лет.
Таблица
Морфологические характеристики озер Алаколь, Балхаш, Иссык-Куль
и Аральского моря (по данным на 1969 г.)
Во 1,0см Высота у pc за во- ды, м I I.ioiiia дь водосбора, км2 Площадь водного зеркала, км2 Объем воды, км3 Наиболь- шая глу- бина, м Показатель (}>ормы котло- вины т
Иссык-Куль . . . 1607,5 21 540 6 206 1732 702 2,50
Алаколь .... 318,1 68 700 2 700 60 55 2,48
Балхаш 342.7 413 000 19 659 119 27 4.45
Арал скос морс . 51.3 59 913 946 66 4,18
Приме ча п и наибольшая глубин <й^Д|апб о if е. /// =—. Iде <0 — площадь водного зеркала, км2; II— а, м; V — объем воды, млн. м3.
На берегах и па дпе этих водоемов имеются многочисленные
следы (абразионные уступы и пиши на крутых склонах, волпопри-
боиные валы на пологих берегах) стояния уровня воды па 5 —10 м
(и более) выше и пиже современного уреза.
На дпе прибрежной зоны оз. Иссык-Куль обнаружены остатки
строений и многочисленные археологические находки.
Геологи и геоморфологи, исследовавшие эти следы па Бал-
хаше, Алаколе [10, 13], Иссык-Куле [3, 17] и Арале [ 2, 4], как пра-
вило, относят их либо к четвертичным оледенениям и межледни-
ковым периодам, либо связывают с современными тектоническими
перемещениями. При этом игнорируется роль климатических фак-
торов и преувеличивается роль тектонических. Авторам указанных
исследований представляется, что в историческую эпоху, климат
которой существенно не изменялся, подобный размах колебаний
уровня, определяемый по следам, невозможен.
Между тем, исследования автора на озерах Алаколь и Бал-
хаш, а также исследования А. В. Мишиной [12], 3. В. Алешипской,
Л. Г. Бондарева [1] и Ю. П. Ключарева [5] па оз. Иссык-Куль по-
казали, что отмеченные следы в действительности относятся к по-
следнему тысячелетию. Эти выводы сделаны на основании комп-
лексного анализа современных гидрометеорологических данных,
7*
исторических и геоморфологических материалов с учетом степени
тектонической нарушенное™ следов прошлых уровней.
Приведем и рассмотрим полученные данные по конкретным
водоемам.
Согласно подтвержденным нами исследованиям А. В. Шнитни-
кова [6, 14, 16], после низкого стояния уровня оз. Алаколь в сере*
Рис. 1. Вековой ход уровней! воды озер Иссык-Куль (а), Ала-
коль (б), Балхаш (в) и Аральского моря (г).
1 — наблюденные значения уровней; 2 — восстановленные или гипотетиче-
ские их значения.
дине или конце первого тысячелетия пашен эры (наинизшая от-
метка 332 м) в XIII—XVIII вв. уровень повысился до отметки
352—357 м. При этом происходило слияние Алакольских озер
(Кошкарколь, Сасыколь, Алаколь и множества малых озер) и пе-
релив в оз. Балхаш (XIII—XV вв.). Амплитуда многовековых ко-
лебаний здесь достигает 20—25 м. Помимо указанного многовеко-
вого цикла имеют место четко выраженные впутривековые циклы
с периодом 50—60 лет и амплитудой 5—7 м (рис. 1), осложняемые
неправильными 2—7-летними колебаниями.
Общий характер колебании уровня на оз. Балхаш тот же, что
н на оз. Алаколь [7], но амплитуда их вдвое меньше. Многовеко-
вая амплитуда составляет 10—14 м, амплитуда внутривекового
цикла 2—4 м. Максимумы внутрпвековых циклов на оз. Балхаш
наблюдаются па 8—10 лет раньше, чем па оз. Алаколь. Сущест-
венную роль в колебании водного баланса и уровня Балхаша иг-
рает динамика дельты р. Или.
Иа основании проведенных исследований [1, 5, 12, 15] можно
представить следующую обобщенную картину колебаний уровня
воды в оз. Иссык-Куль. В II—I вв. до и. э. и в XVT—XVIII вв.
и. э. в многовековом ходе имели место периоды высоких уровней
с отметками до 1618—1621 м, а в IV—XV вв.— периоды низких
уровней с наименьшей отметкой около 1596 м. Mnoi овековая ам-
плитуда составляет 22—25 м. В ходе уровня прослеживаются 50
60-летппс внутрпвековые циклы, согласующиеся ио периодам
1905—1909 и 1956—1966 гг. с максимумами на озерах Балхаш и
Алаколь. Амплитуда этих циклов па оз. Иссык-Куль значительно
меньше, а сами циклы развиваются соответственно величинам
уровня, восстановленным с 1970 г. Ключаревым [5] па фоне общего
спада (см. рис. 1).
Противоположные мнения высказываются различными авто-
рами по вопросу о прошлых связях между оз. Иссык-Куль и р. Чу
и их роли в вековом ходе уровня озера [1, 3, 5, 17]. В частности,
одни авторы считают, что сохранившееся между озером и р. Чу
сухое русло Кугемалды свидетельствует о впадении в недавнем
прошлом р. Чу в озеро. Другие утверждают, что по этой протоке,
наоборот, осуществлялся сток из озера в р. Чу. Иаше рекогно-
сцировочное обследование западного побережья оз. Иссык-Куль
протоки Кутемалды п прилегающего участка долины р. Чу летом
1970 г. позволило сделать следующие выводы:
1) р. Чу не впадала в озеро по уроч. Акулой или, тем более,
по уроч. Учкудук но крайней мерс в течение последнего тысяче-
летня;
2) при отметках уровня озера 1618—1621 м и несколько более
низких должен был происходить сток в р. Чу, что согласуется
с историческими данными, приведенными в работах [1, 15].
С 1780 г. уровни Аральского моря в общих чертах прослежены
достаточно достоверно Л. С. Бергом, Б. Д. Зайковым, М. М. Ро-
говым, А. В. Шпнтпиковым, В. II. Львовым [2, 11, 16]. В отноше-
нии более ранних периодов мнения расходятся в связи с дискус-
сией о роли перетока из дельты р. Амударьи в Сарыкамышскую
впадину и далее по Узбою. Шпнтников считает [14, 16], что в Са-
рыкамыш сбрасывались избыточные воды Аральского моря (через
подпертую дельту) и, следовательно, периоды стока в Сарыкамыш
соответствовали высокому стоянию уровня Арала. А. С. Кесь [4]
высказала противоположное мнение: в Сарыкамыш сбрасывались
воды р. Амударьи в результате береговых прорывов, поступление
воды в Аральское море резко уменьшалось и, следовательно, пе-
риоды стока в Сарыкамыш соответствовали низкому стоянию
уровня Арала. На рис. 1 положение уровня Аральского моря
в XVII в. отражает мнение Шпитппкова.
Наивысший уровень Арала за 1780—1970 гг. составляет 53,45 м
(1933 г.), наинизший — 50,66 м (1824 г.), амплитуда равна 3,4 м.
По определениям Кесь [4] и Львова [12], в более отдаленном прош-
лом (древнеаральская трансгрессия) уровень Аральского моря до-
стигал отметки 56—57 м (5—6 м над его средним уровнем за
1912—1960 гг.). По аналогии с ранее рассмотренными озерами ее
можно отнести к многовековому максимуму XIII—XVII вв.
Если учесть близкое к срединному (по отношению к многовеко-
вому циклу) положение уровня Арала за 1912—1960 гг., то мак-
симуму па отметках 56—57 м должен соответствовать приблизи-
тельно равновесный минимум (5—6 м ниже уровня 1912—1970 гг.),
следы которого, возможно, будут обнаружены на дне моря. Соот-
ветственно общую амплитуду уровня Аральского моря за истори-
ческий период можно оценить в 10—12 м.
За период наблюдений, когда уровень моря стоял высоко,
с колебаниями около 1 м, выявлено наличие 5-6-, 10 -12- и 20—
24-лотпей солнечно-обусловленной цикличности.
Полученный масштаб колебаний уровня рассматриваемых во-
доемов определен по тектонически ненарушенным или почти нена-
рушенным следам, что вместе с историческими данными позволяет
отнести его к последнему тысячелетию. Этот масштаб па поря-
док превосходит масштаб тектонических перемещений за тысяче-
летне. При этом следует иметь в виду, что па крупных водоемах
современные тектонические перемещения носят локальный харак-
тер и нередко имеют па разных участках противоположный знак.
Поэтому опп могут сильно изменять высотное положение древних
уровней (за несколько тысячелетий пли десятков тысяч лет), но
не самого уровня воды. Для существенного изменения последнего
необходимо либо радикальное изменение размеров озерной котло-
вины, либо поднятие (опускание) всей котловины.
Из изложенного можно сделать вывод о том, что основной
причиной описанных колебаний уровня водоемов являются цикличе-
ские колебания современного климата, причины которых рассмот-
рены в работах [9, И, 16]. Реальность климатической обусловлен-
ности и полученного масштаба колебании уровня озер подтвержда-
ется данными гидрометеорологических наблюдении за последние
десятилетия. Так, уровень оз. Иссык-Куль за 1911 —1970 гг. упал
на 3,2 м, а уровень оз. Алаколь за 1946—1973 гг. (27 лет) под-
нялся па 8 м.
Заметим, что в 1940 годах, когда уровень оз. Алаколь нахо-
дился па отметке 342 м, геологи и геоморфологи, обследовавшие
это озеро [10, 13], полностью исключали возможность в историче-
ский период слияния Алакольских озер (отметка 351 м) и тем бо-
лее перелива в оз. Балхаш (355 м), отмеченное в исторических
источниках соответственно в XVIII и XIII вв. Им представлялось
невозможным, чтобы уровень такого крупного озера мог пони-
зиться на Эмс 1750-х годов, или па 13 м с XVII в. Между тем,,
в 1973 г. уровень оз. Алаколь превысил отметку 350 м и до от-
метки слияния озер остался лишь 1 м.
Котловины крупных бессточных озер способны вмещать запасы
воды многих лет, поэтому их уровень, в отличие от уровня про-
точных озер, интегрирует годовые приращения результирующей
водного баланса. Это резко усиливает тенденции изменения фоно-
вых значений элементов водного баланса, которые обусловлены
внутривековымп, вековыми и многовековыми циклами общей ув-
лажненности бассейна (рис. 2).
Проведенный нами анализ структуры впутрпвековых циклов
показал, что фазы спада и подъема впутрпвековых циклов на
Qm3/c
cv
о -
-20 -
-40 -
-60 -
Нем
-1500
-100 1-1300
1100
900
700
1935 1940 1945 1950 1955 1960 1965 1970
Рис. 2. Многолетний ход стока р. Тептск в дифференциальной (/) и ин-
тегральной (2) формах п уровня оз. Алаколь (3).
озерах Алаколь (амплитуда за фазу 5—8 м) и Балхаш (2—4 м)
обусловлены изменением фоновых значений поверхностного при-
тока и слоя видимого испарения па 10—15% за фазу (с противо-
положным знаком, чго дает суммарный эффект 20—30%) или па
5—7% по отношению к норме за полный цикл. В многовековом
цикле общей увлажненности колебания климата и водного баланса
озер имеют, естественно, больший размах.
Как видно из рис. 1, полученный ход уровней в целом согла-
суется с разработанной Шпитниковым теорией многовековых
(1800—1900-летних) колебаний общей увлажненности материка,
согласно которой последний максимум увлажненности многовеко-
вого цикла имел место в XV—XVII вв., а XIX—XX и последующие
столетия относятся к фазе спада этого цикла. Несколько своеоб-
разно ведет себя уровень оз. Иссык-Куль (продолжительный спад
в течение около 200 лет) и Аральского моря (высокое стояние
в XX вв.). Существенно различаются период и амплитуда колебаний.
Эти различия связаны с различием климатических условий,
морфометрией котловин и особенностями водного баланса озер.
Резкие различия амплитуды колебаний (см. таблицу) прежде
всего связаны с формой озерных котловин, которая определяет
роль реактивного фактора (регулирование водного баланса и
уровня). На Иссык-Куле и Алаколе, размещающихся в котлови-
нах с крутыми склонами, амплитуда многовековых колебаний со-
ставляет 20—25 м; па Балхаше и Аральском море, имеющих кот-
ловины с пологими склонами и большой площадью мелководных
зон,— 10—12 м. С формой котловины связана и длина периода
циклов (при прочих равных условиях на мелководных водоемах
уровень равновесия в многоводные или маловодные фазы устанав-
ливается быстрее п длина циклов соответственно короче).
Существенную роль в водном балансе и режиме оз. Балхаш и
в мспыпен мере Аральскою моря играют дельты главных при-
токов (рек Или, Амударьи). В историческом прошлом па уровень
оз. Иссык-Куль оказывала влияние их периодическая проточность.
Перечисленные факторы могут обусловливать существенные
различия в колебании уровня озер даже внутри одного климати-
ческого района. На рассматриваемой территории климатические
условия неодинаковы (в частности, реакция па ход солнечной ак-
тивности и преобладание тех или иных форм циркуляции атмо-
сферы) .
Указанный выше масштаб вековых и впутривековых цикличе-
ских колебании уровня вызывает огромные изменения в очер-
таниях, размерах и жпзин водоемов рассматриваемой зоны.
На фазе подъема, как это неоднократно отмечалось ранее, солоно-
ватые бесе точные водоемы превращаются в проточные пресные,
вновь наполняются пересохшие озера, происходит слияние многих
озер с соседними. На фазе спада имеет место обратная картина.
Даже па таких крупных озерах, как Арал, Балхаш и Алаколь,
береговая пиши в ходе вековых колебаний на низменных участ-
ках перемещается па десятки километров. Пример подобных из-
менений приведен па рис. 3.
Изменение уровня в ходе указанных колебаний приводит к из-
менению средней глубины и формы водоемов, длины разгона ветра
и волнения. Соответствен по изменяются амплитуда многолетних
и сезонных колебаний уровня, условия прогревания водоемов и
льдообразования, режим волнения, сгонно-пагоппых колебании и
течении, т. е. практически изменяются все характеристики гидро-
логического и гидрохимического режима. Соответствующим обра-
зом изменяется и жизнь в водоемах, в том числе условия воспро-
изводства рыбы.
Периодическое затопление и осушение обширных прибрежных
зон вследствие перемещения береговой линии воздействует на
климатические условия, почвы, растительность и животный мир
окружающей местности.
Циклические колебания уровня обусловливают отсутствие
у водоемов рассматриваемой зоны профиля равновесия озерного
берега н определяют перманентно-циклический характер динамики
берегов. На оз. Алаколь, например, скорость размыва абразион-
ных уступов па фазе подъема виутривекового цикла в отдельных
случаях достигает 30—40 м в год, что соответствует скорости пе-
реработки берегов водохранилищ в первые годы их наполнения [8].
Указанные колебания уровня необходимо учитывать при про-
Рпс. 3. Очертания Алакольских озер в различные фазы веко-
вого хода уровня воды.
1 — 1960-е годы, 2— 1750-е годы, 3 — 1840-е годы; 4 — острова в 1960-х
годах, 5 — острова в 1750-х годах.
ектпроваппи различных объектов и долгосрочном планировании
народного хозяйства (затопление населенных пунктов и других
объектов, обсыхание причалов и водозаборов, ухудшение качества
воды). Отсутствие учета виутривековых и вековых колебаний на-
носит серьезный ущерб народному хозяйству. Так, текущая фаза
подъема виутривекового цикла на озерах Балхаш и Алаколь была
воспринята как непредвиденное стихийное бедствие. Создалась
угроза затопления ряда населенных пунктов, посевов сельскохо-
зяйственных культур и железных дорог, спроектированных и по-
строенных 10—15 лет тому назад. Село Рыбачье и рыбзавод на
оз. Алаколь в 1960—1961 гг. были затоплены и перенесены на
новое место. В настоящее время они затапливаются на новом месте
и вновь должны переноси гься.
Бессточность и нестационарпость озер, огромный размах веко-
вых и впутривековых колебаний их уровня являются главными
специфическими чертами естественных водоемов рассматриваемой
территории, позволяющими говорить о специфичности гидрологии
водоемов семиаридпой зоны, как это делается, например, в отно-
шении горной гидрологии. Соответственно изучение водоемов дан-
ной зоны и инженерные расчеты требуют специфической методоло-
гии. Прежде всего это относится к расчетам уровня озер. Вод-
побалапсовый процесс и колебания уровня этих озер относятся
к категории многоциклических, развивающихся (не стационарных)
процессов. Существующие статистические характеристики (норма,
коэффициент вариации, обеспеченность) и классический аппарат те-
ории вероятности в данном случае и непригодны, и по нужны.
Применение в качестве математической модели теории стохасти-
ческих процессов марковского типа и их экстраполяции затруд-
нено из-за ограниченности рядов наблюдении.
Годовые значения уровня бессточного озера в силу их интег-
рального характера принципиально отличны от годовых значении
метеорологических элементов, речного сгока или уровня воды рек
и проточных озер. Связность ряда годовых значении уровня озера
имеет иную природу. Нормальным здесь является не норма или
уровень тяготения, а чередование фаз подъема и спада различ-
ного ранга.
Соответственно основными задачами гидрологических расчетов
здесь, па наш взгляд, являются следующие:
1) восстановление отметок колебаний уровня но геоморфоло-
гическим и историческим данным и связи с другими водоемами
за возможно более длительный исторический период;
2) выявление па этой основе цикличности и размаха колебании
уровня различных ритмов;
3) выявление связи колебаний уровня с элементами климата,
повторяемостью основных форм атмосферной циркуляции и по-
казателями солнечной деятельности;
4) прогноз предстоящей фазы колебаний уровня и 'тенденций
изменений основных элементов водного баланса на будущее
(с учетом влияния хозяйственной деятельности) па основе выяв-
ленной цикличности, прогнозов солнечной активности, а также
повторяемости основных форм атмосферной циркуляции;
5) расчет характеристик термического и ледового режима,
сгонно-нагонных явлений, волнения, минерализации воды и дру-
гих элементов режима для заданных интервалов прогнозируемых
значений уровня воды.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Алеш и н ск а я 3. В., Бондарев Л Г. Новое о колебаниях уровня
Иссык-Куля в историческое время.— «Изв. ВГО», 1969, т. 101, вып. 2, с. 104—108.
2. Берг Л. С. Аральское море. Изв. Туркестанского отделения РГО, 1908,
т. 5. 512 с.
3. Г о р я ч с в А В. Мезозойско-кайнозойская структура, история тектони-
ческого развития и сейсмичность района оз. Иссык-Куль.— «Тр. Ин-та физики
Земли», 1959, вып. 23. 243 с.
1. Кссь А. С Основные этапы развития Аральскою моря — В кп.: Проб-
лемы Аральского моря. М., «Наука», 1969, с. 160 — 171.
5. Ключарев Ю И. О режиме уровня озера Иссык-Куль.— «Метеороло-
гия и гидрология», 1973, Лг 2, с. 85—93.
G. Кур Ди н Р. Д Вековые колебания уровней АлаКольских озер по исто-
рическим и геоморфологическим данным.— «Сб. работ Алма-Атинской ГМО»,
1969, вып. 4, с. 17—27.
7. Кур дин Р. Д. О вековых колебаниях уровня озера Балхаш.— «Сб. ра-
бот Алма-Атинской ГМО», 1969, вып. 4, с. 38—46.
8. Курд ин Р. Д. О динамике берегов естественных водоемов полуарид-
пой зоны.— «Со. работ Алма-Атинской ГМО», 1970, вып. 5, с. 15—59
9. Кур Дин Р. Д. О причинах изменений и колебании климата.— «Сб. ра-
бо! Алма-Атинской ГМО», 1971, вып. 6, с. 3—34.
10. Курдюков К. В О колебаниях уровня оз. Алаколь (в историческом
п геологическом прошлом).— «Вопросы географии», 1951, вып. 21, с. 117—133.
11. Л ь в о в В. II. Колебания уровня Аральского моря за последние 100 лет —
«Тр. ГОПИ», 1959, вып. 46, с. 80-111.
12 Мишина А. В. О времени и причинах колебаний уровня озера Иссык-
Куль в аитроиогене.— «Бюлл. комис. но изучению четвертичною периода», 1965,
№ 30, с. 115—153.
13. Сваричсвская 3 \. Геоморфология Казахстана и Средней Азии.
Изд. ЛГУ, 1965. 296 с.
11 ILI и п г и и к о в А. В Изменчивость общей увлажненности материков
Северною полушария.— «Зап.ВГО, нов. сер.», 1957, т. 16, 338 с.
15. Ш и и г и п к о в А. В. Редакционное примечание к статье Д. Д. Квасова
и Ю. И. Селиверстова «Некоторые вопросы палеогеографии Иссык-Кульской
котловины».— «Тр. Лабор. озероведения АП СССР», 1960, т. 10. 51 с.
16 III п и т п и к о в А. В. Впу трпвековая изменчивость компонентов общей
увлажненности Л, «Паука», 1969, 211 с.
17. Шумов В. В Геологические исследования четвертичных отложений по
южному и западному побережью оз. Иссык-Куль.— В кп.: Мат-лы ио четвертич-
ной геологии СССР, ч. 1. 1932, с. 3—93.
М. Л. Андреева
(Челябинский педагогический ин-т)
ВНУТРИВЕКОВЫЕ КОЛЕБАНИЯ ОБЩЕЙ УВЛАЖНЕННОСТИ
ЮЖНОГО УРАЛА И УРОВНЯ ЕГО ОЗЕР
Проблема многолетней изменчивости водного режима озер из-
давна привлекала внимание исследователей. Однако до сих нор
пе совсем ясным остается вопрос о территориальном изменении
продолжительности се циклов и недостаточно обоснована их при-
рода.
Настоящая работа посвящена исследованию цикличности енп-
фазносгн и асипфазпости, цикличности общей увлажненноег.и тер-
ритории Южного Урала и уровня его озер и установлению связи
выявленных циклов с формами атмосферной циркуляции.
Многолетний характер колебаний уровня озер за период
с 1935 по 1970 г. может быть установлен па основании данных
наблюдений па гидрологических постах (рис. 1). Чтобы получить
более полное представление о циклах колебаний водного режима
озер, ряды наблюдений удлинены до 1920 — 1927 гг. Как следует из
рис. 1, для уровенного режима озер свойственно чередование
многоводных и маловодных фаз. В конце 1920-х годов после пред-
шествующего маловодья произошел резкий подъем уровня, кото-
рый в последующем десятилетии сменился спадом. К 1940-м годам
уровень многих озер снизился до самых минимальных отметок,
наблюдавшихся за последние 50 лет. С 1941 по 1948 г. отмеча-
лось его повсеместное повышение. Наиболее высоких значений
уровень озер достиг в 1946—1948 гг. В последующий период вновь
началось его снижение. Этот процесс продолжался до 1959 г.
В начале 1960-х годов спад прекратился и наступил период не-
устойчивого минимума.
На рис. 1 видно, что в колебаниях уровня озер Урала довольно
четко выражена цикличность. Продолжительность циклов в сред-
нем 20—25 лет. Длительность подъема уровня составляет 6—7 лет,
периода неустойчивого максимума — 3—4 года, спада—10—12 лет.
Амплитуда колебаний уровня в течение рассматриваемого периода
составила в горных и предгорных районах 0,8—1,0 м, па Заураль-
ском пенеплене 1,0—1,5 м, а на Верхнетобольской равшшс опа
превысила 2,0 м.
Цикличность многолетних колебании уровня озер находит также
отражение и в корреляционных функциях их среднегодовых
значений (рис. 2). Для расчета автокорреляции для всех озер взят
единый период — с 1925 по 1970 г., охватывающий одинаковое ко-
личество фаз, различных по водности. Графики корреляционных
функций имеют вид плавных кривых с положительными и отри-
цательными пиками.
--------------1---------------------2
Рис. 1. Многолетний ход уровня в см над нулем гра-
фика (/) озер Аргаяш (а), Увнльды (6), Кукан (в),
Асликуль (г) и коэффициента увлажненности К j (2)
по метеостанции Аргаяш.
Наиболее тесная связь между уровнями для различных озер
наблюдается в смежные годы. Коэффициент корреляции этих свя-
зей составляет 0,8—0,9. По мере увеличения промежутка времени
между сопоставляемыми величинами ряда теснота связи снижа-
ется. Через 5—6 лет корреляция становится отрицательной. Наи-
большие отрицательные значения коэффициентов корреляции г от-
мечаются при сдвиге на 10—12 лет. Спустя 16—18 лет корреляция
приобретает положительный знак. Если промежуток времени со-
ставляет 22—24 года, теснота связи достигает нового максимума.
Степень изменения автокорреляционных связей зависит от раз-
меров озера. Чем меньше озеро, тем выше амплитуда колебания
коэффициентов корреляции. Значение г для малого оз. Кукан
(fo = 0,77 км2, Яср=1,2 м) изменяется от 0,90 в смежные годы до
—0,88 при сдвиге на 11 лет. Для самого большого и глубокого
оз. Увильды (/о = 68 км2, /7Ср=14,5 м) величина г варьирует со-
ответственно от 0,88 до —0,38. Остальные водоемы по амплиту-
дам колебания г занимают промежуточное положение. Наивысшие
значения положительных и отрицательных пиков корреляционных
функции приведены в таблице.
В таблице приведены максимальные величины коэффициентов
корреляции г и их средпеквадратические ошибки а,- при соответ-
ствующих интервалах в годах т. Эти данные показывают, что про-
должительность полуцикла колебания уровней изменяется от 9 до
Рис. 2. Корреляционные функции уровнен озер Аргаяш (ц). Чебар-
куль (и), Кукан (в), Увильды (г).
Таблица
Показатели корреляционных функций средних годовых уровней ои*р
за 1927—1970 гг.
Озеро 11отомительный пик Отрицательньп ПИК 1Положительный пик
т Г а т г о т г а
Г г г
Аргаяш . . . 1 0,94 0,011 12 -0,79 0,05 21 0,64 0,08
Увильды . . . 1 0,88 0,04 11 -0,38 0,16 22 0,37 0,11
Чебаркуль . . 1 0,80 0,04 12 -0,79 0,00 22 0,47 0,10
Кукан .... 1 0,90 0,03 11 -0,88 0,05 22 0,58 0,09
Асликуль . . . 1 0,97 0.01 9 0,50 0,11 — — —
12 лет, а полного цикла — от 18 до 21—22 лет. Кривые хода
уровня и автокорреляционные функции подтверждают наличие
циклов колебании, установленных ранее А. В. Шпитпиковым для
озер Казахстана и Западной Сибири [4].
В связи с тем что ряды наблюдений за уровнями озер неболь-
шие и озерные гидрологические посты распределены неравномерно,
выявить территориальные различия в многолетнем режиме озер
затруднительно. Поэтому было проведено исследование впутрпве-
ковых колебании общей увлажненности. В качестве показателя
увлажненности взят коэффициент увлажнения КуВл, выраженный
отношением атмосферных осадков к испаряемости за один и тот
же период.
Теснота связи уровня озер и KyBJI оказалась достаточно вы-
сокой. Наплучшие коррелятивные связи были получены между
уровнями озер данного года и модульными коэффициентами ув-
лажнения за прошлый год (г = 0,8-ь0,95). Зависимость уровня озер
от /<Увл наглядно видна из сравнения интегрально-разностных кри-
вых 7(Увл и хода уровней озер, имеющих аналогичный характер
(рис. 2). Подъем уровня озер по сравнению с ростом общей ув-
лажненности происходи! более плавно и с некоторым запозданием.
Максимальных отметок уровни достигают примерно через 1 —
2 года после установления максимума увлажненности.
Для выявления цикличности /<упл использован метод ин играль-
но-разное i пых кривых. Параллельно применены и другие методы:
корреляционные функции, скользящее осреднение и спектральное
разложение рядов наблюдений. I(нклы колебаний, определенные
па основе различных методов, близки но своему значению. Наи-
более часто повторяющиеся ритмы изменчивости составили 10—
12 и 20 —25 лег.
Следовательно, циклы колебаний увлажненности по своей про-
должительности близки к циклам водного режима озер. Средняя
продолжительност ь маловодных фаз увлажненности составляет
10—12 лет, а многоводных фаз — 7—9 лет.
Время наступления фаз разной водности в различных районах
Урала нс всегда совпадает. С увеличением общей увлажненности
территории происходит сдвиг маловодных фаз на более поздние
годы. Многоводные фазы, наоборот, начинаются раньше в райо-
нах с повышенной увлажненностью. Сдвиг фаз по территории
Среднего и Южного Урала может составлять 1—3 года. Значения
модульных коэффициентов маловодных фаз по мере увеличения
сухости климата к югу и юго-востоку убывают, а многоводных —
возрастают [2].
В целях определения зон синфазного и асинфазного колебаний
увлажненности проведена взаимная корреляция временных рядов.
Для расчета использовались 45-летпие ряды /<увл (1925—1970 гг.)
ио 25 метеостанциям. Величина коэффициентов корреляции из-
меняется в больших пределах, что свидетельствует о наличии су-
щественных различий в многолетних колебаниях увлажненности
рассматриваемой территории. Наибольшие различия характерны
для Среднего и Южного Урала, а также для Предуралья и За-
уралья, особенно в пределах Южного Урала.
На основании карт изокоррелят определены районы синхрон-
ного колебания увлажненности. Если границы районов провести по
изокорреляте 0,7, то можно выделить пять районов: Камский и
Прибельский — в Предуралье и Тура-Тавдииский, Исетско-Чу-
совский и Миасско-Тобольский — в Зауралье.
Как показали исследования, причиной, вызывающей колебания
в многолетнем режиме гидрометеорологических элементов, явля-
ется смена форм атмосферной циркуляции [2, 3]. Чтобы выяснить
характер ее многолетних изменений, был выполнен анализ циклич-
ности форм циркуляции Г. Я. Вангенгейма. Для этого рассчиты-
вались автокорреляционные связи индексов циркуляции. Как по-
казали расчеты, в многолетних колебаниях основных форм цирку-
ляции существует определенная цикличность. Продолжительность
циклов составляет 10—12 и 22—24 лет. Коэффициенты автокор-
реляции форм С и Е достигают через указанные интервалы вы-
соких значений (0,93—0,95). В многолетних колебаниях процес-
сов формы W цикличность также проявляется, по теснота связи
оказывается небольшой.
Одинаковая продолжительность циклов колебаний гидрометео-
рологических элементов и форм атмосферной циркуляции показы-
вает, что атмосферным процессам в режиме увлажненности при-
надлежит определяющая роль.
Воздействие типов циркуляции иа увлажненность и водный ре-
жим озер наиболее четко проявляется в периоды аномального их
развития. Величина увлажненности и соответственно положение
уровня озер находится в прямой зависимости от меридиональной
циркуляции и в обратной — от восточной. Связь с западной цирку-
ляцией оказывается неоднозначной. В периоды активизации формы
С связь с западной циркуляцией обратная, а в эпоху развития
формы Е — прямая.
Зависимость увлажненности от атмосферной циркуляции под-
тверждается также однотипным характером разностных интеграль-
ных кривых /<уВЛ н повторяемости форм атмосферной циркуляции
[2]. Многолетний ход увлажненности в Предуралье аналогичен
интегральной кривой повторяемости западной циркуляции. Фазы
подъема увлажненности в 1913—1919, 1925—1930 и 1941 —1947 гг.
соответствуют в эпоху W активизации процессов западной циркуля-
ции, а в эпоху С — меридиональной. Фазы спада 1931 —1940 и
1950—1960 гг. связаны с усилением процессов формы Е и стаби-
лизацией или спадом форм W и С.
В Зауралье подъем увлажненности вызывается аномальным
развитием процессов форм С и W, а спад—активизацией процес-
сов восточной циркуляции. Так, фаза подъема в 1926—1929 гг.
приходится па конец эпохи W, когда были аномально развиты про-
цессы западной циркуляции, а в 1941—1947 гг. увеличение увлаж-
ненности определялось развитием процессов меридиональной цир-
куляции. Фазы спада 1929—1940, 1948—1958 гг. приходятся па пе-
риоды развития восточной циркуляции.
Таким образом, в циклических колебаниях увлажненности фазы
подъема и спада соответствуют повторяемости той или иной формы
циркуляции. Перелом между фазами наблюдается при смене эпох
атмосферной циркуляции.
Степень влияния атмосферной циркуляции на увлажненность
в зависимости от подстилающей поверхности оказывается неоди-
112
паковой, в результате этого в ходе увлажненности отдельных рай-
онов возникают различия. Для установления характера связи ув-
лажненности с типами атмосферной циркуляции была проведена
корреляция /<упл с индексами циркуляции но Г. Я. Вангенгейму и
составлены карты (рис. 3) за многолетний период (1929—1970 гг.)
56
Рис. 3. Схема распределения изо-
коррелят /<Увл с формами цирку-
ляции W, С, Е.
и за эпохи Е (1929—1939 гг.) и С (1940—1948 гг.). Связь увлаж-
ненности с повторяемостью формы W за многолетие является от-
рицательной в Зауралье и положительной в Предуралье. Наиболь-
шие значения (0,6—0,7) положительная корреляция имеет в Кам-
ском районе, а отрицательная (—0,4, —0,5) — в восточных ранонах
Зауралья. Изокорреляты имеют почти меридиональное направ-
ление. В эпоху С связь с повторяемостью западной циркуляции
повсеместно отрицательная. Величина коэффициентов уменьша-
ется с юга на север от —0,82 до —0,28. В эпоху Е корреляция
становится положительной, по теснота связи ослабевает. В Пред-
уралье величина коэффициентов корреляции составляет 0,4—0,5.
В Зауралье корреляция снижается до нуля, в крайних восточных
районах даже приобретает отрицательные значения.
Корреляция увлажненности с формой С за многолетний период
для большен части территории положительна (см. рис. 3). По эпо-
хам циркуляции связь с этой формой улучшается. В эпоху мери-
диональной циркуляции (1940—1948 гг.) величина положительной
корреляции изменяется ог 0,50 в Тавдипском районе до 0,98
в Миасско-Тобольском. В эпоху Е (1929 — 1939 гг.) значения поло-
жительной корреляции с формой С становятся наибольшими и
составляют в среднем 0,8—0,9.
Коррелятивные связи увлажненности с формой Е также до-
вольно тесные, однако они имеют отрицательный знак. За много-
летний период отрицательная корреляция достигает наибольших
значений (—0,7) в Притобольском районе. К северу и северо-за-
паду от Притоболья коррелятивная связь ослабевает. В северной
части Среднего Урала корреляция приобретает положительные
значения (см. рис. 3).
В циркуляционные эпохи Е и С теснота связи с формой Е по-
вышается. В южных районах корреляция составляет —0,9, а в на-
правлении на север и северо-восток величина ее уменьшается до
-0,3.
Следовательно, под воздействием различных физико-географи-
ческих условий влияние типов атмосферной циркуляции сказыва-
ется па увлажненноети по-разному. При меридиональной циркуля-
ции интенсивность подъема увлажненности как в Приуралье, так и
в Зауралье уменьшается с юга па север. Наибольшую увлажнен-
ность форма С приносит в Миасско-Тобольском районе, наимень-
шую— в Камском. И наоборот, влияние западной циркуляции
снижается с севера па юг, а также с запада па восток. Максималь-
ная вероя гность увеличения увлажненное! и при активизации
формы W проявляется в Прикамье, а минимальная — в Южном
Зауралье.
Аномальное развитие процессов восточной циркуляции сопро-
вождается уменьшением увлажненности но всей территории Урала,
и только в Тавдипском районе при форме Е возможно ее повыше-
ние. Наибольший спад увлажненности наблюдается в южных рай-
онах, особенно в Миасско-Тобольском.
Выявленные особенности воздействия циркуляции на увлажнен-
ность Среднего и Южного Урала согласуются с данными исследо-
ваний А. С. Шклясва [3], отмечавшего увеличение водности рек
рассматриваемой территории в эпохи W и С и уменьшением ее
в эпоху Е.
Для выяснения причин, обусловливающих связи атмосферной
циркуляции с режимом увлажненности, проведено исследование
барико-циркуляциопных условий, которые создаются при основных
ее типах. В периоды активизации меридиональной циркуляции
над севером Западной Сибири и Карским морем располагается
обширная и глубокая депрессия, ложбина которой направлена па
районы Урала. Над Средней Азией формируется область повышен-
ного давления с гребнем, ориентированным на северо-запад Ка-
захстана. В соответствии с расположением барических полей вы-
сотная фронтальная зона проходит над Южным Уралом. Поступ-
ление холодных воздушных масс в тылу сибирской депрессии
вызывает обострение фронтальных разделов и усиление цикличес-
кой деятельности над Южным Уралом, вызывая здесь повышенную
увлажненность территории.
При западной циркуляции высотная фронтальная зопа имеет
шпротную ориентацию. Она разделяет антициклоны, лежащие над
Казахстаном, и циклопические поля, занимающие северо-восточ-
ные районы ЕТС. На северные районы ЕТС и Баренцево море
распространяются гребни северного антициклона, обусловливаю-
щие за юк холодного воздуха па Средний Урал. По западной пе-
риферии высотного антициклона, находящегося над Казахстаном,
осущеп вляется вынос теплого воздуха. В результате происходит
обострение фронтов и усиление циклогенеза на Среднем Урале.
Зона активно развитой циклопической деятельности охватывает
Предуралье и северные районы Среднего Зауралья. Поэтому
здесь при форме W положительные аномалии увлажненности до-
стигают наибольших значений.
При восточной циркуляции, по сравнению с формами W и С,
циклопическая деягельиость ослабевает, а аптицпклоппческая—
усиливается. Аномальное развитие процессов формы Е сопровож-
дается ус 1 аповлеппем над большей частью Урала высотного анти-
циклона, интенсивность которого уменьшается с юго-запада на се-
веро-восток. В соответ вин с ослаблением апгпциклопической
деятельности в северо-восточных районах Урала величина отрица-
тельных аномалий увлажненности оказывается здесь наименьшей.
Найденные зависимости Кувл от атмосферной циркуляции мо-
гут быть использованы для обоснования асинхронности многолет-
них колебаний увлажненности. Многоводные фазы, как было ука-
зано выше, устанавливаются раньше па Среднем Урале и значи-
тельно реже — па Южном. Из сопоставления фаз увлажненности
с формами циркуляции найдена следующая закономерность. Если
начало многоводной фазы приходится на годы аномального раз-
вития формы W, то увеличение увлажненности сначала отмеча-
ется па территории Среднего Урала. В предыдущие одни-два года
опо распространяется и па южные районы. Такая закономерность
прослеживается даже в том случае, если в течение 2—3 лет акти-
визация процессов формы W сохраняется. Например, в эпоху W
многоводный период во втором десятилетии начался на Среднем
Урале в 1913—1914 гг., а на Южпом — только в 1915 г. То же са-
мое отмечалось и в третьем десятилетии. На Среднем Урале по-
всеместное повышение увлажненности приходится на 1923—
1924 гг., па Южпом — па 1925—1926 гг.
В тех случаях, когда начало многоводной фазы совпадает с раз-
витием формы С или комбинированной С + Е, многоводье
охватывает вначале южные районы, а в последующие годы, при
активизации западной циркуляции, отмечается и на Среднем Урале.
Так, многоводная фаза 1940-х годов в южной части территории на-
чалась в 1941 —1942 гг., когда аномально были развиты процессы
меридиональной циркуляции. В это время в более северных райо-
нах увлажненноегь оставалась близкой к норме. II только в 1943 г.
при активизации формы опа здесь резко повысилась.
Маловодные фазы, как правило, начинаются на Южном Урале.
Важную роль в выявленной асинхронности играет преемственность
макроциркуляциоппых процессов. Обычно процессы формы W и
комбинированной W + E сменяются процессами формы Е. Выше
было установлено, что при активизации западной и тем более во-
сточной циркуляции наименее увлажненной оказывается террито-
рия Южного Урала. Поэтому маловодные фазы, приходящиеся на
периоды аномального развития форм W и W + E, первоначально
проявляются в южной части Урала. В дальнейшем, при преобразо-
вании указанных форм в форму Е, маловодье охватывает также
территорию Среднего Урала. Например, засушливый период на-
чала 1920-х годов наступил на Южном Урале в 1918—1919 гг. при
комбинированной форме W + E и в 1920 г.— па Среднем Урале,
когда нормально были развиты процессы восточной циркуляции.
Маловодный период (1929—1939 гг.), относящийся к эпохе Е,
получил развитие первоначально также па Южном Урале. Здесь
уже в 1929—1930 гг. увлажненность была ниже нормы, а в райо-
нах средней части Урала маловодная фаза проявилась только
в 1931 г. Аналогичные условия сложились в конце 1940-х и начале
1950-х годов, в период перехода о г эпохи С к комбинированной
эпохе Е + С.
Следовательно, выявленные различия в изменчивости увлаж-
ненности отдельных районов Урала обусловлены спецификой про-
явления форм атмосферной циркуляции в конкретных физико-гео-
графических условиях.
Полученные зависимости увлажненности и водного режима
озер от макроциркуляциоппых процессов могут иметь прогности-
ческое значение.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Андреева М. А Исследование закономерностей колебания уровня
озер и увлажненности Среднего и Южного Урала.— «Изв. BI О», 1973, т. 105,
вын. 1, с. 51—56.
2. Андреева М. А. Озера Среднего п Южною Урала. Челябинск, Южно-
Уральское кн. изд-во, 1973. 270 с.
3. Шкляев А. С. Особенности распределения осадков и стока на Среднем
и Южном Урале, их связь с атмосферной циркуляцией.— «Уч. зап. Пермского
ун-та», 1964, т. 112, с. 3—113.
4. Ш н н г и и к о в А. В. Озера Западной Сибири п Северного Казахстана
и многовековая изменчивость увлажненности степей.— «Тр. Лабор. озероведения
АН СССР», 1957, т. 5, с. 60—61.
И. С. Жданова, В. Е. Правальскай, Д. Я. Ратковач
(ИВП ЛИ СССР, Москва)
ИССЛЕДОВАНИЕ КОЛЕБАНИЙ УРОВНЯ ЗАМКНУТЫХ
ВОДОЕМОВ НА ОСНОВЕ СТОХАСТИЧЕСКИХ МОДЕЛЕЙ
ЭЛЕМЕНТОВ ВОДНОГО БАЛАНСА
Прогноз колебании уровня замкнутого водоема может быть
осуществлен либо па основе физической модели, связывающей
колебания уровня с элементами водного баланса или другими вы-
нуждающими силами, либо по данным о поведении процесса
в прошлом. При этом физическая модель должна учитывать за-
благовременность прогноза, так как в противном случае задача
своди гея к экстраполяции указанных сил. Физические модели ко-
лебаний уровня, обладающие таким свойством, неизвестны, а чисто
статистический подход к задаче построения таких моделей пока
не привел к успешным результатам |1|. Эго объясняется гем, что
корреляционные связи между уровнем моря и параметрами круп-
помасшгабпых процессов циркуляции агмосфсры содержат си-
стема I пческие погрешности [13], которые не позволяют эффективно
прогнозировать колебания уровня в течение длительного времени.
I Ioiiwtkii долгосрочного прогноза крупномасштабных геофизиче-
ских процессов па основании так называемых солнечно-земных
связей не имеют под собой реальной физической и эксперимеиталь-
нон основы, а методы использования этих связей обладают суще-
ственными недостатками [8].
Из сказанного следует, что в настоящее время задача прогноза
колебании уровня замкнутого водоема может решаться лишь на
основе теории экстраполяции. Действительно, единственная физи-
ческая модель этого процесса — уравнение водного баланса — не
обладает задержкой по времени, и поэтому для прогноза колеба-
ний уровня водоема необходимо располагать сведениями о буду-
щем поведении элементов водного баланса, т. е. решить задачу
экстраполяции. Способ ее решения и точность получаемых резуль-
татов зависят от класса экстраполируемых процессов. Если пове-
дение процесса в будущем полностью определяется его прошлыми
состояниями (детерминированный процесс), то его прогноз не
содержит погрешности [4]. В противном случае процесс недетер-
мпнирован и его экстраполяция может быть произведена лишь на
основе теории случайных процессов. Детерминированные процессы
представляют собой исключительное явление в физике [12], и пет
никаких оснований полагать детерминированными колебания замк-
нутых водоемов и определяющие их процессы. Более того, гидро-
логические и метеорологические явления в значительной мере
имеют вероятностную природу и ...«требуют статистического под-
хода» [3].
Таким образом, основной задачей настоящей работы является
вероятностный прогноз колебаний среднего годового уровня замк-
нутого водоема, основанный иа теории оптимальной линейной экс-
траполяции случайных процессов. Предполагается дать способы
оценки наиболее вероятного положения уровня и доверительного
интервала для прогнозируемого уровня при прон^вольной заблаго-
временности прогноза.
Решение этой задачи можно найти либо путем чистого прогноза
колебаний уровня водоема, либо из уравнения водного баланса во-
доема, экстраполируя приток в водоем и видимое испарение с его
поверхности. В горой нут ь, по-впдимому, предпоч гп i ел внес, по-
скольку он позволяет учесть нелинейный характер зависимости
уровня от испарения. В этом случае основные этапы прогноза со-
стоят в следующем: а) оценка стохастических моделей притока и
видимого испарения; б) экстраполяция притока и видимого испа-
рения па основе этих моделей; в) прогнозирование колебании уровня
из уравнения водного баланса; г) определение погрешности прог-
ноза. Зависимости между объемом, площадью и уровнем водоема
предполагаются известными, а учет искусственных известных изме-
нений притока производится на каждом шаге прогноза.
Предлагаемый метод решения позволяет также изучить основ-
ные закономерности колебаний уровня замкнутых водоемов: функ-
цию и параметры распределения, число пересечений среднего
уровня и т. д. Все эти величины находятся на основе стохастиче-
ских моделей элементов водного баланса водоема.
В опубликованных рапсе исследованиях стохастические модели
притока и испарения назначались априорно (см., например, [2, 6,
7]). В данной работе используется экспериментальная оценка сто-
хастической модели притока, полученная на основании анализа
материалов по 371 пункту с 40-летним рядом наблюдении па 289
реках пеозерного питания [10]. Задача исследования состояла в по-
строении таком стохастической модели стока, которая правильно
отражала бы наблюдаемые закономерности чередования многовод-
ных и маловодных лет. Определение параметров этого процесса
осуществлялось по ансамблям реализаций, формируемым по приз-
наку общности гидрологических параметров. Среди таких свойств
рассматривались модуль стока и его коэффициент вариации, пло-
щадь водосбора, географическое положение, тип климата и т. д.
Изучение имеющихся рядов наблюдений за стоком показало, что
таким характерным признаком следует избрать модуль стока. При
этом установлено, что независимо от модуля стока колебания его
обеспеченностей от года к году могут быть описаны с достаточной
для практических целей точностью стационарным марковским про-
цессом с двумерной плотностью распределения:
/(Рь A+i)=l+3ro«M
Р02(3/?-1)(Зг2-1)4
4- го (з«2—з) (5^2 —3)4
^-гД35/?-30м24-3)Х
X(35^4-3(fe2+3).
(1)
Здесь Рг+i — обеспеченности смежных членов ряда; и = 2рг—1 =
= 2р/+1—1; Го—коэффициент корреляции между обеспеченностями
смежных членов ряда, величина которого задается в зависимости
ог модуля стока водосборного бассейна (см. таблицу).
Таблица
Рекомендуемые значения коэффициента корреляции
Модуль стока, л/(с • км2) . . .^>20 20—10 10—4 4—1 <4
Коэффициент корреляции . . 0,1 0,2 0 3 0,4 0,5
Приближенная стохастическая модель процесса видимого ис-
парения строилась но данным о годовых величинах видимого ис-
парения с единицы поверхности Каспийского моря за 1890—1969 гг.
Из полученных в результате анализа оценок корреляционной и
частой корреляционной функции этой реализации следует, что
процесс видимого испарения С/ может быть описан авторегрессион-
ной моделью второго порядка
(2)
где 0О = 561 мм; <19 = 0,20; 09 = 0,05 и сц— стандартная некоррели-
рованная последовательность с пулевым средним и дисперсией 62г
Очевидно, что модель (2) близка к процессу авторегрессии1
первого порядка, и потому в дальнейших расчетах стохастические
модели притока и видимого испарения приняты одинаковыми.
Воспользовавшись уравнением водного баланса водоема
=wt_! 4- <vt—e^t 4- ut,
(3)
где Vt, tit, Wt, st — поверхностный и подземный приток, объем и
площадь водоема, и зная стохастические модели притока и види-
мого испарения, можно исследовать режим колебаний уровня.
Для иллюстрации общих закономерностей колебания уровня
Каслинского моря в условиях стационарного режима притока и
испарения, не искаженного изъятиями стока, были сделаны соот-
ветствующие расчеты для тысячелетнего интервала времени.
Расчеты выполнены методом статистических испытании, причем
считалось, что при анализе режима уровней Каспия можно ограни-
читься средними годовыми значениями, поскольку амплитуда се-
зонных колебаний во много раз меньше многолетней.
В расчетах приняты следующие числовые значения притока
и видимого испарения: приток в море — среднее многолетнее зна-
чение v = 315 км3/год, коэффициент вариации Cv = 0,16; подземный
приток в море U/ = 5 км3/год = const; видимое испарение — среднее
многолетнее значение е = 0,75 мм/год, коэффициент вариации Сс =
= 0,11.
Для характеристики общих закономерностей колебании уровня
Каспийского моря па основании искусственных рядов притока и
испарения, полученных в соответствии с рекомендациями работы
[10], рассчитаны балансовым методом тысячелетние ряды уровня
Каспия. Коэффициент корреляции г0 между значениями притока
смежных лет принят равным 0,3 в соответствии с величиной мо-
дуля стока основных рек рассматриваемого бассейна (группа рек
£/=44-10 л/(с-км2). Надежные оценки коэффициента корреляции
между слоем испарения смежных лет отсутствуют, и потому рас-
четы были проведены для значений этого параметра г от пуля до
0,5. Сопоставление результатов расчета но этим вариантам пока-
зало, что влияние коррелированности видимого испарения па ре-
жим уровней весьма невелико; поэтому возможная ошибка в на-
значении величины /'о Для видимого испарения не должна сущест-
венно влиять па результаты расчетов.
Па рис. 1 приведен хронологический график колебаний уровня
Каспийского моря за 1000 лет, представляющий собой о ту из
возможных реализаций этого процесса. Анализ таких реализации
позволяет достаточно надежно определить характеристики колеба-
нии уровня водоема (уровень тяготения, плотность распределения
и се параметры и г. д.). При этом следует помнить, что получен-
ные таким путем оценки в значительной мере определяются сто-
хастическими моделями, принятыми для элементов водного ба-
ланса.
Анализ реализации, изображенной па рис. 1, показывает, в ча-
стности, что расчетная кривая па ряде интервалов времени харак-
теризуется столь же резким изменением уровня, какое наблюда-
лось в Каспийском морс в 30-х годах текущего столетия. Вместе
с тем важной особенностью колебаний уровня (по результатам
расчетов) является его инерционность по отношению к уровню тя-
готения: интервалы положения уровня выше или ниже этого гори-
зонта могут захватывать до одного-двух столетий. При этом за
несколько десятилетий могут происходить повышения или пониже-
ния уровня моря на 2—3 м. Ежегодные приращения уровня моря
распределены практически нормально. В течение столетия реальны
значения ежегодных приращений уровня в диапазоне ±35 см; при
высоких уровнях моря вероятность больших положительных
приращений несколько меньше, при низких — больше. Этим
естественный режим; 2 — при компенсированном питании; 3 — компенсированное питание.
обусловливается стремление уровня моря к отметке уровня тяго-
тения в условиях стационарного режима.
В связи с ростом водопотребления в бассейне Каспия уровень
моря имеет тенденцию к понижению. Падение уровня приведет
к изменению природных условий в бассейне моря, последствия
которых ие всегда можно предвидеть.
Проектные решения о масштабах и сроках осуществления ме-
роприятий, компенсирующих изъятия воды, должны базироваться
па прогнозе колебании уровня Каспийского моря и предположе-
ниях о росте потребления воды в бассейне.
Как уже отмечалось, в настоящее время не существует фпзпче-
ской модели, которая позволила бы дать долгосрочный (в данном
случае до 2000 г.) прогноз колебаний уровня Каспийского моря,
не прибегая к экстраполяции тех или иных вынуждающих сил.
При этом экстраполяция всех рассматриваемых процессов имеет
вероятностный характер и должна выполняться на основании тео-
рии оптимального линейного прогноза стационарных случайных
процессов. Прогноз колебаний притока и испарения определяется
видом стохастических моделей и параметрами этих процессов. Не-
видимому, наиболее просто в данном случае осуществить экстрапо-
ляцию ио методу Бокса [14]. Однако ввиду нелинейности уравнения
водного баланса получить таким путем оценки погрешности прог-
ноза оказывается весьма сложно. Поэтому в данной работе был
избран метод статистических испытании. Заметим, что экстраполя-
ция притока и испарения осуществляется вполне строго, в полном
согласии с теорией оптимальной линейной экстраполяции, но при
этом число испытаний должно быть достаточно большим. При ма-
лых абсолютных значениях параметров авторегрессии в моделях
притока и видимого испарения изменение вида модели (например,
с авторегрессионной на стандартную некоррелированную последо-
вательность) практически нс сказывается па результатах экстрапо-
ляции при упреждении порядка нескольких шагов. Действительно,
отклонение экстраполяционной функции притока vi от среднего v
составляет 6=г; (у/— у), где t — начальный момент, I — упрежде-
ние прогноза. Поэтому при достаточно малых г0 и достаточно боль-
ших / величина 6 пренебрежимо мала. Аналогичное утверждение
справедливо и для экстраполяции испарения.
Методика прогноза в данном случае весьма проста:
а) моделируются 50 тридцатилетиях рядов годовых объемов
притока и высот слоя видимого испарения (50 реализаций); моде-
лирование искусственных рядов осуществляется па основании опи-
санной выше стохастической модели стока;
б) по каждой реализации балансовым методом выполнен рас-
чет уровня моря применительно к намечаемому графику изъятий
воды из рек бассейна и тому или иному составу компенсационных
мероприятий.
Совместное рассмотрение результатов расчета по всем реализа-
циям позволяет получить представление о вероятной амплитуде
122
колебании уровня моря на каждый год прогнозируемого периода и
календарный график хода уровня в средних гидрометеорологиче-
ских условиях.
По предварительным исследованиям Института водных проблем
АН СССР, для расчетов приняты два условия варианта роста во-
допотребления. В варианте «минимум» водопотребление увеличи-
вается по линейному закону на 28 км3/год по сравнению с совре-
менным (30 км3/год) к 1985 г. и на 50 км3/год — к 2000 г.; в вари-
анте «максимум» эти величины равны соответственно 47 и
72 км3/год. Для каждого из этих вариантов прогноз изменений
Рис. 2. Прогноз колебаний уровня Каспийского моря в средних
гидрометеорологических условиях.
а — рост водопо!реблепия по варианту «минимум»; б — рост водопотреб-
ления по варианту «максимум». 1 — без дополнительного питания, 2 — до-
полнительное питание но варианту а; 3—дополнительное питание по ва-
рианту б.
уровня моря дастся для случаев отсутствия мероприятий по допол-
нительному питанию моря и для двух схем ввода этих мероприя-
тии. Отток воды в залив Кара-Богаз-Гол принимался равным
10 км3/год до 1980 г., а затем 5 км3/год. Результаты расчетов пред-
ставлены па рис. 2. При сохранении безвозвратных изъятий в сов-
ременном объеме уровень моря будет держаться примерно па от-
метках около —28,5 м.
Полученный результат прогноза в известной мере тривиален,
поскольку, по определению, экстраполяционная функция регуляр-
ного случайного процесса с ростом упреждения линейно стремится
к среднему значению процесса. Такое поведение экстраполяцион-
ной функции в данном случае является и следствием чрезвычайной
сложности задачи — получения прогноза «сверхвысокой» заблаго-
временности и использования единственно возможного сейчас
строгого метода ее решения.
Можно сказать, что при некоторых весьма разумных допуще-
ниях прямое использование уравнения водного баланса, записан-
ного в дифференциальной форме, позволяет получить практически
те же прогностические кривые, что и па рис. 2 [11].
Существенно больший интерес представляет определение по-
грешности прогноза.
Колебания уровня водоема связаны с притоком и испарением
нелинейной зависимостью, поэтому в общем случае нахождение
средней погрешности прогноза затруднительно. В данном случае
для этой цели особенно удобно воспользоваться методом статисти-
ческих испытании. Дисперсия прогноза рассчитывалась нами
в предположении, что годовые объемы притока поверхностных вод
в Каспийское море и годовые величины слоя видимого испарения
взаимно пекоррелированы. Вопрос этот мало изучен. Так, Г. П. Ка-
линин [5], используя исредиеппые по 35-лстиям значения, пришел
к выводу, что корреляция между этими процессами значима; од-
нако большая дисперсия зависимости для годовых значении при-
тока и слоя испарения вряд ли позволяет считать этот вопрос
окончательно решенным. Принятое в наших расчетах отсутствие
корреляции между притоком и испарением следует рассматривать
как первое приближение. Согласно полученным результатам, ве-
роятные погрешности прогноза при доверительной вероягиости
0,95 и заблаговременности I, равной 10, 20 и 30 лет, составляют соот-
ветствепно 1,1; 1,3 и 1,5 м. Оценки погрешности, полученные для
экстраполяции колебаний уровня моря как процесса авторегрес-
сии первого порядка, оказываются несколько большими [9], что
указывает на необходимость изучения связи между притоком и
испарением.
В связи с требованиями, предъявляемыми рядом отраслей на-
родною хозяйства, стоит задача уменьшения амплитуды колебании
уровня моря. Этого можно достичь при помощи «компенсирован-
ного регулирования» уровня, т. е. путем подачи в море перемен-
ного количества воды в зависимости от степени его наполнения.
Принципиальная схема питания при этом такова: при отметках
уровня выше задаваемого значения воды не подается; при отмет-
ках ниже этого значения подается тем большее количество воды,
чем ниже уровень моря.
Для предварительной оценки эффективности переменного пи-
тания моря рассчитан 1000-летний ряд уровня моря примени-
тельно к его естественному режиму с отметкой уровня тяготения
—26,5 м абс. Принималось, что при стоянии уровня моря на отмет-
ках выше —26,75 м переброска стока в его бассейн не осуществля-
ется; при отметках от —26,75 м до —27,25 м в бассейн моря допол-
нительно подается 20 км3/год, а при отметках моря ниже —27,25 м —
40 км3/год. Оказалось, что в течение расчетного периода, равного
1000 лет, дотацию придется осуществлять 204 года, в том числе
176 лет по 20 км3/год и 28 лет по 40 км3/год; средняя величина
годовой дотации составит 4,6 км3/год.
Результаты расчетов представлены па рис. 1 (кривая 2), из
которого видно, что при высоком стоянии уровня моря ход его
очень мало нарушается дотациями. При низком стоянии дополни-
тельное питание позволяет повысить уровень на 1,0—1,5 м, так что
амплитуда колебании заметно уменьшается.
Таким образом, переменное питание, составляющее в среднем
всего 4,6 км3/год, оказывает такое же влияние па повышение низ-
ких уровней, как и постоянная подача 10—15 км3/год, причем ам-
плитуда колебаний уровня уменьшается.
Следует, однако, иметь ® виду, что периоды, требующие допол-
нительного питания, распределены во времени весьма неравно-
мерно. Непрерывная дотация может требоваться в течение не-
скольких десятилетий. В данном случае имеются два таких интер-
вала длительностью от 20 до 30 лет и шесть — от 10 до 20 лет.
Рассмотренная схема компенсированного регулирования, ко-
нечно, не является оптимальной и может быть усовершенствована.
Однако результаты выполненных расчетов позволяют уже на дан-
ном этапе утверждать, что при компенсированном питании моря
амплитуда колебаний уровня может быть существенно уменьшена.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Белинский II. А., Калинин Г. П. О прогнозе колебания уровня
Каспийского моря.— «Тр. ИНУ I УГМС, сер. 4», 1916, вып 37. 62 с.
2. Б уды ко М. II., Юдин М. II. О колебаниях уровня непроточных
озер.— «Метеорология и гидрология», 1960, № 8, с. 15—19.
3. Випер II. Кибернетика плп управление и связь в животном и машине.
М., «Советское радио», 1958. 215 с.
4. Г и хм ап II. II., Скороход А. В. Теория случайных процессов. Т. 1.
М., «Наука», 1971. 661 с.
5. Калинин Г. II. Проблемы глобальной гидрологии. Л., Гидромсгео-
издат, 1968. 377 с.
6. Крицкий С. II., Мен коль ДА. Ф. Некоторые положения статистиче-
ской теории колебаний уровня замкнутых водоемов и их применение к исследо-
ванию режима Каспийского моря.— В кп.: Тр первого совсщ по регулированию
стока. М., Изд. АН СССР, 1946, с. 76—97.
7. Крицкий С. II., Менке ль М. Ф. Колебания уровня замкнутых
водоемов.— «Тр. Гидропроекта», 1961, № 12, с. 29—61.
8. М о п п н А. С. Прогноз погоды как задача физики. М., «Наука», 1969.
184 с.
9. П р и в а л ь с к и й В. Е. Параметрическая модель и линейная экстрапо-
ляция колебаний уровня Каспийскою моря.— «Изв. АН СССР», 1973, т. 9, № 9,
с. 972—980.
10. Ратк о впч Д. Я. Стохастическая модель колебания годового стока
рек.— «Водные ресурсы», 1972, № 1, с. 52—94.
11. Р а т к о в и ч Д. Я, Жданова И. С., П р и в а л ь с к и й В. Е. К проб-
леме уровенного режима Каспийского моря.— «Водные ресурсы», 1973, № 3,
с. 43—69.
12 Розанов IO А. Стационарные случайные процессы. М., Физматгиз,
1963. 284 с.
13. Юдин М. И. Физико-статистические и динамико-статистические методы
прогнозй погоды.— В кн.: Применение статистических методов в метеорологии.
Л., Гидрометеопздат, 1971, с. 15—23.
14. Box G. Е. Р., Jenkins G. М. Time series analysis: forecasting and
control. Holden-Day. N. Y., 1971, p. 553.
Н. В. Буторин, К. К. Эдельштейн
(ПБВВ АН СССР, Борок)
(МГУ, Москва)
ВОДНЫЕ МАССЫ ВОДОХРАНИЛИЩ
ВОЛЖСКОГО БАССЕЙНА
В бассейне Волги, одном из первых и наиболее крупных в па-
шен стране районов гидротехнического строительства, располо-
жено более 210 водохранилищ с общей площадью водного зеркала
около 24 тыс. км2. Суммарная емкость их превышает 170 км3 и
соизмерима с объемом годового стока Волги. В регулировании
стока с бассейна основная роль принадлежит 10 крупным водохра-
нилищам волжско-камского каскада, так как в остальных аккуму-
лируется менее 3% общего объема воды. Подавляющее большин-
ство водохранилищ волжского бассейна — долинного тина, преи-
мущественно сезонного регулирования. К водоемам многолетнего
регулирования стока относится Рыбинское и ряд сравнительно не-
больших водохранилищ в бассейнах рек Москвы, Камы и некото-
рых других.
В результате гидрологических и гидрохимических исследований
водохранилищ, волжского каскада, проведенные в первые годы их
существования П. П. Воронковым [6], А. А. Зениным [9], М. А. Фор-
тунатовым [12] и другими, было обнаружено, что воды, заполняю-
щие каждый из этих водоемов, неоднородны по ряду физических
и химических характеристик. Даже в периоды, когда водоемы под-
вержены интенсивному ветровому перемешиванию, в них сохраня-
ются значительные по размерам ареалы вод с различными свой-
ствами. Аналогичное явление наблюдается и в небольших москво-
рецких водохранилищах [14]. Основная причина пространственной
неоднородности качественного состава вод, заполняющих водохра-
нилища, состоит в том, что в них аккумулируются генетически
различные объемы воды, поступающие в водоем из притоков или
расположенных выше водохранилищ.
Для исследования степени неоднородности и изучения зако-
номерностей внутригодовых изменений качественного состава вод
126
в водохранилищах и его зависимости о г гидрометеорологических
условий в разные годы мало пригодны материалы обычных гид-
рологических обследований и наблюдении па отдельных стандарт-
ных разрезах и вертикалях. Их недостаток заключается в том, что
они не дают возможности оценить характер пространственного рас-
пределения в водохранилищах вод различного происхождения и
качества, поскольку режим этих водоемов весьма динамичен в связи
с особенностями работы гидроузлов, изменчивостью стока впа-
дающих в них рек, а также из-за большого влияния па их режим
резких изменений погодных условий. Для изучения структуры вод
в водохранилищах потребовалась организация синхронных гидро-
лого-гидрохимических съемок, разработка методики которых была
начата Институтом биологии внутренних вод в 1960 г. па Рыбин-
ском водохранилище.
Из всех вариантов наблюдений, оптимально отвечающих цели
исследования структуры вод в этом обширном водоеме, были выб-
раны синхронные съемки [2]. Иа акватории водохранилища было
намечено около 60 гидрологических станций, равномерно разме-
щенных во всех его плесах. Для сьемок иснользовалось четыре
экспедиционных судна, которые одновременно перемещались от
станции к станции по заранее рассчитанному маршруту. Это поз-
волило ограничить время съемки всего водохранилища площадью
более 4 тыс. км2 12—14 часами, а материалы таких съемок счи-
тать практически синхронными.
В программу съемки па каждой станции входили измерения глу-
бины, прозрачности, темпера гуры воды через 1 м по глубине, мс-
георологические наблюдения и отбор проб с нескольких горизон-
тов на химический анализ. Последний заключался в лабораторном
определении цветности, электропроводности, жесткое! и воды и со-
держания в ней главных компонентов солевого состава. В последую-
щие годы эти наблюдения были дополнены зондированием с по-
мощью каппаметра водной толщи па каждой станции (для более
детального определения электропроводности воды) и учащенными
измерениями температуры и электропроводности поверхпос г и ого
слоя воды с движущихся по маршруту судов.
Зимой число станций сокращалось, а продолжительность
сьемок увеличивалась до 7—8 суток. Однако при отсутствии
непосредственного воздействия метеорологических фак юров
па водоем, покрытый льдом, синхронность наблюдений в этот
период не имела столь большого значения, как в навигационный
сезон.
Кроме упомянутых съемок, охватывающих весь водоем, на Ры-
бинском и Можайском водохранилищах проводились синхронные
съемки небольших участков акватории с целью более детального
исследования структуры их вод [13]. В то время как при съемках
Рыбинского водохранилища одна гидрологическая станция прихо-
дилась в среднем па 60 км2 акватории, при съемках Горьковского
водохранилища и Черемшапского залива Куйбышевского — на
20 км2, Можайского водохранилища — в среднем две станции па
1 км2 акватории, то при съемках отдельных полигонов сетка стан-
ций сгущалась в 5—10 раз.
Ценность материалов синхронных и в принципе подобных им
съемок заключается прежде всего в их массовости и относительно
равномерном распределении пунктов наблюдений по исследуе-
мой акватории водохранилища. Кратковременность каждой съемки
позволяет характеризовать физическое состояние вод водоема
практически при одинаковых гидрометеорологических условиях,
благодаря чему /возникает возможность достаточно строгой карто-
графической интерпретации и статистической обработки материа-
лов таких наблюдений.
Анализ материалов съемок водохранилищ волжского бассейна
позволил установить, что в каждом из этих водоемов в течение
любого сезона года обнаруживаются воды различного происхож-
дения. Опи располагаю гея крупными массами и заполняют вполне
определенные и сравнительно легко оконтурпваемые районы. В от-
дельные сезоны существенные различия между ними отчетливо
заметны даже на ограниченных по площади участках водохрани-
лищ. Эти различия выявляются с помощью отдельных или целого
комплекса числовых показателен, представляющих собой величины
различных физических и химических характеристик воды. Гене-
тическая и качественная неоднородность вод, заполняющих водо-
хранилища, послужила основанием использовать при изучении их
структуры и динамики понятие «водная масса», широко приме-
няемое в океанологии. Учитывая специфические особенности фор-
мирования и трансформации речного стока в водоемах суши,
II. В. Буториным [1] было предложено называть водной массой
континентальных водоемов сравнительно большой объем воды (со-
измеримый с емкостью отдельных районов водоема), формирую-
щийся в определенных географических условиях бассейна пли
в самом водоеме, обладающий в течение каждой фазы гидрологи-
ческого режима почти постоянными величинами и относительно
равномерным распределен нем физических, химических и биоло-
гических характеристик, составляющих единый комплекс, и рас-
пространяющийся как единое целое.
Естественно, что понятие «водная масса» озера пли водохрани-
лища, как и в океанологии, в известной степени условно. Однако
оно представляется необходимым, поскольку в нем сочетаются
количественная и качественная стороны единого процесса стока
[10]. Относительная однородность воды в каждой водной массе
но физическим и химическим характеристикам служит предпо-
сылкой наиболее точного расчета запаса тепла, растворенных
и взвешенных в воде газов, минеральных и органических ве-
ществ в водоеме в целом. Иными словами, подход к изучению гид-
рологического режима водохранилищ с позиции анализа осо-
бенностей формирования водных масс, их динамики и транс-
формации может служить основой балансового метода про-
гноза качества воды в водохранилищах и отдельных их
районах.
Для подобных расчетов требуется знать объем воды в каждой
конкретной водной массе, поэтому, помимо детальных морфомет-
рических данных по отдельным участкам водоема, необходимо
объективное, строго обоснованное выделение водных масс в во-
доеме. Решение этой задачи может быть обеспечено лишь при ус-
ловии правильного выбора критериев и признаков, используемых
при анализе водных масс, а также при наличии материалов наб-
людении, достаточно полно отражающих физическое состояние вод
водоема при определенных гидрометеорологических условиях.
Для выделения и характеристики водных масс водохранилищ
волжского бассейна использовались данные о цветности, прозрач-
ности, темпера гуре, удельной электропроводности, жесткости воды,
содержании в иен кислорода, взвесей, отдельных ингредиентов со-
левого состава, а также некоторые соотношения между ними (на-
пример,
Опыт использования в качестве показателей вод-
ных масс в рассматриваемых водоемах перечисленных харакюрп-
сгик показал, что наиболее конссрваiявные из них в ядре водной
массы практически не меняю! своих значений в течение всего пе-
риода существования данной массы в водоеме. Поэтому они могут
служить индикаторами происхождения водпой массы и характери-
зовать степень ее трансформации при смешении с соседними мас-
сами. Однако консерватизм и репрезентативность показателей
различны в одном и том же водоеме в разные сезоны года и нео-
динаковы в водохранилищах, расположенных в разных физико-гео-
графических условиях. В качестве примера можно отметить, что
цветность служит хорошим индикатором происхождения вод и по-
казателем водных масс в водоемах Верхней Волги и совершенно
не репрезентативна в этом от ношении в водохранилищах нижней
части волжского каскада и в москворецких.
Нс менее важен и выбор метода выделения водных масс в кон-
кретном водоеме. При большой контрастноеги соседних водных
масс но какой-либо репрезентативной характеристике граница
между ними (гидрологический фронт) легко находится по место-
положению поверхности, объединяющей точки с максимальными
значениями градиента этой характеристики в пространстве. Так,
горизонтальные градиенты удельной электропроводности воды на
гидрологическом фронте в Горьковском водохранилище достигали
17 мкСм/см, в Можайском — 50 мкСм, а в Рыбинском — даже
70 мкСм/см на 1 км [13]. Применимы в подобных случаях и широко
известные в океанологии методы выделения водных масс по двум
независимым показателям с помощью диаграммы смешения двух
или трех соприкасающихся масс [3, 8, 13]. Однако из-за мелковод-
ности равнинных водохранилищ и изменчивости их гидрометеоро-
логического режима границы между водными массами часто рас-
плывчаты и представляют собой подвижные переходные или фрон-
тальные зоны. Для выделения водных масс в таких случаях были
разработаны статистические методы [5, 7], базирующиеся на ма-
тематическом анализе пространственной неоднородности всего
имеющегося комплекса характеристик и учитывающие не только
физические, химические, но и биологические особенности водных
масс.
Сопоставление положения границ раздела водных масс, выде-
ленных перечисленными методами по материалам синхронных
съемок Рыбинского водохранилища, показало удовлетворительное
их совпадение. Хорошее соответствие результатов анализа полей
физических и химических характеристик, выполненных различ-
ными методами, подтверждает наличие в водохранилищах суще-
ственно отличных друг от друга по свойствам водных масс. Ре-
альность их существования доказывается высокой статистической
достоверностью их выделения [5].
Водные массы, находящиеся в водохранилищах, подразделя-
ются на два типа: речные и собственно водохранилища. Первые
из пих формируются в речной сети водосбора, а их физические
и химические характеристики определяются прежде всего свойст-
вами преобладающей генетической категории вод, зависящими от
физико-географических особенностей формирования стока в дан-
ную фазу гидрологического режима реки, впадающей в водохра-
нилище. Водные массы этого тина заполняют приустьевые районы
водоема и обычно однородны по вертикали. Речные водные массы
являются первичными. В результате их смешения в водоеме обра-
зуются вторичные водные массы собственно водохранилища. Важ-
нейшей особенностью последних следует считать свойственный нм
процесс аккумуляции вещества п энергии, присущей водоемам за-
медленного водообмена [11]. Наиболее существенным признаком
этого процесса служит более или менее длительная стратификация
этих масс, а также (по сравнению с речными водами) большая
интенсивность продуцирования органического вещества и связан-
ным с ним других биохимических процессов. Эти водные массы,
сходные с озерными, занимают центральные и прпплотипные рай-
оны водохранилищ.
Объемы водных масс, их взаимное положение в водохранилище,
т. е. гидрологическая структура водоема, определяются многими
факторами: режимом речного стока и его регулированием гидро-
узлами, морфометрическими особенностями отдельных районов
водохранилища, метеорологическими условиями, различием плот-
ности вод соприкасающихся масс и т. д. Структура воды в водо-
хранилищах меняется от сезона к сезону; характер этих изменений
и продолжительность существования отдельных водных масс за-
висят в первую очередь от интенсивности водообмена водоема.
В более проточных водохранилищах сезонного регулирования
стока речные водные массы в половодье полностью вытесняют из
водоема его зимние воды. По окончании пропуска половодья че-
рез гидроузел такие водохранилища оказываются заполненными
речными массами, трансформированными вследствие их смешения
между собой. С замедлением водообмена в глубоководных райо-
нах таких водохранилищ возникает температурная стратификация,
происходит седиментация речных взвесей, начинает развиваться
фитопланктон, меняться газовый и оптический режимы водной
толщи. Эти процессы столь существенно изменяют свойства реч-
ных вод, что из них образуется летняя водная масса водохрани-
лища озерного типа. Па формирование и продолжительность суще-
ствования основной водной массы водохранилища, расположенного
в каскаде, сильное влияние оказывает режим работы вышележа-
щего гидроузла. При значительных транзитных расходах воды
в таких водохранилищах их собственная водная масса оказывается
полностью вытесненной водной массой вышерасположенного водо-
хранилища. В слабо проточных водохранилищах многолетнего ре-
гулирования формирование собственной водной массы происходит
за счет разбавления речными водами половодья зимней водной
массы водоема.
Несмотря па различный характер формирования водной массы
водохранилища, в водоемах сезонного и многолетнего регулирова-
ния стока сохраняется общая закономерность внутригодовой из-
менчивости объемов речных и водохранплпщпых масс. Максималь-
ный объем водная масса водохранилища имеет в летне-осенний
период, когда нередко он составляет 80—90% общего объема во-
дохранилища. С началом сработки воды из водоема объем этой
массы систематически уменьшается и достигает минимума весной.
И наоборот, весной наибольшего объема в водохранилище дости-
гают речные массы, после чего наступает летне-осенний минимум
в годовом цикле. В период зимней сработки доля речных водных
масс в водоемах постепенно возрастает.
Материалы сьемок волжских водохрапилпщ позволили обна-
ружить генетическую и связанную с пси качественную неоднород-
ность их вод по только но аква горни, по и по вертикали. Сложная
вертикальная структура, вызванная процессом натекания пли под-
текания одной водной массы под другую, в водохранилищах воз-
никает лишь при определенных условиях. К ним в первую очередь
следует отнести интенсивность турбулентного перемешивания вод-
ной толщи, вызванного либо повышенной проточностью водоема,
либо ветровым воздействием, и степень различия водных масс ио
плотности, зависящей от температуры и минерализации их вод.
В более проточных водохранилищах сезонного регулирования
четко выраженная вертикальная структура вод наблюдается лишь
в узких и относительно глубоких приустьевых заливах с понижен-
ным водообменом, а также зимой в примыкающих к ним участках
главных плесов [14]. Аналогичная картина наблюдается и в обшир-
ном, по мелководном Рыбинском водохранилище [3]. Наиболее
устойчива вертикальная структура вод в нешироких и слабопроточ-
пых водохранилищах москворецкого бассейна, в которых она со-
храняется па протяжении периодов летней и зимней стагнации.
В этих водохранилищах зимой особенно четко прослеживается
медленное перемещение речных вод (вдвое более минерализован-
ных и потому более плотных, чем воды водохраиилищпой массы)
от верховьев к плотине по извилистой ложбине затопленного реч-
ного русла. К середине зимы речная водная масса достигает
гидроузла и поступает в придонный водозабор ГЭС [8]. Естественно,
что вертикальная структура вод в отдельных районах водохрани-
лища, наряду с химическими и биологическими процессами, опре-
деляет качественную неоднородность воды на различных глу-
бинах.
При перемещении по водохранилищу пли из одного водохра-
нилища каскада в другое, а также*с течением времени водные
массы изменяют свои первоначальные характеристики. Иными
словами, в водохранилищах непрерывно происходит трансформа-
ция водных масс. Следует различать две основные формы транс-
формации водных масс: фронтальную и впутрпмассовую. Первая
из них происходит главным образом в пределах фронтальных зон
за счет смешения взаимодействующих водных масс Ведущую роль
в этом процессе играет турбулентный обмен, сопровождающий как
стоковые, гак и дрейфовые течения. Внутримассовая трансформа-
ция представляет собой процесс изменения пскоисервативпых
характеристик внутри одной и той же водной массы под воздейст-
вием теплообмена воды с атмосферой, ветро-волнового и конвек-
тивного перемешивания, биохимических и биологических процес-
сов. Обе формы трансформации водных масс в водохранилищах
нередко происходят одновременно, однако, как правило, в отдель-
ных районах водоема бывает заметное преобладание одной из них.
Так, в период весеннего наполнения водохранилищ решающая
роль в изменении свойств водных масс принадлежит фрошалышп
трансформации. Летом и осенью преобладает внутримассовая
форма трансформации.
Таким образом, водохранилища волжского бассейна нс только
регулируют сток одной из важнейших водных ар терпи пашей
страны, по и играют существенную роль в изменении свойств реч-
ных вод. Изучение этих процессов с целью разработки научных
основ направленного воздействия на круговорот веществ в водо-
хранилищах в интересах повышения эффективности их комплекс-
ного использования требует дальнейшего углубления исследова-
нии структуры и динамики водных масс водохранилищ.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1 Буторин II В. О водных массах континентальных водоемов.— В кн.:
Динамика водных масс водохранилищ. М.—Л, «Паука», 1965, с. 3—9.
2. Буторин II. В Синхронные гидрологические съемки па Рыбинском
водохранилище.— В кн.: Динамика водных масс водохранилищ. М—Л. «Паска»,
1965, с. 23—28.
3. Буторин Н. В. О вертикальной неоднородности водных масс Рыбин-
скою водохранилища — В кп.: Планктон и бентос внутренних водоемов. М—Л.,
«Паука», 1966, с 320—332.
4 Буторин Н. В О водных массах равнинных водохранилищ.— В кн.:
Комплексные исследования водохранилищ, вып. 2 Изд. МГУ, 1973, с. 29—41.
5. Буторин Н. В., Смирнов Н. П. Исследование водных масс конти-
нентальных водоемов с использованием ЭВМ.— В кн.: Химизм внутренних водое-
мов и факторы загрязнения и самоочищения. М.—Л., «Наука», 1968, с. 86—100.
6. В о р о и к о в П. П. Основы расчета изменений минерализации воды
водохранилищ волжской системы.— «Тр ГГП», 1951, вып. 33(87), с. 26—43
7. Е рш о в а М. Г. О применении статистических методов к выделению
водных масс в водохранилищах.— «Биология внутренних вод. Информ, бюлл.»,
1968, № 2, с. 66—70.
8. Е р ш о в а М. Г. О динамике водных масс Можайского водохранилища
в период ледостава.— В кн.; Комплексные исследования водохранилищ, вып. 1.
Изд. МГУ, 1971, с. 65—77.
9. 3 е н н и А. А. Гидрохимия Волги и ее водохранилищ. Л., Гидрометео-
издат, 1965, 239 с.
10. Мур а венский С. Д. Процесс стока как географический фактор.—
«Изв. АН СССР, сер. геогр. и геофиз.», 1946, т. 10, № 3, с. 293—299.
И Р о с с о л и м о Л. Л. Основы типизации озер и лимнологического райо-
нирования.— В кн.: Накопление вещества в озерах. М, «Паука», 1964. 164 с.
12. Фортунатов М. А. Цветность и прозрачность воды Рыбинского водо-
хранилища как показатели его режима.— «Тр. Пн-та биол. внутренних вод
АН СССР», 1959, вып. 2(5), с. 246—357.
13. Эдельштейн К. К. Динамика зоны смешения водных масс в водо-
хранилище.— В кн.: Биологические и гидроло!ические факторы местных переме-
щений рыб в водохранилищах. Л., «Наука», 1968, с. 31—48
14. Э дел ын гони К. К. Ои изучении водных масс малых водохранилищ.—
В кн.: Комплексные исследования водохранилищ, вып. 1. Изд. МГУ, с. 29—33.
М. Г. Ершова, К.К. Эдельштейн
(МГУ, Москва)
РОЛЬ ПЛОТНОСТНОЙ НЕОДНОРОДНОСТИ ВОДНЫХ МАСС
В ПРОЦЕССЕ ВНУТРЕННЕГО ВОДООБМЕНА
ДОЛИННЫХ ВОДОХРАНИЛИЩ
Одной из важнейших проблем гидрологии водохранилищ сле-
дует считать исследование процесса внутреннего водообмена. Не-
достаточная изученность характера перемещения вод в этих водо-
емах связана с неустойчивостью течении как ио площади, гак и
во времени, а также с тем, что во многих случаях скорость тече-
ния по абсолютной величине оказывается ниже чувствительности
стандартных гидрологических приборов. В то же время правиль-
ное представление о динамике вод в водохранилищах необходимо
для решения вопросов, связанных с расчетом и прогнозом каче-
ства воды. Единственным пока методом натурных исследований
динамики вод в малопроточных водохранилищах, дающим такое
представление, является изучение перемещения водных масс раз-
личного происхождения |2]. В этой и некоторых других работах
[3, 9, 13, 14] оценивается влияние плотности воды на характер пе-
ремещения речных водных масс, поступающих в водохранилище.
К главным морфометрическим особенностям долинных водохра-
нилищ относятся значительная удлиненность и асимметрия их по
продольной оси, связанная с уклоном дна речной долины. Для не-
больших долинных водохранилищ, как, например, Можайское, эти
особенности морфометрии в сочетали с малыми размерами пло-
щади зеркала, ограничивающими воздействие ветра на перемеши-
вание их водной толщи, способствуют усилению роли плотности
в качестве одного из важных факторов движения воды в пределах
их чаши.
Плотностная неоднородность воды, находящейся в водохрани-
лище, может быть следствием нескольких причин: неоднородно-
сти температуры воды, неодинаковой степени насыщения воды
взвешенными частицами, различиями в минерализации воды.
Обычно наблюдающаяся плотностная неоднородность воды по про-
дольной оси водохранилищ при благоприятных условиях (малая
проточность водоема, слабое ветровое перемешивание) вызывает
возникновение хорошо выраженных плотностных потоков.
Плотностные потоки были обнаружены в водохранилищах до-
линного типа, расположенных в каскаде на р. Теннесси. Эти по-
токи обусловлены температурными различиями водных масс [13,
14]. По данным К. Я. Кинд [6], температурные различия, при ко-
торых разность плотности воды на вертикали составляет
0,0002 г/см3, приводят к возникновению плитпостпого движения.
11скоторые данные экспериментальных исследований показы-
вают, что для образования устойчивых плотностных потоков за
счет различного насыщения слоев воды взвесями необходима раз-
ность плотности не менее 0,001 г/см3 [8]. По наблюдениям А.М.Му-
хамедова и др. [7], в водохранилище (на притоке которого кон-
центрация взвесей достигает 1—3 кг/м3, что обеспечивает различие
в плотности втекающих п находящихся в водоеме вод 0,0005 г/см3)
должен возникнуть придонный плотностной поток.
Данные о распределении концентрации растворенных веществ
и температуры воды в глубоководном водохранилище па р. Коло-
радо (оз. Мид), приведенные Эпдерсопом и Притчардом [11], сви-
детельствуют о том, что в этом водоеме существует плотностной
поток не только летом, но и зимой, когда Ар <0,001 г/см3. Его
возникновение в зимний период связано с различной минерализа-
цией в возникновении струйности течений водохранилищ юга
СССР [1]. Упомянутые наблюдения проводились па водохранили-
щах с повышенной минерализацией воды (500—800 мг/л).
Детальные исследования роли плотности воды в гидрологиче-
ском режиме слабопроточного долинного водоема были проведены
па небольшом Можайском водохранилище, вода которого имеет
малую минерализацию и незначительную концентрацию взвесей.
Оценка роли каждого из факторов, формирующих ноле плотности
в водохранилище, показала, что при колебаниях температуры воды
от нуля до 28° С, мутности от 2 до 200 мг/л и минерализации от
30 до 600 мг/л различные сочетания этих величин могут привести
к значениям плотности, различающимся от нуля до 0,004 г/см3.
Для расчета плотности слабоминерализованных вод использо-
валась зависимость плотности гидрокарбонатных вод от их удель-
ной электропроводности х [12]. Миперализационпая поправка Аок,
рассчитанная по величине измеренной электропроводности воды,
суммировалась с величиной плотности дистиллированной воды, оп-
ределяемой в соответствии с измеренной температурой. Особенно
важно введение минерализационной поправки к плотности воды
при низкой температуре. Для водных масс, различающихся по
концентрации растворенных веществ па 200—400 мг/л, величина
Дох соизмерима с изменением плотности дистиллированной воды
при колебаниях температуры в диапазоне 0—12° С.
Исследования характера перемещения вод в Можайском во-
дохранилище показали, что различия в плотности воды в преде-
лах 0,0001—0,0002 мг/см3 достаточны для возникновения
плотностного потока. В зимний период эти различия вызваны
исключительно минерализацией воды. Без учета роли этого фак-
тора невозможно объяснить наблюдающееся ежегодно во всех мос-
кворецких водохранилищах явление мезотермии [10]. При макси-
мальной мутности в этих водохранилищах (200 мг/л) увеличение
плотности за счет взвесей (не более чем 0,00003 г/см3) находится
в пределах точности расчета плотности воды при изменении ее тем-
пературы и электропроводности.
В результате обработки материалов более 50 гидрологических
съемок Можайского водохранилища было установлено, что в те-
чение года в нем находятся и сменяют друг друга восемь водных
масс: три-—речного типа (весенняя, летне-осенняя и зимняя),
три — водохранилищных (весенняя, летняя и осенняя) и две дон-
ных1 (летняя и зимняя). Опи были выделены с помощью таких
показателей, как удельная электропроводность воды, концентрация
кислорода, температура воды, относительное содержание гидрокар-
бонатпого попа, соотношения ионов натрия и калия.
Для каждого сезона характерна определенная структура вод
водохранилища (см. рисунок). В конце весны — начале .чета и
осенью объем водохранилища представлен двумя водными мас-
сами: речной и основной (водохрапилпщной), границы между ко-
торыми вертикальны или слабо наклонны. Во второй половине
лета и зимой, в периоды сравнительно устойчивой вертикальной
стратификации вод, в водохранилище обнаруживаются три водные
массы: кроме речной и основной формируется донная водная масса.
Эти три водные массы во всех участках, кроме верхнего, запол-
ненного речными водами, образуют вертикальную структуру, рас-
полагаясь одна под другой. Такая структура вод повторяется еже-
годно. Опа устойчива благодаря тому, что, несмотря иа достаточно
широкий диапазон плотности воды, характерный для каждой вод-
ной массы (табл. 1) в течение периода ее существования, соотно-
шение плотности вод, составляющих различные водные массы, ос-
тается постоянным в течение каждого сезона. Гак, в любой мо-
мент зимнего периода плотность вод донной зимней водной массы
всегда выше, чем плотность вод зимней речной, а плотность вод
последней выше, чем плотность вод осенней водной массы водо-
хранилища.
Поступательное перемещение водных масс от верховьев Мо-
жайского водохранилища к плотине, как и в более проточных во-
дохранилищах, определяется соотношением величин расходов
воды его притоков и сброса через гидроузел. Однако на характер
и скорость этого перемещения водных масс большое влияние ока-
зывают их плотностные различия, роль которых меняется в раз-
ные сезоны года. В зимний период, когда отсутствует ветровое
перемешивание, плотностные различия водных масс целиком
определяют особенности динамики вод в водоеме. Об этом
1 Донной названа водная масса, состоящая из смеси речных, водохранилищ-
ных и подземных вод. В зимний период доля последних превышает 25% [4].
свидетельствует наблюдающееся в течение зимы изменение поло
женпя границ между водными массами. Анализ водных масс пока
зал, что перемещение воды в сто-
рону плотины по всему попереч-
ному сечению водохранилища
происходит лишь в самом его вер-
ховье, а в среднем п нижнем рай-
онах в поступательном движении
участвуют только воды придонно-
го горизонта [4]. Перемещаясь по
русловой ложбине, речные воды
уже через 4—6 недель после ле-
достава достигают прпплотпнпого
участка. Движению более плот-
ных вод в придонных слоях спо-
собствуют относительно большие
уклоны дна, характерные для
большинства малых долинных во-
дохранилищ, в том числе и Мо-
жайского, в отличие от меньших
уклонов дна водохранилищ озер-
ною типа. Положение изопикни-
ческих поверхностей в толще вод
водохранилища свидетельствует
о пепрекращающемся зимой про-
цессе подтекания речных вод под
водную массу водохранилища
вплоть до начала поступле-
ния в водоем талых весенних
вод.
Плотностный придонный по-
ток приводит к возникновению
циркуляции, при которой вода,
поднимаясь у плотины, вызывает
Структура водных масс Можайского
водохранилища в конце зимы (I),
начале весны (II), конце весны (III),
начале лета (IV), конце лета (V),
осенью (VI).
Водные массы: Р3 — речная зимняя, Р в —
речная весенняя, Рч _0 — речная летне-
осенняя, Во — осенняя водохранилища,
Вв — весенняя водохранилища, В л — лет-
няя водохранилища, Д3—донная зимняя,
Дл — донная летняя; / — гидрологический
фронт, 2 — зона смешения, 3 — лед
перемещение поверхностного слоя вверх по водохранилищу.
На существование такой циркуляции в начале зимы указывает
Таблица 1
Характеристики водных масс Можайского водохранилища
Условная плотность о 1 II о т о о 7 о to см т f 2, (+130)^(4-230) § i 8 о см СО 1 т S' о о см о to + 1 8 ю to4 т 8 7 (+300)ч-(+400)
иг/л 1 ( V—1 ю -14 ОО to СМ
ем о 10- г-. со 10- 10- сО 0,2- СМ
Na я: S‘I-g‘1 3,5-4,5 о to' 2,0-2,5 2,0-2,2 2,3-3,0 о 7 о со' 3,8-6,3
SO4 % эк в 6,0-11,0 о СО 1 ю см’ 1,5-2,0 2,1-2,5 5,0-8,0 О CD 1 2,4-4,0 о СМ д о
НСОз % ЭКВ to со 1 8 46-47 45-47 39-41 36-38 1 40-42 45-47 45-48
Электропро- водность, мкСм/см о о со 260-380 380-500 180-190 150-180 170-210 180-240 350-600
Объем в % от объема водохра- нилища 30-35 5-10 3-15 35-40 70-80 70-85 ю to
Длительность существова- ния, месяц 1,5-2,0 5,5—6,5 4,0-4,5 1,0-1,5 3,0-3,5 5,5-6,5 1.5-2,0 3,5-5,0
• О 1 • • • • •
Водная масса Речная га Оч к к я я ф Ф ф д Он к л Я Ф О о ф Я Ф "Э К Л я S со ф 3 Е7 *—< СО И О cf О CQ га со я л я я ф ф ф к СП л к я ф ч о CQ л л я ф о л 03 я я о л л я ф ч го п: л л я 25 я СО
появление в пределах среднего участка водоема менее минерализо-
ванных вод по сравнению с теми, которые были в верховьях, и повы-
шение температуры воды на горизонтах 0,5—1,0 м от нижней поверх-
ности ль ха. По мере зимней сработки водохранилища область цир-
куляции перемещается на нижний и приплотинный участки, где
в течение второй половины зимы наблюдается постепенный подъем
слоя скачка температуры и электропроводности вблизи гидроузла.
Перемещение вод верхнего слоя приплотипного участка вверх по
водохранилищу поддерживается, кроме того, усилением плотност-
ной неоднородности вод в этом слое, вызванной постепенным повы-
шением плотности вод верхних горизонтов у плотины и пониже-
нием ее на среднем и нижнем участках (табл. 2). Хотя изменения
плотности воды в верхних горизонтах на некоторых станциях на-
ходятся в пределах точности се расчета, общая тенденция этих
изменений дает возможность считать данные, приведенные
в табл. 2, подтверждением существования указанной циркуляции.
Таблица 2
Условная и л о гноен, вод па некоторых станциях Можайского водохранилища
зимой 1968-69 г.
Горизонт, м 29/XI 10/1 13/111
Номер станции
1 о 3 4 1 2 3 4 * 1 2 3 4
1.0 1,5 2.0 2,5 3,0 4,0 5,0 6,0 7,0 122 119 130 175 243 277 278 278 109 105 105 109 112 124 215 105 101 97 97 100 107 114 92 92 96 101 104 112 114 101 112 115 144 157 171 256 297 315 107 118 129 137 150 190 204 92 118 120 131 133 149 160 170 104 115 123 131 111 149 162 174 128 151 154 157 161 265 310 316 96 111 126 138 117 163 173 183 283 109 129 140 158 158 171 179 193 208 128 142 148 156 166 180 186 194 210
Примечание. Станция № 1 расположена в 14 км от плотины, № 2 —
в 9 км, № 3 — в 4 км и № 4 — в 1 км. Длина водохранилища 28 км.
Зимняя циркуляция вод способствует относительной изоляции
осенней водной массы, в связи с чем минерализация ее в ядре
в течение зимы меняется лишь под влиянием процесса ледообразо-
вания.
Для начала весеннего периода характерно вытеснение зимних
вод из верхних участков речной весенней водной массой, что свя-
зано с большими скоростями втекания и большими продольными
уклонами водной поверхности. Там, где скорости стоковых тече-
ний замедляются, роль плотностной неоднородности вод вновь
возрастает и начинается натекание менее плотных речных вод на
зимние водные массы водохранилища. Натурные наблюдения и
расчет водно-солевого баланса трех крупных участков водохрани-
лища показали, что в момент наиболее интенсивного наполнения
водохранилища речные воды достигают плотины, образуя в ниж-
нем и прпплотинном участках топкий поверхностный слой с па-
клопом его нижней границы, обратным уклону дна. Трансформа-
ция этих вод при их перемещении очень невелика (минерализация
возрастает па 10%), что связано с тем, что они поступают еще
подо льдом.
Скорости продвижения по водохранилищу речных водных масс
зимой в придонных горизонтах и весной — в поверхностных по ори-
ентировочным подсчетам равны в среднем 1 см/с.
Механизм формирования летней водной массы водохранилища,
образующейся из весенних речной и водохранилищной водных
масс и остатков зимних вод, возможно связан с процессами гори-
зонтальной конвекции [5]. В перемещении вод в летне-осенний пе-
риод плотность нс является столь постоянно действующим факто-
ром, как зимой. В верховьях речные воды при штилевой погоде
втекают в виде струи. Ее положение в вертикальной плоскости ме-
няется при изменении соотношения плотности вод водоема и вод
притоков. Наличие такой струи вызывает циркуляцию, подобную
зимней. В периоды усиления ветрового перемешивания плотность
вод выравнивается по вертикали, и плотностные потоки затухают.
Такие потоки были обнаружены летом в придонных горизон-
тах зоны смешения речных и водохраиилпщных вод, расположен-
ной па средних участках водохранилища. Происходящее летом рас-
ширение этой зоны и ее постепенное смещение по направлению
к гидроузлу является, таким образом, следствием двух процессов:
поступательного движения более плотных вод с высоким процентом
речных вблизи дна в штилевые периоды и периодического верти-
кального перемешивания при усилении ветра.
В нижних участках водохранилища из-за его относительной
глубоководное™ полное вертикальное перемешивание летом —
явление редкое. Здесь формируется летняя донная водная масса
за счет поступления относительно холодных и минерализованных
грунтовых вод. Эта водная масса в виде плотностного потока пе-
ремещается по направлению к плотине вдоль дна.
Изучение распределения температуры, электропроводности и
плотности воды летом по большому количеству съемок, произво-
дившихся иногда через 5—15 дней, показало, что в этот период
в Можайском водохранилище устойчивые стоковые течения в фор-
ме струй и сопутствующих им водоворотных зон в прибрежных
участках отсутствуют. Периодический в верховьях и более посто-
янный в нижних участках водоема плотностный поток нарушается
при усилении ветра неустойчивыми по направлению и скорости
дрейфовыми и компенсационными течениями.
Исследование перемещения водных масс в Можайском водо-
хранилище и выявленные типы циркуляции вод в разные сезоны
года дают основание считать, что динамика вод водохранилища
годового регулирования стока определяется не соотношением про-
долыюго уклона водной поверхности и морфометрических харак-
теристик отдельных участков, как в реке, а зависит в основном от
плотностной неоднородности его вод. Скорости их перемещения
определяются уклонами изопикнических поверхностей, а также со-
отношением сил касательного напряжения ветра и сил, связанных
с плотностной устойчивостью, препятствующей вертикальному пе-
ремешиванию вод.
Работами па Можайском водохранилище показано, что в отно-
сительно глубоководных водоемах умеренной зоны с малым водо-
обменом и сравнительно низкой минерализацией воды речные вод-
ные массы зимой могут транзитом проходить через водохранилище.
Это особенно важно учитывать при прогною качества воды, сбра-
сываемой через придонные водоспуски небольших гидроузлов,
обеспечивающих водоснабжение предприятий и населенных пунк-
тов. В результате наблюдений и расчетов, произведенных для Мо-
жайского гидроузла [4], было установлено, что при малых расхо-
дах воды, сбрасываемой через гидроузел, перед ним не образуется
зоны интенсивного вертикального перемешивания и в период стра-
тификации вод приплотшшого участка в водозабор вовлекаются
воды, преимущественно расположенные у дна.
Результирующим видом движения воды в долинном водохрани-
лище является поступательное перемещение ее по направлению
к плотине. Это перемещение происходит, главным образом, в виде
подтекания более плотной воды под менее плотную. При наличии
уклона водной поверхности это перемещение может идти в виде
натекания или вытеснения впереди лежащего объема воды. Все
эти три формы перемещения могут одновременно наблюдаться па
разных участках водохранилища'- Однако однонаправленное пере-
мещение в безледпый период периодически приостанавливается
в результате возникающих в водной толще ветровых и компенса-
ционных течений, роль которых усиливается в периоды отсутствия
плотностной стра гификацип. Именно благодаря непериодиче-
ским ветровым течениям и вертикальному перемешиванию в соче-
тании с медленным (меньше 1 см/с) однонаправленным перемеще-
нием воды происходит обособление водных масс и выравнивание
характеристик внутри каждой из них или полная их трансформа-
ция.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Бочков II. М. О слоистости и струйпости течений в водохранилищах.—
В кн.: Гигиена водохранилищ. М., Медгиз, 1961. 257 с.
2 Буторин II. В. Гидрологические процессы и динамика водных масс
в водохранилищах волжского каскада. Л., «Наука», 1969. 320 с.
3. Буторин Н. В., Эдельштейн К- К- К изучению втекания, рас-
пределения и перемешивания водных масс в волжских водохранилищах.— В кн.:
Науч. докл. по вопросам самоочищения водоемов и смешения сточных вод.
(Первый Всесоюзный симпозиум.) Таллин, 1965, с. 231—236.
4. Ершова М. Г. О динамике водных масс Можайского водохранилища
в период ледостава.— В кн.: Комплексные исследования водохранилищ. Вып. 1.
Изд. МГУ, 1971, с. 65—76.
5. 3 а л о i п ii Б. С., П а н т ю л и н А. Н. Проявление боковой конвекции
в арктических морях.— «Вестник МГУ, сер. 5», 1973, № 3, с. 74—79.
6. Книд К- Я- Исследование плотностных потоков.— «Тр. координационных
совещании по гидротехнике», 1964, вып. 11, с. G3—70.
7. Мухамедов А. М., Кулеш II. П., Мухамедов Я- М. словия
образования и движения донною (плотностного) потока в водохранилище
Нурекской ГЭС и влияние его иа процесс заиления.— В кн.: Тр. международ-
ного симпозиума по стратифицированным течениям Сообщение 10. Новосибирск,
1972. 42 с.
8. П о б о р ч а я Л. В. Влияние плотности суспензии и скорости сопут-
ствующего потока чистой воды на соотношение сил, действующих в суспен тон-
ном потоке.— «Мстеороло! ня и i ндрология», 1967, № 3, с. 70—74.
9. Э д е л ып т о й и К. К. Формирование, перемещение и трансформация
водных масс Горьковскою водохранилища.— «Тр. Ин та биологии внутренних
вод АН СССР», 1968, вып. 18(21), с. 36—71.
10 Эдельштейн К. К. Гидрологический режим Можайского водохрани-
лища в зимний период.— В кн.: Комплексные исследования водохранилищ.
Вып 1 Изд. МГУ, 1971, с. 57—61.
11. А и (1 с г s о n Е. К , Р г i t с h а г d I). V Physical limnology of lake Me id.
I S Navy Electronics Lab San-Diego, California, rep. 258, probe NER, 291, 1951.
12. Berger F. Die Dichte naturische Wassc mid Konzentrationsstabilitat in
Seen — „Arcliiv. fur Ilydrobiologie", Supp.-Bd., 22, II. 3/4, Stuttgart, 1955, S. 286—
291
13 Churchill M A. Effect of density currents in reservoirs.— „Water and
Sewage works", 1965, vol. 112, p. 135—142.
11 I 1 d c r R , ( j а г r i s о n I M The courses and persistence of density cur-
rents.—“Water and Sewage Works”, 1965, vol. 112, p. 111—150.
Б. Б. Богословский
(ЛГМИ, Ленинград)
В. А. Кириллова
(Пн т озероведения \11 СССР, Ленинград)
С. А. Филь
(УкрННИРХ, Киев)
НЕКОТОРЫЕ ОСОБЕННОСТИ ВОДООБМЕНА
И ВОДНЫХ МАСС КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ ВОДОЕМОВ
Процесс обмена вод и веществ, содержащихся в них, охваты-
вает все водные объекты земного шара. Степень участия водных
объектов в этом обмене характеризуется в первую очередь их во-
дообменом, интенсивность которого различна для разных видов
этих объектов. Интенсивность обмена водных объектов между со-
бой и с окружающей средой — внешнего водообмена — характери-
зуется для каждого водного объекта отношением объема вод, уча-
ствующих в обмене за некоторый промежуток времени (объем при-
ходной или расходной части водного баланса Vo), к среднему
Ио
объему водоема за тот же период (VB), т. е. Для водных
К в
объектов, имеющих сток (реки, проточные озера и водохранилища),
характеристикой водообмена служит отношение объема стока
из водоема УСт к среднему объему последнего за тот же период
VB — коэффициент условного водообмена Кв = -р£1 [!]•
Водообмен является одной из важнейших характеристик гидро-
логического режима водоемов и водотоков. От его интенсивности
зависит их гидрологический и гидробиологический режим, преоб-
ладание процессов транзита или аккумуляции воды и растворен-
ных в нех солей и взвешенных веществ, интенсивность развития во-
дорослей, вызывающих «цветение» воды, продукция органического
вещества и процесса его окисления, качественный состав и био-
масса фито- и зоопланктона.
С водообменом связана неоднородность вод водоемов и форми-
рование различных водных масс. Первичные водные массы форми-
руются на водосборах и поступают в водоемы в процессе стока.
В водоемах замедленного водообмена образуются водные массы
собственно водоемов — основные. Трансформированные водные
массы образуются из первичных, или основных, под воздействием
внутреннего водообмена водных объектов, химических и биологи-
ческих процессов [1, 2, 10]. 11нтенспвпосгь водообмена определяет
преобладание транзита вод и содержащихся в них веществ через
водоем или их аккумуляцию.
По особенностям водоема выделяются четыре группы водных
объектов, каждой из которых соответствует преобладание опреде-
ленных типов водных масс [I]. Наиболее интенсивный обмен, со-
вершающийся па участках в 100 км и более в течение суток
(Л’вг»>100), характерен для гранзитной группы, включающей реки.
К транзитно-аккумулятивной группе относя гея проточные озера
п водохранилища суточного и недельного регулирования, период
водообмена которых не превышает сезона (/\вг» = 100-е-1). В группе
доминируют элементы речного режима, по появляются п черты
озерного. Период водообмена аккумулягнвно-1рапзигной группы
водоемов возрастает от сезона до десятков лег (/\п6 от 4 до 0,1 и
менее). К пей относится большинство крупных проточных озер и
водохранилищ сезонного и многолетие!о регулирования, для ре-
жима которых характерно преобладание, аккумуляции, а также
вертикальная н горизонтальная неоднородность вод. Аккумуля-
тивную группу составляют бессточные озера и Мировой оксан,
у которых /<нб меняется от единицы в ежегодно пересыхающих
озерах до 0,1 и менее — в крупных бессточных водоемах и до ЗХ
Х10 А— в Мировом океане.
Определение водообмена, особенно для малых озер и прудов,
представляет значительные трудности из-за отсутствия фактиче-
ских данных. При постоянных объеме водоема и площади его во-
досбора величина водообмена прямо пропорциональна обьему
стока с площади водосбора, или модулю стока, и изменяется по
территории аналогично стоку. Исходя из этого, можно рассчитать
водообмен «условного» водоема с постоянными объемом V и пло-
щадью зеркала F для различных участков территории, картиро-
вать полученные величины водообмена и рассчитать водообмен
реальных водоемов по этой карте с учетом их размеров (I/ и F).
Такой метод разработан для территории УССР [8]. В качестве ус-
ловного принят водоем с V=1 млн. м3 и F=100 км2. Средний
многолетний годовой объем стока с этой площади рассчитан по
карте модулей стока и для определения водообмена отнесен к объ-
ему условного водоема. По полученным значениям водообмена
построена карта изолиний коэффициента годового водообмена во-
доемов объемом 1 млн. м3 и площадью водосбора 100 км2 для тер-
ритории УССР (см. рисунок).
Карта годового водообмена водоемов УССР объемом 1 млн. м3 с площадью водосбора 100 км2.
10 Зак. № 325
Расчет фактического среднего годового водообмена для реально
существующих водоемов ведется по формуле
В. уСЛ1
где /Св.факт и Лв.усл —фактический и условный (снятый с карты)
коэффициенты условного водообмена; А — переходный коэффи-
циент, учитывающий фактическую площадь водосбора (F км2) и
отношение условного РуСл и фактического УфакТ объемов водоемов
(млн. м3):
^Уусл
1001 факт
При Русл = 1 млн. м3 формула принимает вид:
А в. факт — Ав. усл
F
1001/ факт
При каскадном расположении водоемов часть стока, поступаю-
щего с водосбора, будет аккумулироваться в расположенных выше
прудах п водохранилищах и водообмен последующих водоемов бу-
дет меньше. Так, водообмен нагульных прудов в каскаде цен траль-
ного участка Донрыбкомбипата, рассчитанный с учетом аккумуля-
ции, оказался в 2—15 раз (в зависимости oi объема прудов и по-
ложения их в каскаде) меньше рассчитанного без ее учета.
В этом случае расчет ведется по формуле
/?Олусл-'Г)
Ав. факт— Ц)0Ифакг Ав. усл,
где U —объем стока, аккумулированного вышележащими водое-
мами каскада (мли. м3).
Формирование, размещение и свойства водных масс связаны
с водообменом, размерами и морфологией водоемов. В крупных
пресных озерах, примерами которых могут служить Онежское
(Ав = 0,05) и Ладожское (Ав = 0,08), основными факторами обособ-
ления водных масс являются морфометрические особенности котло-
вин и связанная с ними термическая неоднородность вод.
Весной и осенью при наличии термического бара и горизонталь-
ной термической неоднородности [6] четко выделяются основная
водная масса, занимающая центральную часть указанных озер,
и трансформированные водные массы прибрежной части и заливов.
Летом водные массы сохраняются, но границы их менее четки
и смещаются под воздействиемм дрейфовых течений; большую роль
в обособлении вод играют вертикальные различия температуры
и плотности, которые при определенных условиях могут служить
границей раздела водных масс. Водпые массы прибрежной части
распространяются в обоих озерах в среднем до районов с глуби-
нами 30—40 м, а основная водная масса занимает большую часть
объема (в Онежском озере около 70%, а в его центральном плесе -
около 80%).
Различия свойств водных масс центральной изолированно!! тер-
мобаром области и прибрежных районов усиливаются в результате
разной интенсивности их водообмена, который как для заливов, так
и для отдельных прибрежных районов сильно варьирует в связи
с местными условиями (морфометрией, притоком впадающих рек,
течениями). Об этом свидетельствуют величины внешнего водооб-
мена прибрежных районов и заливов Онежского озера, ориентиро-
вочно рассчитанные по притоку впадающих рек. Так, средние
годовые значения /\в западного района 0,03, восточного — 0,56, юж-
ного— 0,15, Кондопожской губы — 0,5, Петрозаводской — 3,0, По-
веиецкого залива — 0,04. Внутренний водообмен между заливами
северной части и основным плесом озера может быть оценен ориен-
тировочно по изменению теплозапасов. В течение безледпого пе-
риода (нюнь—октябрь) в этом водообмене участвует около 39 км3
воды, т. е. происходит полный водообмен заливов и губ [6]. В Ла-
дожском озере значительным водообменом (Кв=1,4) отличается
прибрежный юго-восточный район, подверженный влиянию стока
рек Волхова и Свири.
Свойства основной видной массы более стабильны и мало меня-
ются по сезонам. Трансформированные водные массы испытывают
сильное во ^действие гидрометеорологических факторов, в первую
очередь речного притока, и их свойства отличаются значительными
ееюпными колебаниями.
Основная водная масса Онежского озера характеризуется бо-
лее высокой, чем в прибрежных районах, минерализацией (33-
34 мг/л) и содержанием иона НСО“ (20—22 мг/л), меньшей цвет-
ностью (20—30°) и большей прозрачностью в белом свете (0,45
0,58 па поверхности)1. Распределение показателей по вертикали
имеет слабо выраженную стратификацию. Содержание иона ПСО~
в прибрежной водной массе в среднем изменяется от 17 до 25 мг/л,
цветность — от 22 до 66 , прозрачность — от 0,21 до 0,60.
В связи с местными условиями и различным водообменом суще-
ственно разнятся водные массы прибрежных районов озера.
Западный район отличается меньшей минерализацией и боль-
шей цветностью в связи с воздействием стока рек Шуи и Суны. Со-
держание попа НСО^ снижается весной до 17 мг/л, цветность воз-
растает до 66°. В отличие от западного района, формирование вод-
ной массы восточного прибрежного района происходит под
значительным влиянием местного речного притока, наиболее за-
метно проявляющегося в изменении оптических показателей: цвет-
ность значительно выше (до 63°), чем в центре, а прозрачность
меньше (0,21). По содержанию иона НСО“ (17—22 мг/л) эти воды
близки к центральной водной массе. Воды рек, участвующих в фор-
мировании водной массы южного прибрежного района (Андома,
Вытегра, Мегра), имеют повышенную минерализацию, в результате
1 Определяется при помощи спектрального фотометра в долях от единицы.
чего в этом районе отмечается повышение содержания иона НСО~
(до 25 мг/л) и цветности (до 52 ); прозрачность падает до 0,30.
В крупных и глубоких заливах, водообмен которых с централь-
ной частью озера затруднен из-за сложного рельефа дна, могут
формироваться свои системы водных масс. Примером этого служит
Повеиецкий залив — самый северный участок озера. Здесь особенно
хорошо заметно влияние морфометрических особенностей котло-
вины на формирование масс благодаря существованию глубокой
впадины в нем; аналогично центральному плёсу озера в заливе об-
разуется своя основная водная масса, наиболее выраженная весной
(12/VI 1966 г. содержание иона НСО~ составляло 25 мг/л, цвет-
ность 17°, прозрачность 0,61). На большей части залива с глуби-
нами менее 30 м были распространены трансформированные воды
с большим диапазоном колебании физико-химических показателей
по акватории (содержание иона НСОу 23—26 мг/л, цветность 17—
27°, прозрачность 0,54—0,69).
Для Петрозаводской губы, отличающейся наибольшим водооб-
меном (/<п = 3,0), характерна смена маломинерализованных и более
окрашенных трансформированных вод р. Шуи, преобладающих
в весенний период, водами открытого озера, поступающими при на-
гонах. В связи с этим отмечаются значительные колебания физико-
химических показателей ее вод (содержание иона IICO" И —
21 мг/л, цветность 20—95 , прозрачность 0,20—0,50).
В Ладожском озере, так же как и в Онежском, основная водная
масса занимает центральную часть котловины и отличается относи-
тельно малыми колебаниями физико-химических показателей
(22й 52—59 мг/л, цветность 26—42 ). В формировании прибреж-
ных водных масс большую роль играют воды впадающих крупных
рек. Особенно это проявляется в юго-восточной части озера, куда
впадают основные притоки — Волхов и Свирь. Благодаря разли-
чиям в минерализации вод этих рек. (р. Волхов — 22й 59—73 мг/л,
С1“ 5—8 мг/л и р. Свирь 22й 34—47 мг/л, СП 2—4 мг/л) показа-
тели трансформированных водных масс здесь сильно варьируют
(Хи 38—73 мг/л, цветность 30—60 ). Эти водные массы переме-
щаются течениями в другие районы озера преимущественно вдоль
восточного побережья, длительное время сохраняя свои первона-
чальные свойства и постепенно трансформируясь.
Обнаруживаются различия в видовом составе и биомассе планк-
тона, приуроченного к основным и трансформированным водным
массам рассматриваемых озер: районы, занятые первыми, отлича-
ются от районов распространения вторых как меньшим разнообра-
зием видов фито- и зоопланктона, так и меныпей биомассой. Био-
масса зоопланктона летом 1965 г. в открытой части Онежского
озера составляла 12—14 г/м2, а в районах контакта водных масс
достигала 14—18 и даже 26 г/м2. Обилием зоопланктона отлича-
ются заливы, имеющие хороший водобмен с озером — Лижемская
(24 г/м2) и Кондопожская (17 г/м2) губы, в то время как его био-
масса в заливах со слабым водообменом (Унпцкая и Повепсцкая
губы) не превышала 2—5 г/м2 [5].
Южный район Ладожского озера, занятый трансформирован-
ными водами р. Волхова и малых притоков, отличается обильным
флористически разнообразным фитопланктоном с наименьшим ко-
личеством североалышйских видов. Центральному и западному
районам, в которых распространена основная водная масса озера,
свойственна флористическая бедность, типичная для пелагических
областей. Здесь преобладают диатомовые. Для вод р. Волхова ха-
рактерна Stephanodiscus binderanus, перемещающаяся вместе
с ними и в восточные районы, где преобладают сииезеленые водо-
росли [4].
В проточных озерах (/<п>1), примерами которых могут слу-
жить озера Ильмень (7<в = 3,8) и Выгозеро (7<п = 1,5), формирова-
ние и режим водных масс определяется притоком с бассейна и сто-
ком. В оз. Ильмень водообмен совершается в среднем за 3—4 ме-
сяца. КозффнцпепI водообмена варьирует ог 3,7 (маловодный
1964 г.) до 5,1 (многоводный I960 г.). В формировании водных масс
озера основную роль играет интенсивный водообмен, обусловлен-
ный поступлением вод главных при i оков — Ловати, Шелоии,
Меты, — и стоком из озера через р. Волхов. Для оз. Ильмень ха-
рактерно непостоянство свойств (ZX ионный состав, гидрохимиче-
ский класс, цветность) и положения трансформированных водных
масс приюков и основной водной массы. Наиболее заметны разли-
чия между высокомппсрализованиымп трансформированпыми во-
дами рек Ловати и Шелоии с повышенным содержанием хлора
и отличающимися меньшей минерализацией ги фокарбопа гпыми
водами р. Мсгы. Первые (У}и80— 650 мг/л, С1_ 10—210 мг/л, цвет-
ное гь 40—170’) занимают западные и южные районы озера, не-
редко продвигаясь к ценipy, а вторые (22п = 70— 218 мг/л, С1“ 5
50 мг/л, цветность 50—100 ) поступают в севере -восточную часть
и проникают к истоку р. Волхова. Веспой наблюдается пагскапие
распреспеппы.х вод притоков на более минерализованные зимние
воды [2, 3].
В оз. Ильмень положение и показатели водных масс сущест-
венно зависят от водности года. Маловодный 1964 г. отличался пре-
обладанием хлоридпых меженных вод рек Ловати и Шелоии не
только в приустьевых участках, по и в центральном районе озера,
где они сохранялись даже весной. Многоводный 1966 г. характери-
зовался более однородным распространением по всему озеру гидро-
карбонатных вод пониженной минерализации. В оз. Ильмень, так
же как и в других крупных озерах, максимальная биомасса зоо-
планктона приурочена к районам гидрологических фронтов и рас-
пространения трансформированных водных масс. Максимальная
биомасса в озере зафиксирована в его северо-западном участке,
у устья р. Верняжки, несколько меньше она у устья р. Ловати, в за-
ливах и юго-восточной прибрежной части, а наименьшая — в цент-
ральной части [9].
К числу водоемов повышенного водообмена относится оз. Выг-
озеро (/Св=1,5). Формирование и режим его водных масс опреде-
ляется в основном стоком рек Сегежи, Выга и Вожмы, дающих со-
ответственно 52, 18 и 8% общего притока в озеро. Северная часть
оз. Выгозеро, куда впадает р, Сегежа, характеризуется более по-
вышенной минерализацией (средние значения 22и 19 мг/л, содер-
жание иона НСОу 8 мг/л) и пониженной цветностью (50 ). Изме-
нение физико-химических показателей воды происходит в пределах:
22и 14—27 мг/л, НСО“ 6—10 мг/л, цветность 30—70° [3].
В южной части оз. Выгозеро водная масса иод влиянием стока
рек Выга и Вожмы отличается мепыпей минерализацией (У]и
13 мг/л, содержание попа НСО“ 5 мг/л) и повышенной цветностью
(75°). Их колебания происходят в пределах: 9—16 мг/л. ИСО~
2—8 мг/л, цветность 50—100°. Промежуточное положение но своим
свойствам занимает водная масса средней части оз. Выгозеро, где
показатели колебались от 13 до 21 мг/л для общей минерализации
(при среднем значении 17 мг/л), от 5 до 10 мг/л для содержания
попа ИСО“ (7 мг/л) и для цветности — от 40 до 70° (58°). Сход-
ство амплитуд колебания показателей водных масс свидетельст-
вует о сравнительно хорошем перемешивании озера и водообмене
его частей и распространении в нем трансформированных вод раз-
ного происхождения. Наиболее подвержена влиянию речною стока
северная часть оз. Выгозеро, являющаяся районом распростране-
ния трансформированных вод р. Сегежи. Вероятно, к зоне контакта
этих вод с водами, поступающими из южной части озера, можно
отнести данные по весенней биомассе зоопланктона, полученные
3. II Филимоновой [7]. В краевых участках зоны распространения
трансформированных вод р. Сегежи биомасса достигла 14—
30 тыс. экз/м3 но сравнению с 7 тыс. экз/м3 в прибрежной зоне.
Изложенное позволяет сделать следующие выводы:
1. Благодаря ведущей роли внешнего водообмена в режиме вод-
ных объектов он может быть положен в основу их классификации,
приведенной в работе.
2. Внешний водообмен может быть рассчитан для малого водо-
ема постоянного объема с последующим пересчетом па водоемы
других размеров. Метод расчета дай на примере водоемов УССР.
3. В водоемах с интенсивным внешним водообменом свойства
водных масс определяются в основном притоком с водосбора.
В крупных слабонроточпых озерах основную роль в формировании
водных масс играют автохтонные процессы, внутренний водообмен
й особенно термическая неоднородность вод. Влияние притока с во-
досбора проявляется в основном на периферийных участках водо-
ема, характеризующихся более интенсивным внешним водооб-
меном.
4. Водообмен и особенности водных масс определяют условия
жизни в водоеме и соответствующее им распространение фито-
й зоопланктона и ихтиофауны.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Богословский Б. Б. Классификация водных объектов по водообмену
и водным массам.— «Вестник Белорусскою ун-та, сер. 2», 1971, вып. 3,
с. 75—78.
2. Б о г о с л о в с к и й Б. Б. и Кириллова В. А. Водные массы озер
с различным водообменом.— В кн.: Вопросы современной лимнологии. Л.,
«Наука», 1973, с. 102—113.
3. Материалы наблюдений на озерах и водохранилищах. Т. 1, вып. 0—3.
Л., Гидромстеоиздат, 1964—1967.
4. Петрова II. А. Фитопланктон Ладожского озера.— «Тр. Лабор.
озероведения ЛГУ», т. 21, 1918, с. 73—130.
5. Смирнова Т. С. Планктонные коловратки и ракообразные.— В кн.:
Зоопланктон Онежского озера. Л, «Наука», 1972, с. 126—240.
6. Тихомиров А. II. Температура воды, теплозаиасы, гепловой баланс
и термический режим Онежского озера.— В кн.: Тепловой режим Онежского
озера. Л., «Наука» 1973, с. 202—323.
7. Ф и л и м о и о в а 3. 11. Влияние сточных вод целлюлозно-бумажных
комбинатов на развитие зоопланктона.— В ки.: Вопросы гидрологии, озероведе-
ния и водного хозяйства Карелии. Петрозаводск, 1969, с. 154—182.
8. Филь С. А. Водообмен крупных водохранилищ юго-запада Европейской
части СССР.— В кн.: Рыбное хозяйство. 1971, № 12, Киев, «Урожай», с. 37—46.
9. Э г г е р т М. Б. Планктон озера Ильмень.— «Тр. Всссоюз. гидробпол. о-ва»,
1961, т. И, с. 18—25.
10. Эдельштейн К- К- Формирование, перемещение и трансформация
водных масс Горьковского водохранилища.— «Тр. Ин-та биологии внутренних
вод АН СССР», 1968, вып. 18/1, с. 36—50
А. Ф. Изотова, К. А. Мокиевский,
А. И. Тихомиров
(Ип-т озероведения АН СССР, Ленинград)
ТЕПЛОВОЙ РЕЖИМ ОНЕЖСКОГО ОЗЕРА
Тепловой режим озера — это совокупность ряда процессов, по-
стоянно меняющихся но интенсивности и направлению, связанных
с поступлением и перераспределением тепла в водной массе и дон-
ных отложениях озера и с отдачей его внешней среде.
Па Онежском озере исследования тепловых процессов были на-
чаты С. Л. Советовым и продолжены рядом других нсследовагелей
[3]. В настоящее время материалы прошлых лет дополнены значи-
тельным количеством систематических данных, собранных Лабора-
торией озероведения АП СССР (ныне циститугом) в 1964—1967 гг.,
а также материалами круглогодичных наблюдений па береговых
гидрологических постах и станциях Гидрометслужбы.
Но морфологическим особенностям Онежское озеро делится иа
ща больших района: открытое озеро, или основной плес, и район
северо-западных заливов и губ, который условно именуется дальше
шхерным. Площадь основного плёса в 3 раза, а средняя глубина
его в 2 раза больше соответствующих величин шхерного района.
Сбор полевых материалов па Онежском озере в 1964 —1967 гг.
проводился по заранее установленной сетке гидрологических стан-
ций. Режим метеорологических элементов в приводном слое и рас-
четы тсплопотерь в результате взаимодействия поверхности озера
с атмосферой, изменение составляющих радиационного баланса
и радиационный баланс, тепловой баланс и термический режим для
указанных районов и всего озера рассмотрены отдельно [1, 2, 4].
Для расчета теплобалаисовых характеристик был выбран 20-
летиий период (1948—1967 гг.), который можно отнести к эпохе
с господствующим развитием восточной формы циркуляции, часто
прерываемой меридиональном. По температуре воздуха самыми
теплыми за этот период были 1949 и 1961 гг.; для них характерны
усиленный западный и восточный переносы. К самым холодным
следует отнести 1966 г. с господствующим развитием восточной цир-
куляции, особенно в холодный период. Близким к среднему можно
считать 1951 и 1964 гг.
В тепловом режиме озера выделены периоды нагревания (ап-
рель—август) и охлаждения (сентябрь—март). Эти же периоды
были приняты при составлении теплового баланса озера и его
районов. В тепловом балансе учитываются: радиационный баланс
В; тепло, затраченное на испарение или выделившееся при конден-
сации ЬЕ\ турбулентный обмен между атмосферой и поверхностью
озера Р; тепло, связанное с процессами ледообразования и ледотая-
иия QjI} а также поглощенное или выделенное дном и, наконец,
приращение тепла водной массы &W.
Исходя из изложенного, уравнение теплового баланса озера мо-
жет быть представлено в следующем виде:
В ±LE±P±kW±Qn± Q^-Q.
Если учесть, что точность измерения температуры воды состав-
ляет 0,1°, то при средней глубине Онежского озера, равной 30,1 м,
точность определения его тепло пшаса составит не более 0,3 ккал см2.
Поэтому необходимость учета ряда составляющих теплового ба-
ланса, значение которых равно или меньше указанной величины,
отпадает.
Методика наблюдении и общие принципы расчета элементов
теплового баланса подробно изложены в работе [4]. Средние мно-
голетние шаченпя составляющих теплового баланса Онежского
озера приводятся в табл. 1. Для их определения температура по-
верхности озера п его районов в переходные периоды рассчитыва-
лась с учетом площади чистой воды. В среднем за расчетный срок
полный ледостав наступал 18/1, очищение озера ою льда происхо-
дило с 3 по 18/V. Прогрев озера начинался с начала апреля; к этому
времени температура водной массы озера достигала минимума
(0.4 С). Охлаждение озера начиналось с сентября и продолжалось
до апреля.
Радиационный баланс является определяющим в период нагре-
вания и накопления тепла озером. В сумме за год среднее положи-
тельное значение В равно 38,9 ккал/см2, из которых 1,9 ккал см2
приходится на период охлаждения. Среднее отрицательное значе-
ние с октября по март (равное 11,8 ккал/см2), приблизительно
в 3 раза меньше положительных значений радиационного баланса
за год. С октября по март радиационный баланс Онежского озера
остается отрицательным. В этот период резко ослабляется интен-
сивность суммарной радиации Q и возрастает альбедо 4К за счет
снежного и ледяного покровов при довольно стабильном значении
эффективного излучения в течение всего года (около 2,5
3,2 ккал/см2 за месяц). Даже в марте, когда Q увеличивается до
5,7 ккал/см2, т. е. в 3 раза по сравнению с февралем, значение В
остается отрицательным, так как Дк озера достигает 67—69% при
максимальной средней месячной величине до 3,2 ккал см2. Смена
знака в апреле обусловлена дальнейшим повышением Q (на 60%
по сравнению с мартом) и понижением Дк до 30%.
Таблица 1
Средние месячные значения составляющих теплового баланса Онежского озера за периоды нагревания и охлаждения
(194S—1967 гг.), ккал см2
ОСЛСО^^-СМСОГ-Ь-
со СО CM I со
I I I
, нагревания VII 10,1 1,6 0,7 9,2 -7,7 0,0 ИЯ
Период > □з со CQ • <и сх bOCiO OCNO 1- о oocwooi^ ж гдо 2 S’ с
оз
со
СП см >о со со
ОО о см —. СО
•*5
ЛЭ
е;
с5
Q-
С
<33
ОЭ ОЭ 0Э СП СЗ
> — о О —, о lT J
1—•
СП СМ Г- Г- ю О СО со
I >— г-ч СО СМ со I
СП — со о со о
Максимальных значений интенсивность приходящей суммарной
радиации и соответственно радиационного баланса достигает
в шопе, что па месяц раньше максимума температуры воздуха п на
два месяца — максимума температуры поверхности воды. Такой
сдвиг но фазе для Онежского озера является закономерным. Ис-
ключением в расчетном периоде был 1960 г., когда темпера гура
поверхности воды озера достигала максимума в июле, а прираще-
ние теплозапаса несколько уменьшалось уже в августе. Своеобразие
теплового режима озера в 1960 г. можно объяснить тем, что зна-
чение радиационного баланса было высоким в мае (10,6 ккал/см2),
несколько меньше нормы в июне, близко к максимуму в июле, а за-
тем стало ниже средней величины в августе. Такое перераспреде-
ление компонентов теплового баланса было вызвано большим при-
током солнечного тепла в мае и июле при установившейся восточ-
ной циркуляции и несколько пониженным его значением в июне
и августе при развитии форм меридиональной циркуляции.
Существенную ро п> в тепловом режиме озера имеют процессы
обмена теплом и влагой поверхности воды с атмосферой, которые
происходят постоянно с различной интенсивностью в отдельных
районах озера вследствие неоднородности распределения метеоро-
логических элементов особенно весной и осенью. В свою очередь
на распределение метеоэлементов по озеру оказывает влияние тер-
мический режим водных масс, обусловленный морфологическими
особенностями котловины. Примером этого может служить распре-
деление температуры поверхности воды и температуры воздуха
над озером в июне. В течение июня температура воды от берега
к цеп 1 ру основною плеса изменяется в начале месяца от 10 до 2
3 С, в конце — от 16 до 5—6 С (вследствие разделения плеса тер-
мическим баром). При этом температура воздуха в центральных
районах озера бывает вдвое ниже, чем в прибрежных, а скорость
ветра снижается, иногда до штиля. Вследствие соответствующих
условий в изолированных заливах и губах, а также в прибрежных
районах основною плеса в июне наблюдаются значительные потери
тепла на испарение и приход тепла за счет конденсации водяного
пара па поверхности центральной области озера. В ноябре—де-
кабре потери тепла па испарение и турбулентный обмен теплом
в шхерном районе резко снижаются при ледоставе, а в основном
плесе достигают максимальных значении. Как видно из табл. 1,
в целом для озера величина LE меняет свой знак в мае и июне
вследствие преобладания конденсации над испарением. Количество
тепла, теряемого озером за счет испарения в период нагревания,
в 3 раза меньше, чем в период охлаждения. Общие потери тепла
за счет испарения в октябре и ноябре составляют */2 теплопотерь
на испарение за весь период охлаждения (7,2 ккал/см2) и */3 по-
терь тепла на испарение в течение года (20,3 ккал/см2). Затраты
тепла на испарение с поверхности льда в январе—марте состав-
ляют 5% общих годовых.
Турбулентный поток тепла уравновешен в феврале, а с марта по
июль направлен от более теплого воздуха к холодной поверхности
озера. В целом за период нагревания в результате турбулент-
ного обмена озеро получает 6,3 ккал/см2, а теряет в период охлаж-
дения 12,9 ккал/см2. В теплые годы потери тепла с озера больше,
в холодные меньше по сравнению с многолетними. Наибольшие го-
довые потери тепла с озера достигали 34 ккал/см2 (1949 г.), а наи-
меньшие— составляли 18 ккал/см2 (1966 г.).
Приращение теплозапаса AIF за открытый период может рас-
сматриваться как результирующая величина суммы основных
составляющих теплового баланса (B±LE±P). Точность оценки тсп-
лозапаса Онежского озера в основном связана с точностью опреде-
ления температуры его водной массы Гп. Установлено, что наиболь-
шая относительная ошибка за отдельные месяцы при расчете 7% мо-
жет достигать 16%, средняя же относительная ошибка Тп озера
и его районов и их теплозапасов за расчетный срок в периоды на-
гревания и охлаждения составляет 3,6%. Из табл. 1 следует, что
накопление тепла озером начинается с апреля, достигает макси-
мума в июне и закапчивается в августе. В период охлаждения озеро
интенсивно теряет тепло в октябре и особенно в ноябре. В среднем
за год величина АШ7 достигает ±27,7 ккал/см2, при эксперименталь-
ных 33,2 ккал/см2 (1960, 1967 гг.) и 24,7 ккал/см2 (1956 г.). Состав-
ляющие Qi п рд за период нагревания и охлаждения для озера
и сто районов в среднем равны соответственно ±5,2 и ±0,8 ккал/см2.
Полученные, средине значения составляющих В, LE, В, Ай7 ос-
новного плеса несколько выше соответствующих величин, относя-
щихся к озеру в целом, и заметно отличаются от значений, получен-
ных для шхерного района. В теплый период В, LE, Р и АН основ-
ного плеса соответственно равны 37,4; —1,2; 7,1; —30,7 ккал/см2,
а шхерного района 35,8; —7,2; 4,2; —18,4 ккал/см2; в холодный пе-
риод соответственно —10,1; —16,6; —15,5; 30,7 ккал см2 и —9,1;
—8,0; —5,1; 21,4 ккал/см2.
Пз вышеприведенных данных очевидно, что морфометрические
характеристики озера и его районов существенно влияют па его
термический и метеорологический режим и па соотношение вели-
чин составляющих теплового баланса. Эго отчетливо проявляется
па примере значении ЕЕ и Р для периода нагревания основного
плеса (-—4,2; 7,1 ккал/см2) и шхерного района (—7,2; 4,2 ккал/см2).
При прочих равных условиях значения и соотношение составляю-
щих теплового баланса в большой степени зависят от средней глу-
бины сопоставляемых частей водоема.
Как было уже сказано, составляющие теплового баланса В, ЕЕ
и Р являются основными. От направления и интенсивности опреде-
ляемых ими процессов зависит накопление и расход тепла озером.
Обозначим их сумму через 22осг=^±ВЕ±Р, а сумму составляющих
AU/±Q.i±QJ(, показывающую количество аккумулированного озе-
ром и его районами тепла, через 22а (табл. 2).
С учетом вероятной средней ошибки в расчете 22а (равной 4%)
оставшаяся невязка теплового баланса отнесена за счет 22ос- В ре-
зультате 22ос озера стала равна и противоположна по знаку сумме
22а озера.
Таблица 2
Средние значения Уос и 2а величин теплового баланса Онежского озера и его
районов за периоды нагревания и охлаждения (1948—1967 гг.), ккал/см2 в год
Акватория Хос и Ха Период нагревания Период охлаждения
по расчету исправлен по расчету исправлен
Онежское озеро ос • • • 38,4 35,0 -37,2 -35,0
^-.а • • • -33,7 -35,0 33,7 35,0
Основной плес 2. ос • • • 40,3 36,6 -42,2 -39,8
а • • -36,7 -38,2 36,7 38,2
Шхерный район 2-ос • • • 32,8 30,2 —22,7 -20,8
в G3 —24,4 -25,5 24,4 25,5
После внесения соответствующих поправок в 23ос и 22а основ-
ного плеса и шхерною района за указанные периоды эти суммы
оказались различными по своему значению вследствие перераспре-
деления тепла (адвекции) между этими районами озера. Учет тем-
пера гуры воды и перераспределения тепла между основным плёсом
и шхерным районом позволил вычислить водообмен между ними.
За период нагревания объем этого внутреннего водообмена состав-
ляет 13,4 км3, за период охлаждения 22,8 км3. Таким образом, в те-
чение года водообмен между основным плёсом и шхерным районом
почти равен объему последнего. Эш данные получены впервые. Они
указывают па интенсивный внутренний водообмен озера. Рассмат-
риваемый метод расчета требует подтверждения щииыми непо-
средственных наблюдений. Эю намечается выполнить па примере
одного из заливов Онежского озера. В настоящее время определе-
ние внутреннего водообмена между отдельными районами крупных
озер на основании совместного решения уравнений теплового ба-
ланса является актуальной и важной задачей для оценки распреде-
ления поступающих в озеро сточных вод.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Изотова Л Ф Режим метеорологических элементов в приводном слое
и расчет теплогюгерь с поверхности Онежского озера.— В кн.: Тепловой режим
Онежского озера. Л., «Наука», 1973, с. 135—188.
2. М. о к и с в с к и й К- А- Радиационный баланс Онежского озера.— В кн.:
Тепловой режим Онежского озера. Л., «Наука», 1973, с. 52—134.
3. Советов С. А. Онежское озеро. Пг., 1917. 2G4 с.
4. Т и х о м и р о в А. И. Температура воды, теплозапасы, тепловой баланс
и термический режим Онежского озера.— В кн.: Тепловой режим Онежского
озера. Л., «Наука», 1973, с. 202—322.
Ж. Н. Шимараев
(Лимнологический ин-т СО АН СССР, Иркутск)
МНОГОЛЕТНИЕ ИЗМЕНЕНИЯ ТЕПЛОВОГО РЕЖИМА
оз. БАЙКАЛ
Современное состояние изученности гидрометеорологического
режима оз. Байкал позволяет рассмотреть вопрос об особенностях
многолетних колебаний элементов теплового режима озера, вклю-
чая внешний тепловой баланс, а также теплосодержание верхней
части деятельного слоя воды (0—200 м) по наблюдениям па рейдо-
вых вертикалях.
Расчет теплового баланса водной поверхности для отдельных
лет периода 1936—1971 гг. выполнен по методике, изложенной в ра-
боте |2]. Радиационный теплоприход вычислен ио формуле
П. II. Кузьмина с найденными для условий оз. Байкал [1] коэффи-
циентами ослабления солнечной радиации нижней облачностью
и облачностью среднего и верхнего ярусов. Затраты тепла на испа-
рение и турбулентный теплообмен вычислены по формулам турбу-
лентной диффузии, разработанным ГГО с учетом влияния страти-
фикации в приводном слое воздуха по формуле М. II. Тимофеева
[3]. При расчетах теплового баланса в отдельные годы учтены
сроки ледовых явлении, продолжительность осеннего и весеннего
ледоходов.
Ввиду лучшей гидрометеорологической изученности Южного
Байкала, по сравнению с другими частями озера, в данной работе
многолетние изменения теплового баланса поверхности озера
рассматриваются для всего Южного Байкала, а также для его
характерного участка — Лиственичного залива. Общий харак-
тер их изменения за рассматриваемый период близок, в связи
с чем па рис. 1 приводятся данные только для Лиственичного за-
лива.
Все элементы теплового баланса испытывают заметные межго-
довые колебания, характеристики которых неодинаковы для отдель-
ных элементов:
Элементы теплового ба-
ланса Qn Еэ р LE P+LE В
М а кси м у м, кк а л/с м2 год 91,4 54,3 39,8 32,8 27,7 58,3 9,9
Минимум, ккал/см2 год 76,7 44,6 26,8 п.з 18,0 29,6 —26,3
о ккал/см2 год .... 3,4 2,2 3,0 5,4 2,3 7,4 8,4
Cv ккал/см2 год .... 0,05 0,04 0,09 0,28 0,10 0,18 —
Напболес велики показатели межгодовой изменчивости расход-
ной части баланса: затрат тепла на испарение LE и турбулентный
теплообмен Р, а также их суммы. Изменчивость годовых величин
Рис. 1. Многолетние колебания составляющих теплового баланса
поверхности в Лнственичном заливе.
радиационного баланса /?, возникающая под влиянием колебаний
суммарной поглощенной солнечной радиации Qn и эффективного
излучения Еэ, меньше.
В изменении элементов баланса проявляются колебания разной
длительности, которые условно можно разбить на малые (по про-
должительности) циклические колебания длительностью 2—5 лет,
колебания продолжительностью от 7 до 11 лет и колебания, дли-
тельность которых превышает длину ряда. Последние проявляются
чаще всего как длительно сохраняющаяся тенденция одного знака
в изменении составляющей баланса.
Величины Qn в течение всего периода испытывали тенденцию
к некоторому возрастанию. Наряду с этим четко проявлялась малая
цикличность, а также выделилось два более продолжительных
цикла с 1945 по 1952 г. (8 лет) и с 1953 по 1963 г. (11 лет). Годовые
величины эффективного излучения так же, как и Qn, увеличивались
в течение всего периода. Близкими по продолжительности оказа-
лись и средние по длительности циклические колебания (с 1940 по
1950 и с 1951 по 1963 гг.). В изменении годовых величин радиаци-
онного баланса преобладают по амплитуде малые колебания
со средней длительностью около 3 лет. Циклы большей продолжи-
тельности выявляются нс очень четко, а тенденция длительного из-
менения практически отсутствует, так как отмеченная долговремен-
ная тенденция роста приходной статьи радиационного баланса Qu
оказывается скомпенсированнон и аналогичной тенденцией роста
потерь тепла за счет баланса длинноволновой радиации
Элементы расходной части теплового баланса Р и IE меняются
год от юда синхронно, причем малые колебания существенно пре-
вышают по размаху (особенно для Р) колебания большей продол-
жительности.
Результирующие величины теплового баланса поверхности В
испытывают слабовыраженпую тенденцию уменьшения от начала
периода до 1956 г. с последующим пезпачительным возрастанием.
Характерно, что многолетний ход В является зеркальным отраже-
нием изменения величин Р (и P + LE), что говорит о большом зна-
чении процессов тепло- и влагообмепа вода—воздух для формиро-
вания суммарного теплового потока через поверхность.
Вклад отдельных тепловых процессов в межгодовые изменения
теплового баланса поверхности рассмотрен па основании расчета
теоретически возможных вариаций составляющих теплового ба-
ланса в зависимости от колебании определяющих их гидрометеоро-
логических элементов и анализа связи между годовыми величинами
элементов теплового баланса [5].
Вклад Qn в вариациях годовых величин В невелик (12%). В от-
дельные месяцы он меняется от 43% в июне до 2% в декабре.
Сравнительно мал в целом за год (19%) вклад Е,ъ Он достигает
20—26% в период ледостава и понижается до 12 /0 в ноябре
декабре.
Межгодовые изменения теплового баланса поверхности в зпачи
телыю большей степени зависят от изменений затрат тепла па ис-
парение и турбулентный теплообмен. Их вклад в колебания В со-
ставляет 31% для LE и 38% для Р. В течение года колебания Р
оказывают наибольшее влияние па вариации В в декабре (60%),
а колебания LE — в летне-осенние месяцы (июль—октябрь) около
40%.
Большая роль элементов расходной части теплового баланса
в межгодовых изменениях В подтверждается и анализом связи
годовых величин отдельных элементов теплового баланса поверхно-
сти. Коэффициент корреляции связи между Р и В и между P + LE
и В оказывается равным 0,92, тогда как между В и В связь более
слабая (коэффициент корреляции 0,57). Очень мал (0,27) коэффи-
циент корреляции связи между радиационным балансом и зака-
тами тепла на испарение и турбулентный теплообмен вода—воздух.
Эго означает, что изменчивость теплового баланса поверхности
определяется главным образом изменчивостью расходной части
теплового баланса, которая в свою очередь мало зависит от радиа-
ционного теплоприхода и определяется в основном погодными ус-
ловиями осенне-зимнего (до замерзания озера) периода. Тот факт,
что расходная часть баланса не лимитируется в каждом конкрет-
ном году его приходной частью, свидетельствует о большой роли
в теплообмене озера с атмосферой! громадного резервного теплоза-
паса глубинной зоны озера, степень участия которого в теплооб-
мене с верхними слоями воды определяется интенсивностью разви-
тия вертикального водообмена в озере. Отсюда также следует
вывод о том, что теплосодержание водной толщи озера должно
испытывать межгодовые изменения.
Роль отдельных гидрометеорологических элементов в многолет-
нем изменении составляющих теплового баланса поверхности озера
оценена путем анализа расчетных зависимостей и характеристик
и шепчнвостп гидрометеорологических элементов [5]. Количест-
венно вклад изменчивости отдельных элементов в вариации сум-
марного теплового потока (годовых его величин) через поверхность
составляет:
Элемент Темпера- тура воз- духа Темпера- тура по- верхности Влажность воздуха Скорость ветра Облачность
Вклад, о/о 33 19 17 12 19
Первое место по количественному вкладу принадлежит темпера-
туре воздуха, влияние ко юрой особенно велико в октябре—декабре
(максимум в декабре 64%) и мало летом (минимум в июле—авгу-
сте II —16%). /Межгодовые колебания В в летние месяцы обуслов-
лены в значительной степени (до 43% в июне) колебаниями облач-
ности, приводящими к изменению величин Qn.
Ведущая роль изменчивости температуры воздуха в колебаниях
теплового баланса поверхности и затрат тепла на испарение и тур-
булентный теплообмен вода—воздух позволяет использовать для
оценочных (в том числе и прогностических) расчетов месячных и се-
зонных величин Р, LE и В их связи с температурой воздуха. Такие
связи для Р и LE были установлены [5] для отдельных месяцев —
с июня по декабрь, а для В — с сентября по декабрь. Сопоставле-
ние найденных по связям и рассчитанных по принятым формулам
величии Р, LE и В (сезонных) показывает, что связь между ними
(выражаемая коэффициентом корреляции г) и величина среднего
квадратического отклонения составляют:
ri\ VI- хи = 6,98,
rLE, VI-ХП = б’86’
Св, ix-хп = б’99*
Gp= 1,1 ккал/см2
LF = 1,5 ккал/см2;
= 2,3 ккал/см2.
Сделанные выводы о связи временных изменений отдельных
элементов теплового баланса поверхности Байкала находят под-
тверждение при анализе структуры баланса в годы его значитель-
ных отклонении от средней многолетней величины [4]. За основу
для анализа взяты годы, в которые величина теплового баланса
Южного Байкала отклонялась от средне!! многолетней величины В
более чем на 5 ккал см2 год: отрицательные аномалии— 1949, 1952,
1954, 1956, 1961 гг., положительные аномалии— 1936, 1950, 1953,
1957, 1963 гг. Для каждой из групи найдены осреднепные величины
гидрометеорологических элементов и составляющих теплового ба-
ланса, позволившие выявить структуру приходной и расходной ча-
стей баланса в «теплый» (положительные аномалии) и «холодный»
(отрицательные аномалии В) годы, а также условия теплообмена
в отдельные месяцы этих лет. В структуре теплового баланса раз-
пых лет выявились определенные различия (см. таблицу).
Элемент баланса «Теплый“ год «Холодный" Год
ккал/см2 год % ккал/см2 %
11 р I \о д тепл а
89,0 98,1 89,2 97,2
0,3 0,3 0,5 0.5
Р 1,5 1.6 2,1 2,3
С у ммз 90,8 100 91,8 100
Р а с X о Д 1 е п л а
/, 16,6 56 19,8 50
! Е 19,5 21 25,6 26
Р 15,6 20 23,7 24
Сумма 81,7 100 98,6 100
Как видно из приведенных данных, различия в приходе тепла
в озеро в аномальные ио величине баланса годы практически не-
значительны. Зато элементы расхода тепла в теплые и холодные
годы резко отличаются как ио величине элементов баланса (в ос-
новном затрат тепла на испарение и турбулентный теплообмен
вода—воздух), так и но их весу в суммарном расходе тепла. В хо-
лодный год но сравнению с теплым особенно заметно возрастают
величины LE и Р. В структуре баланса отмечается уменьшение
роли Е.) и соответственное увеличение роли Р и LE в суммарном
расходе тепла, а также отношения PILE. Таким образом, резкие
отклонения величин В от среднего многолетнего их значения вызы-
ваются очень значительными и синхронными отклонениями в эти
годы величин Р и LE. Подробное рассмотрение гидрометеорологи-
ческих условии в разные годы показывает, что положительные аио-
малин В отмечаются обычно в годы, характеризующиеся большой
отрицательно]! аномалией температуры воздуха в начале года (ян-
варь) и большой положительной — в конце года (декабрь). В на-
чале года обычно уже существует ледостав ^замерзание наступило
в конце предыдущего года). Эти условия и обт яспяют низкие тепло-
потери с водной поверхности в наиболее холодные месяцы, что фор-
мирует положи тельную аномалию годовой величины В. В ано-
мально холодные годы температура воздуха значительно выше мно-
голетней нормы в январе (при ледоставе во второй декаде января)
и ниже—в конце года. Благодаря этому величины Р и LE в эти ме-
сяцы значительно выше многолетней нормы, что в конечном итоге
является причиной больших отрицательных аномалии годовых ве-
личин В.
Нужно отметить, что при наличии двухлетней цикличности в из-
менении температуры воздуха в декабре—январе мы наблюдали
бы правильное чередование лет с положительными и отрицатель-
ными величинами теплового баланса. Анализ температуры воздуха
в Южном Байкале за длительный промежуток времени показывает,
что цикличность такой продолжительности в колебаниях темпера-
туры воздуха, которую правильно было бы называть квазпдвухлет-
ней, действптельпо имеет место. При этом происходит и отмеченное
выше чередование сроков ледовых явлений. Указанная цикличность
проявляется в том, что при появлении в декабре—январе одного
года очень большой] аномалии температуры (и сроков замерзания)
одного знака через год с большой вероятностью можно ожидать
также большую по величине аномалию темпера гуры воз iyxa (и сро-
ков замерзания), но другого знака. В многолетнем изменении ба-
ланса опа проявляется в чередовании смежных лег с аномальными
значениями В. Так, годами с большими аномалиями В были 1949-—
1950+, 1952-—1953-н—1954-, 1956—1957+ гг., т. е. большинство из
указанных выше лет с аномально большими величинами iсилового
баланса.
Изменение год от года теплового баланса поверхности должно
вызывать изменение теплосодержания всей водной массы оз. Бай-
кал. К сожалению, в настоящее время мы не располагаем данными,
позволяющими рассматривать это явление для всей водной толщи
от поверхности до дна, а также для всех частей озера. Более или
менее длительные систематические наблюдения за температурой
воды в слое 0—200 или 0—300 м выполнялись в последние 2—3 де-
сятилетия лишь па некоторых рейдовых вертикалях в Южном Бай-
кале, а систематические наблюдения за температурой воды от по-
верхности до дна по всему озеру проводятся Лимнологическим ин-
ститутом СО АН СССР начиная лишь с осени 1971 г.
Наблюдения за температурой воды на рейдовых вертикалях
у Лиственичпого (1940—1941, 1946—1958, 1960—1962 гг.), Танхоя
(1940—1949 гг.), Б. Котов (1948—1968 гг.), хотя и с перерывами,
охватывают период с 1940 г. до настоящего времени. Частота этих
наблюдений колебалась в разные годы от 1 до 5—6 измерений
в месяц. Учитывая, что под действием динамических процессов
в деятельном слое воды озера могут происходить быстрые и значи-
тельные колебания температуры, была оценена характеристика
изменчивости температуры и теплозапаса для отдельных месяцев.
Оказалось, что средняя квадратическая ошибка измерения тепло-
содержания колеблется от 1,2—2,8 ккал/см2 в период ледостава
ккал/см2 год
1940 1950 1960 1970
Рис. 2. Многолетние колебания расчетного теплосодержания
в Л пственичном заливе (/) и Южном Байкале (2) и фактического
теплосодержания слоя 0—200 м па рейдовых вертикалях у Тан-
хоя (3), Лиственичного (4) и Б. Котов (5) в Южном Байкале.
(февраль—апрель) до 7,4—10,8 ккал/см2 в конце лета — начале
осени (август—октябрь) в безледпый период. С учетом характери-
стик изменчивости теплозапаса и числа наблюдений в разные ме-
сяцы становится ясно, что характер межгодовых изменений тепло-
содержания может выявиться с большей надежностью по данным
наблюдений в период ледостава, когда теплосодержание дея-
тельного слоя воды близко к минимальному году, а точность рас-
чета средних месячных величин теплосодержания близка
к 2 ккал/см2 (для средних за январь—апрель величин теплосодер-
жания она близка к 1 ккал/см2).
На рис. 2 приведены данные об изменении теплосодержания
слоя 0—200 м в Южном Байкале по наблюдениям на рейдовых
вертикалях в январе—апреле. Здесь же для сопоставления приве-
дены расчетные данные об изменчивости теплозапаса воды в озере,
полученные из сведений о тепловом балансе поверхности всею Юж-
ного Байкала п Лиственичного залива. Как видно, теплосодержание
деятельного слоя воды испытывает заметные межгодовые измене-
ния, характер которых оказывается близким к изменениям расчет-
ного теплосодержания. Общей особенностью изменения теплосодер-
жания является его заметное уменьшение примерно с середины —
конца 40-х годов до конца 50-х — начала 60-х годов и последующее
его возрастание. Помимо этого в изменении теплосодержания хо-
рошо заметны тс же циклы, которые отмечались для отдельных эле-
ментов теплового баланса поверхности, а также для расчетного (по
тепловому балансу) теплосодержания. Нужно отметить, что тепло-
содержание слоя 0—200 м даст неполное представление об измене-
нии теплосодержания всей водной толщи, занижая его размах.
Оо этом свидетельствует, в частности, гот факт, что доля тсплообо-
рота глубинных (ниже 300 м) слоев воды может составлять около
20% в годовом геплообороте па всей (от поверхности до дна, глуби-
поп около 1350 м) вертикали у Лиственичного по наблюдениям
1971 — 1972 гг.
Сопоставление сведений о фактическом (измеренном) п расчет-
ном (по тепловому балансу) изменении теплосодержания в отдель-
ны * годы даст возможность оценить величину адвекции тепла
в районе отдельных рейдовых вер шкалой, обусловленную дейст-
вием динамических факторов (главным образом относительно по-
стоянных циркуляционных течений). Величина адвекции тепла Л
для отдельных лет найдена как разность между величинами месяч-
ного изменения фактического и расчетного теплосодержания.
В среднем за периоды наблюдений на каждой вертикали величины
положительной (Д+) и отрицательной (Л_) адвекции тепла
(ккал/см2) составили:
Б. Коты Лиственичпос Тапхой
............... 39,7 30,1 25,0
............... 38.1 30,0 23,0
Величины адвекции тепла испытывают заметные изменения от
года к году. Анализ величин Л+ в отдельные годы показал, что они
коррелируются для станций западного побережья Южного Байкала
(Б. Коты, Лиственичное) со средними за теплый период величи-
нами температуры воды р. Селенги. Это свидетельствует о влиянии
теплового стока р. Селенги на формирование температурного ре-
жима деятельного слоя воды в прибрежной (рейдовые вертикали
располагаются в 1,5—3 км от берега) зоне вдоль западного берега
Южного Байкала [6]. Эго влияние может в определенной степени
объяснить отмечаемый постоянно [2] факт превышения теплообо-
рота в прибрежной зоне над теплооборотом деятельного слоя в от-
крытом озере. В частности, приведенный для Южного Байкала рас-
чет показал, что под влиянием теплового стока рек в прибрежной
зоне шириной 3 км величина теплооборота может увеличиваться
в отдельные годы на 10—12 ккал/см2.
Тепловое состояние воды является одним из основных факторов,
влияющих па развитие жизни в озере. Поэтому следует ожидать хо-
роших зависимостей между показателями теплового состояния
(средняя температура, теплосодержание) и развитием планктонных
организмов. Выяснение таких зависимостей могло бы быть исполь-
зовано в дальнейшем п в целях прогнозирования.
Относительно роли температурных условий в колебании числен-
ности п биомассы байкальского планктона существуют разные мне-
ния (их перечень приведен в работе [7]), основанные на анализе
единичных температурных измерений в моменты отбора проб фито-
п зоопланктона. Автором показано [7], что определенное преимуще-
ство при таких сопоставлениях имеет использование не единичных
температурных наблюдений, а сведений об изменении теплосодер-
жания всей водной толщи ио данным о внешнем тепловом балансе.
В качестве исходных были взяты данные о межгодовых измене-
ниях расчетного теплосодержания в начале осени (сентябрь) в Юж-
пом Байкале у Листвепичпого и о колебаниях биомассы мелозиры
и суммарной биомассы зоопланктона в районе Б. Котов в 1946
1963 гг. В результате анализа установлено, чго многолетние долго-
периодные циклические колебания биомассы байкальской мелозиры
(одного из наиболее массовых представителей фитопланктона)
и зоопланктона хорошо согласуются по периоду и фазе с аналогич-
ными колебаниями расчетного теплосодержания. Коэффициенты
корреляции связи между элементами кривых долгопериодных коле-
баний теплосодержания, с одной стороны, и биомасс мелозиры
и зоопланктона, с другой, составляют соответственно 0,95 и 0,88.
В то же время связь текущих годовых величии теплосодержания
и биомассы планктона проявляется очень нечетко. Эю дает осно-
вание сделать вывод о том, что определяющая роль температурных
условий проявляется во влиянии па долгопериодную цикличность
в развитии планктона, в то время как па малую цикличноегь могуг
оказывать влияние другие, пока еще не учитываемые при таких
анализах абиотические и биотические соавторы.
Хорошее согласование в многолетнем изменении расчетного теп-
лосодержания и биомассы гидробионтов, для которых температура
среды является одним из основных факторов развития, подтверж-
дает возможность использования сведений о внешнем тепловом
балансе для выяснения особенностей межгодовой изменчивости теп-
лового состояния водной толщи оз. Байкал. Это имеет важное зна-
чение ввиду огромных размеров и глубин этого озера и возникаю-
щих в связи с этим трудностей в проведении подробных во времени
и пространстве систематических температурных наблюдений.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. В ер бело в В. И. и Буф ал В. В. Приход солнечного тепла на Бай-
кале.— «Тр Лимнологического ин-та», 1964, т. 5(25), с. 179—188.
2. Всрболов В. II., Сокольников В. ЛА., Ш и м а р а е в ЛА. II. Гидро-
метеорологический режим и тепловой баланс Байкала. М.—Л., «Паука», 1965.
373 с.
3. Ш и м а р а е в ЛА II. Пространственное распределение испарения и турбу-
лентного теплообмена с открытой водной поверхности оз. Байкал. В кн.: Тр.
Первого Всесоюз. метеорол. совещ. Л., 1963, с. 248—263.
1. Ill и м а р а е в ЛА. Н. Аномалии теплового баланса поверхности Бай-
кала.— В кп : Тр. второго совещ. по вопросам круговорота вещества и энергии
в озерных водоемах. Ч 1. Пос. Лпственичпос на Байкале, Изд. СО АН СССР,
1969, с. 65- 66.
5. Ill и м а р а е в ЛА. II. Роль отдельных гидромстеороло! ичсских факторов
в формировании тепловою баланса поверхности Байкала.— В кп.: Тр. Всесоюз.
симпозиума ио основным проблемам пресноводных озер. Т. 1. 1970, Вильнюс,
с. 186 -196.
6. Ill п м а р а е в ЛА. П О многолетних колебаниях теплосодержания в дея-
тельном слое воды па Байкале.— «Со. работ Иркутской ГЛАО», 1970, вып. 5,
с. 51- 53.
7. Ill п м а р <i е в ЛА. II. Гидромстеороло! нческне факторы и колебания чис-
ленности байкальскою планктона.— «Тр. Лимнологического пп-та», 1971,
т. 12(32), с. 259-267.
К. И. Российский
(ИЫ1 АН СССР, Москва)
ТЕМПЕРАТУРНЫЕ СКАЧКИ В ГЛУБОКИХ
ВОДОХРАНИЛИЩАХ
Образование температурных скачков характерно как для водо-
хранилищ, так и для озер. В слабопроточных водоемах скачки воз-
никают только в летпе-Осснпий период, тогда как при значительной
проточности они могут наблюдаться не только летом, ио и зимой
под ледяным покровом. Формирование летне-осеннего скачка на-
чинается с образования термоклина после нарушения весенней
гомотермии. Характер термоклина зависит от проточности водоема.
В водохранилищах слабой проточности после нагрева поверхност-
ных слоев до 8—10° С распределение температуры воды по глубине
в пределах активной зоны от поверхности до нижней границы тер-
моклина может быть приблизительно описано параболической кри-
вой, причем градиенты температуры постепенно уменьшаются от
поверхности воды до нижней границы активной зоны. Такое распре-
деление температуры указывает па относительное постоянство ко-
эффициента теплопсреноса водной толщи в пределах активной
зоны. По величине эти коэффициенты несмотря па существенные
значения чисел Рейнольдса па порядок меньше коэффициентов пе-
реноса тепла турбулентными возмущениями.
Значительные температурные градиенты, которые устанавлива-
ются в малопроточных водоемах к моменту прогревания верхних
слоев водохранилищ (до 8 С) в условиях устойчивой стратифика-
ции резко уменьшают массообмеп внутри жидкости и препятствуют
переносу тепла в глубину. Гашение турбулентных возмущений в не-
равномерно прогретом водоеме даже при относительно больших
удельных расходах воды (до 0,5 м2/с) настолько велико, что турбу-
лентная теплопроводность теряет ведущую роль переносчика тепла
и, вероятно, уступает ее плотностным течениям.
Такое положение, в частности, наблюдается на Братском водо-
хранилище. В ангарском рукаве, удельные расходы воды которого
в 1965 г. составляли в районе Новошумилова и Заярска 0,2—•
0,5 м2 с, коэффициенты теплопсреноса в воде не превышали
3- 10-5 м2/с, тогда как коэффициент турбулентного переноса, отве-
чающий названным выше расходам, при безразличной стратифика-
ции должен быть равным 20- 10-5 м2/с.
Рис. 1. Распределение температур по глубине Брат-
ского (а) в 1965 г. и Красноярского (б) в 1970 г. водо-
хранилищ.
1 — 4/VII, 2 - 12/VII, 3 - 20/VII, 4 — 20/VIII, 5 - 12/VI, 6 — 23/VI,
7 —5/VII, 8~ 10/V1I, 9 — 3/VIII.
В малопроточных водохранилищах наблюдается постепенный
прогрев слоев воды в пределах термоклина. На рис. 1 а, где пред-
ставлено изменение температуры воды Братского водохранилища,
можно заметить параллельное смещение температурных эпюр.
В соответствии с этим нижняя граница термоклина постепенно сме-
щается вниз.
Иначе развивается термоклин в водохранилищах с большой про-
точностью (при удельных расходах воды больше 0,5 м2/с). Вслед-
ствие повышенного турбулентного обмена перенос тепла в глубь
водоема происходит при сравнительно небольших температурных
градиентах, что в свою очередь исключает сколь-лнбо существенное
затухание турбулентных возмущении.
Примером может служить Красноярское водохранилище, удель-
ные расходы которого в июне, июле и августе 1970 г. изменялись от
1 до 0,5 м2/с. Температурные градиенты в названные месяцы, возра-
стая от пулевых значений при гомотермнн до существенно положи-
тельных значений, не превышали 0,5 С/м и лишь па короткий срок
в поверхностных слоях увеличивались до 1 С/м (рис. 1 б). Так как
такие температурные градиенты при значительных удельных расхо-
дах не препягствовали турбулентному переносу тепла, то коэффи-
циенты теплопереноса па водохранилище сохранялись сравнительно
высокими почти все лето: в безветренные дин они имели порядок
величии 20- 10“5 м2/с, а при ветре увеличивались до 150- 10~г> м2/с.
Приведенные цифры показывают, что перенос тепла в летние ме-
сяцы в водохранилищах большой проточности осуществляется не
столько плотностными течениями, сколько пульсациями стоковых,
дрейфовых или сгонно-нагонных течений.
Следуе'1 заметить, что приведенные для Красноярского водох ра-
нилища цифры па один-два порядка больше, чем значения коэффи-
циентов теплоперспоса в сезон летнего нагрева на малопроточном
Братском водохранилище. 11а водохранилищах большой про-
точности отличается и характер распределения темпера гуры по глу-
бине. Градиенты темпера гуры в них сравни юлыю мало меняются
но вертикали. Отличается и глубина термоклина. Гели па Братском
водохранилище глубина термоклина составляет 25—35 м, то на
Красноярском опа достигает 50—60 м. Ниже по всей глубине со-
храняется температура воды в 4—4,5’С. Обращает на себя внима-
ние малое изменение нижней границы термоклина в течение всего
летнего сезона (см. рис. 1 б). Нижние слои водохранилища слабо
втягиваются в термические процессы, происходящие в термоклине.
Связь между распределениями скорости течения и гемпературы
можег быть найдена в предположении равномерности движения
воды и переноса тепла по длине водохранилища.
1. Уравнение движения
* у
~dUjdy II *
2.
Уравнение переноса тепла
<4 д dz
рО/су —
‘ и d v
(1)
(2)
3. Соотношение между коэффициентом теплопереноса Ло и мас-
сообмена К
kQ—aK.
(3)
В этих равенствах U*— динамическая скорость; U — усреднен-
ная скорость течения; Н — глубина движущегося слоя, рб объем-
ная теплоемкость воды; т — температура воды; S — вертикальный
тепловой ноток через единицу площади водной среды; а — безраз-
мерная величина, зависящая от числа Ричардсона; у — вертикаль-
ная координата.
Совместное решение этих соотношений дает связь градиентов
скорости стокового течения с градиентами температуры:
dU di_
dy SH У dy
(4)
Аналогичные выражения могут быть получены для сгонно-
нагонных и греифовых течений.
С помощью равенства (4) при наличии двух последовательных
измерений температуры воды но вертикали можно получить харак-
Рис. 2. Расп ре де iciuie скоро-
стей течения по глубине водо-
хранилищ.
а — Бра гскос — пос Ка п тук, I —
12/VII 1965 г.; о — Крас ноярскос —
Приморск, 25/V- 1/VI 1970 г.
тер распределения скоростей течения по глубине водохранилища.
Па рис. 2 представлены эпюры относительных скоростей течения
в Братском (ангарский рукав) и Красноярском водохранилищах.
В Брагском водохранилище скорости течения распределяются
приблизительно по параболическому закону, тогда как в Краснояр-
ском их распределение близко к логарифмическому. Различный ха-
рактер течения воды в рассматриваемых водохранилищах является
следствием различного процесса формирования термоклина.
В относительно малопроточных водоемах с ростом температур-
ных градиентов (до 0,7—1,0 С/м) в переносе тепла участвуют плот-
ностные течения, возникающие в результате неравномерного про-
грева воды и появления градиентов плотности в горизонтальном на-
правлении. Интенсивность плотностных течений в этих условиях
оказывается связана прямой зависимостью с величиной теплооб-
мена водохранилища с атмосферой через открытую водную поверх-
ность [1] и коэффициент теплопереноса в водной среде оказывается
равным
S^h,
(5)
где So — удельный теплообмен через открытую водную поверхность;
Р—коэффициент объемного расширения воды; h — глубина термо-
клина и т — безразмерный коэффициент.
Так как глубина термоклина в процессе нагрева меняется
сравнительно немного, а также мало меняются 0 и рб, то отноше-
ние ^o/So сохраняется приблизительно постоянным в течение всего
времени нагрева воды после затухания пульсаций скоростей. Этим
объясняется неизменность температурных градиентов во время на-
грева и параллельное смещение эпюр распределения температуры
по глубине водохранилища.
В отличие от малопроточных водохранилищ в водоемах значи-
тельной проточности турбулентный теплообмен! сохраняется в тече-
ние всего периода летнего нагрева до начала регулярного охлаж-
дения водоема. Относительная стабильность нижней границы тер-
моклина наряду со слабым убыванием температурных градиентов
по его глубине объясняется резким снижением массообмепа в по-
граничной области турбулентного потока, о чем можно судить по
значительному увеличению градиентов на эпюрах скоростей тече-
ния. Значительные градиенты скорости течения вблизи границы
свидетельствуют ие только о малом коэффициенте турбулентной
вязкости, по и о слабом теплопсрсносе в этом слое водохранилища
по сравнению с основной турбулентной областью. Граница актив-
ной зоны, таким образом, служит одновременно линией раздела те-
чений п термическим барьером, затрудняющим проникновение ат-
мосферного тепла в нижние слои водоема.
Для выяснения, какой из двух режимов может иметь место
в том или ином случае, можно воспользоваться отношением показа-
т/т
теля устойчивости водной среды 0 ——h (// — глубина активной
“У
зоны) к числу Рейнольдса Re = q7v (7—удельный расход воды):
М-------. (G)
Если принять, что при турбулентном режиме стокового течения
среднее по глубине значение = то равенство (6) можно пре-
образовать так:
Согласно этим соотношениям, турбулентный режим течения
в термоклине будет при условии
Г—r--
Ч > <8>
Бестурбулентное течение должно иметь место при меньших
удельных расходах, т. е. при
«< W1* <9>
В соответствии с наблюдениями за изменением температуры
воды по глубине Братского и Красноярского водохранилищ можно
принять Л4 = 7,5 • 109, а Ь. = 0,00032.
Практически при увеличении градиентов темпера гуры до
0,7 °С/м бестурбулентный режим устанавливается при удельных
расходах воды меньше 0,5 м2/с.
Если для оценки режима исходить из числа Ричардсона, то не-
равенства (8) и (9) представятся в следующем виде:
g^=Aty -§-SG/z' . (9а)
С началом летне-осеннего охлаждения в глубоких водохранили-
щах устанавливаются два слоя гомотермии: поверхностный и глу-
бинный, разделенные слоем температурного скачка. Температурные
градиенты вето пределах устанавливаются такими же, какие наблю-
даются в малопроточных водоемах во время формирования термо-
клина. Они остаются постоянными во время всего периода охлаж-
дения водоема, пока нс исчезнет скачок.-
В глубоких водохранилищах при значительной проточности, как
отмечалось выше, скачки температуры образуются не только летом,
но и шмон. Образование зимнего температурного скачка происхо-
ди! аналогично появлению температурного барьера летом на ниж-
ней I ранние термоклина.
Пока распределение температуры воды по глубине еще незначи-
тельно отличается от гомотерм ни движение воды происходит по
всей толще водоема с малыми скоростями течения порядка 0,01 м/с.
С увеличением же температурных градиентов в процессе осты-
вания воды в каком-то слое1 водоема возникают условия, при кото-
рых верхние слон нс теряют турбулентного характера движения,
а нижние ого утрачиваю г. Тогда движение воды сосредоточивается
в верхних более холодных слоях водоема.
Iki границе раздела между подвижной и застойной толщами
устанавливаются высокие скоростные и температурные градиенты.
Так, зимой 1965 г. в средней части ангарского рукава Братского во-
дохранилища удельный расход воды в районе Новошумилова был
равен 0,8—1,0 м2/с. Па границе раздела течений, там, где гради-
ент температуры был близок к 0,7° С/м, градиент скорости достигал
максимума, оцениваемого величиной 0,006 — .
Глубина температурного скачка может быть установлена по ус-
ловиям устойчивого существования линии раздела между находя-
щейся в состоянии турбулентного движения легкой жидкостью и об-
ластью неподвижной или перемещающейся в бестурбулснтпом ре-
жиме. Критическое значение разности скоростей Д{7 у этой границы
находится из следующего соотношения [2]:
3/-7-Г-
€>= (10)
Для водохранилищ критическое значение 0 может быть принято
равным 0,05, тогда
Д£7=20 (11)
где Ат—перепад температур на границе раздела.
Принимая, что скорость течения ниже границы раздела равна
нулю, получим ALZ = {7— скорость выше границы раздела. В усло-
виях зимнего температурного скачка Ат 3 , поэтому U в боль-
шинстве случаев является величиной постоянной, примерно равной
0,02 м/с.
Заменяя U=qfh и учитывая А(7 = (7, из выражений (10) и (11)
получаем
h = ..,°'05(/— . (12)
। Ат
Полагая далее'
<13)
II
Mi = b.hy (14)
где = 0,1 —01 ношение толщины слоя скачка \Zz к полной глубине
активной юны Zz, выражение (12) преобразуем в виде
г 1 ОООф" dz: (I v \ ' /
Полученное соотношение показывает, что при \т = const глу-
бина слоя скачка зависит только oi удельного расхода воды и уве-
личивается пропорционально последнему.
Этим объясняется наблюдающееся уменьшение глубины слоя
скачка вдоль ангарского рукава Братского водохранилища. Рукав
постепенно расширяется от бытовых ширни реки до значь тельного
разлива у Паратая. По мерс расширения водохранилища уменьша-
ется и глубина скачка. Формирование скачка не закапчивается на
достижении в пограничном слое критических условии. При произ-
вольной форме зеркала водохранилища в разных его частях скачок,
как уже говорилось, устанавливается па разной глубине, что при-
водит к образованию уклонов верхней границы нижней плотной
воды, которые могут не соответствовать условиям равновесия плот-
ной теплой толщи. Возникает течение, с помощью которого поверх-
ность водной толщи приобретает необходимое устойчивое поло-
жение.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Росси нс кип К. И., Кравцова М. П. Коэффициент теплопсреноса
в малопроточных водоемах в период летнею нагрева.— «Тр. ГП1», 1969,
вып 162
2. Kuelegan G. II. Interfacial instability and mixing in stratified flows.—
,,J. Res. Nat. Bur. Standrs.”, 1949, 43, N 5, p. 67.
Н. В. Буторин, Т. Н. Курдина, А. С. Литвинов
(11БВВ ЛИ СССР, Борок)
ИЗМЕНЕНИЕ ТЕРМИЧЕСКИХ УСЛОВИЙ ИВАНЬКОВСКОГО
ВОДОХРАНИЛИЩА ПОД ВЛИЯНИЕМ ПОДОГРЕТЫХ ВОД
КОНАКОВСКОЙ ГРЭС
В свя <и со строительством крупных тепловых электростанций на
во юхраннлнщах комплексного назначения возникает необходи-
мость оценки влияния сбрасываемых ими подогретых вод на гидро-
логический режим. Институтом биологии внутренних вод АП СССР
в течение ряда лет исследовалось влияние сброса подогретых вод
Конаковской ГРЭС па изменение темпера 15рных условий Ивань-
ковского водохранилища. За период исследований мощность стан-
ции постепенно возрастала и ее водопотреблепие увеличивалось
с 25 то 70 м3/с. Эю дало возможность проследить за теми темпера-
турными изменениями в водохранилище, которые происходили при
пос тепенном увеличении притока дополни тельного тепла.
Иваньковское водохранилище регулирует сток Верхней Волги.
Площадь его зеркала при нормальном подпорном уровне равна
327 км2, а общий объем около 1,1 км3. Наполнение водохранилища
происходит в апреле и продолжается в среднем две педели; уровень
за эго время повышается от 3,5 до 6,7 м. В течение летне-осеннего
периода уровень водохранилища остается практически постоянным.
Максимальные годовые коэффициенты условного водообмена отно-
сятся к периоду половодья, а минимальные — к лету и осени; их из-
менения— соответственно от 9,6—19,7 до 1,6—3,0. Непосредствен-
ному влиянию вод, сбрасываемых ГРЭС, подвержен иваньковский
плес водохранилища, площадь которого равна 140 км2 при обьсмс
около 0,5 км3.
Материалы скоростных температурных съемок показали, что
в зависимости от гидродинамического режима водоема и метеоро-
логических условии распространение подогретых вод в водохрани-
лище заметно меняется. Для выявления наиболее характерных зако-
номерностей распространения сбросных вод был использован метод
разложения температурных полей на естественные ортогональные
составляющие [1]. Этот метод рекомендуется для анализа полей
нестационарных характеристик. Его основное преимущество за-
ключается в том, что главная информация о состоянии поля ис-
следуемой характеристики может быть сосредоточена в немногих
слагаемых (векторах), которые достаточно полно, хотя и без дета-
лизации, отражают ого природу. Анализу подвергались поля тем-
пературы на горизонте 1 м и в придонном слое.
Результаты разложения показали, что большая часть дисперсии
поля описывается двумя первыми векторами. На их долю прихо-
дится от 75 до 90% суммарной дисперсии, в том числе первый век-
тор освещает в поверхностном слое от 69 до 83%, а в придонном —
от 54 до 76% дисперсии. На участке водохранилища, примыкаю-
щем к Мошковичскому заливу, в который происходит сброс подо-
гретых вод I РЭС, значения первого вектора максимальны по вели-
чине и противоположны по знаку значениям его на большей части
водоема. В отдельные годы характеристика первого вектора па вы-
ходе из залива достигала 10,7—10,8, тогда как в районе водозабора
ГРЭС и у плотины гидроузла ее значения колебались от —1,0 до
—2,7. В связи с этим можно предположить, что поле первого век-
тора описывает именно такую особенность распределения темпера-
туры воды в водохранилище, которая связана с поступлением подо-
гретых вод ГРЭС в Мошковпчскпй залив. Если проанализировать
ход нулевой изолинии первою вектора за годы наблюдений, можно
установить зону устойчивого влияния подогретых вод. Интересно
отметить, что, несмотря на большие различия в расходе ГРЭС
от года к году, общая картина распространения теплых вод в водо-
хранилище меняется лишь незначительно. В придонном слое ха-
рактеристики первого вектора изменялись так же, как и в поверх-
ностном слое. Зона же устойчивого влияния подогретых вод огра-
ничивалась частью мелководья, прилегающего к Мошковичскому
заливу.
Поле второго вектора имеет более однородный характер. Можно
полагать, что причины, обусловливающие его изменение, являются
общими для всего водоема. Наиболее высокий удельный вес этот
вектор имел в 1970 г., когда им освещалось 16% дисперсии в по-
верхностном слое и 25%—в придонном. Максимальное колебание
значений характеристик второго вектора по глубине отмечено у ус-
тья Мошковичского залива от 1,3 в поверхностном слое до 5,3 в при-
донном. На прилегающем к заливу мелководье устойчиво располага-
лась зона его минимальных значений (до —2,4). В остальной части
иваньковского плеса изменение характеристик шло более моно-
тонно, причем вблизи водозабора ГРЭС значения их всегда были
отрицательны, а ниже залива — преимущественно положительны.
Такое распределение характеристик вектора, вероятно, определя-
ется различной морфометрией и разным гидродинамическим режи-
мом отдельных участков исследуемого района. Так, положительные
значения вектора, характерные для глубокой приплотинной части,
очевидно, связаны с большей аккумуляцией тепла, чем па узком
и проточном участке у ГРЭС.
Из приведенных данных видно, что влияние сбрасываемых вод
ГРЭС на температуру водохранилища прослеживается ю прнпло-
тнпного участка. Если от характеристик вектора перейти к значе-
ниям температуры (поскольку эти величины функционально свя-
заны), то окажется, что за безледныи период 1970 г. средняя темпе-
ратура воды вблизи плотины была па 1,5 С выше, чем в створе
ГРЭС.'
Приток дополнительного тепла сказался не только на изменении
температуры но акватории водохранилища, но и на вертикальной
температурной дифференциации водных масс. Если до строитель-
ства 1 РЭС в иваньковском плесе температурное расслоение вод на-
блюдалось, как правило, в течение мая—июня и реже в июле, то
в настоящее время слой температурного скачка на отдельных уча-
стках вблизи водовынуска существует в течение 9—10 месяцев. Ис-
ключение составляет период весеннего половодья и осеннею (сен-
тябрь—октябрь), когда усиливается конвективное и ветровое пере-
мешивание.
В формировании слоя скачка плотноегп основную роль играют
следующие факторы: наличие холодной водной массы в глубоко-
водных частях, поступившей сюда в ранние сроки половодья; ад-
векция тепла из верхней части водохранилища, где температура
воды в мае в среднем на 3° выше температуры воды, заполняющей
глубоководную часть иваньковского плеса; сброс теплой воды
ГРЭС и прогрев поверхностного слоя за счет солнечной радиации.
Наиболее ре ню дифференциация водных масс по вертикали выра-
жена в зоне постоянного влияния подогретых вод.
Максимальная величина градиентов температуры наблюдается
в поверхностном слое толщиной до 3 м; ниже значения их заметно
уменьшаются. Вис юны влияния подогретых вод градиент, как
правило, не превышает 1,5’ С/м. В зоне постоянного пли периодиче-
ского влияния подогретых вод он увеличивается до 2,5—3,0°С/м.
Величины градиентов температуры непосредственно в районе вы-
хода теплых вод (у устья Мошковичского залива) составляют 3—
5 С/м, а в отдельные периоды 7—8°С/м.
Исследование термоклина выявило сложную термическую
структуру водной толщи, выражающуюся в ступенчатом распреде-
лении вертикальных градиентов и обусловленную адвекцией тепла
и процессами смешения. При анализе записей, полученных термо-
зондом, обнаружены инверсии температуры со значениями до 0,4° С.
Возникновение их может быть вызвано целым рядом факторов,
из которых основная роль принадлежит процессам турбулентного
обмена и внутренним волнам. В связи с этим инверсии, очевидно,
являются неустойчивыми образованиями. Как правило, они наблю-
даются непосредственно в термоклине и наиболее часто в зоне
влияния теплых вод. В слоях с инверсиями температурные
1 При сопоставлении данных наблюдении температуры на водомерных
постах Конаково и Дубка отмечаемая закономерность не обнаружена.
(Прим, ред.)
градиенты имеют противоположный знак, а величина их соизме-
рима с величиной градиентов в термоклине. На русловых участках
водохранилища ниже термоклина градиенты температуры очень не-
значительны.
Положение термоклина не остается постоянным и изменение
глубины его залегания вызывается нагреванием или охлаждением
поверхности водоема, адвекцией тепла, ветровым перемешиванием
и движением вод, вызванным различными причинами. Для характе-
ристики особенностей структуры флуктуаций термоклина использо-
ван спектральный анализ материалов, полученных на многосуточ-
пых станциях.
Анализ показал очень широкий спектр временных колебании
термоклина — ог нескольких десятков минут до суток и более. При
этом колебания с периодом около суток вызываются изменением
гидрометеорологической обстановки над аква горней водохрани-
лища. Они являются мощным источником проникновения дополни-
тельного тепла в глубинные слои и увеличения теплозапаса во шоп
массы. Колебания термоклина с периодом от 5 до 20 ч обусловлены
характером попусков воды через гидросооружения и свободными
колебаниями водной массы водохранилища.
Спектры, рассчитанные по 10-мппутиым значениям температуры
для трех горизонтов (0 5, 2 и G м), оказались по своему характеру
близки друг к другу. Максиму мы функции спектральной плотности
для всех трех горизонтов лежат в области больших периодов.
На всех трех горизонтах четко прослеживается пик для периода
около 100 мин. В спектрах колебаний температуры на гори юн гах
0,5 н 2,0 м имеется серия ников с периодом oi 60 до 20 мни. При
этом все отмеченные максимумы вполне различимы при увери-
тельных вероятностях р, равных 0,6 и 0,8. Из приведенного анализа
видно, что колебания с периодом около 1,5 ч характерны д 1я всей
водной массы, тогда как колебания с периодом 60—20 мни паблю
дались только в верхнем двухметровом слое. Оценка распределения
плотности по вертикали и связанной с ней частоты Брента—Вяй-
еяля показывает, что для отдельных слоев с максимальным гради-
ентом плотности возможны колебания с периодом до 2 мни. В част-
ности, обработка записей температуры, выполненных термометром
сопротивления с малой инерцией (постоянная времени 0,1 с), пока-
зала, что колебания температуры с максимальной амплитудой
имели период, равный 134 с. При этом вероятность появления слу-
чайной амплитуды с данным периодом колебания оказалась около
0,2%. Колебания температуры с этим периодом, по-вндпмому, были
обусловлены собственными колебаниями всего термоклина, кото-
рый располагался иа глубине от 3 до 3,7 м при гра тенге темпера-
туры в этом слое, равном 0,0472 С/см.
Взаимодействие отдельных горизонтов может быть выявлено
при анализе взаимных спектров. При этом спектр взаимной корре-
ляционной функции представляется разложением на две ортого-
нальные оси: коспектр и квадратурный спектр [3]. Рассматривая
коспектры и квадратурные спектры для горизонтов 0,5; 2 и 6 м,
можно отметить, что для горизонтов 0,5—2 и 2—6 м коспектры
имеют основной максимум на длиннонерподной составляющей
п слабо изменяются, т. е. изменения температуры на поверхности
и на горизонте 2 м происходят в одной фазе. Для горизонтов же
0,5 и 6 м отмечалось большое отрицательное значение коспектра.
Это свидетельствует о том, что в поверхностном и придонном слоях
изменения температуры происходят в противофазе, т. е. при повы-
шении температуры в придонном слое наблюдается ее понижение
в поверхностном, и наоборот. Повышение температуры в нижних
горизонтах водохранилища, по-видимому, происходит в результате
адвекции тепла из верхних слоев в более глубокие либо за счет
ветрового перемешивания. Это в свою очередь приводит к пониже-
нию температуры в верхних горизонтах. Повышение температуры
в поверхностном слое воды ниже устья Мошковичского залива свя-
зано главным образом с поступлением сбросных вод, при цшжепии
которых к плотине Иваньковской I ЭС придонные слои переме-
щаются преимущественно в противоположном направлении.
Вследствие этого к устью залива происходит вынос холод-
ных глубинных вод, расположенных в нижней части иваньковского
плеса.
На более коротких периодах колебания коспектра усиливаются.
При эюм периоды, па которых происходят максимальные взаимо-
дейсгвпя между горизонтами, нс обязательно соответствуют мак-
симумам спек।ральпой энергии каждого горизонта.
Связь между флуктуациями температуры на двух горизонтах
для конкретных значений периодов (частоты) выявлялась из зна-
чений когерентности, которая аналогична квадрату коэффициента
корреляции, по в отличие от него зависит иг частоты. Максималь-
ные шачепия когерентности наблюдаются в интервале длинных
перво ц)в, что связано с макропзмепеппямп температуры, охваты-
вающими всю водную толщу. Значения когерентности, превышаю-
щие уровень значимости при доверительной вероятности р = 0,8, от-
мечаются также между слоями 0,5—2 и 0,5—6 м.
Поступление теплых вод Конаковской ГРЭС усиливает анизо-
тропию потока не только по вертикали (за счет большей темпера-
турной дифференциации водных масс), но и в горизонтальной пло-
скости. Это выражается в больших величинах обмена в направле-
нии перемещения вод и в меньших его значениях в направлении,
перпендикулярном потоку. Косвенным подтверждением этого явле-
ния могут служить непрерывные записи температуры, выполненные
в поверхностном слое. Подобные наблюдения показали, что если па
разрезах, расположенных по потоку теплых вод, наблюдается по-
степенное понижение температуры, без каких-либо значительных ее
пульсаций, то на разрезах поперек потока, напротив, наблюдается
довольно широкий спектр пространственных масштабов колебаний
температ} ры.
Масштабы температурных неоднородностей лежат в пределах
12—4 м. Отмеченные максимумы вполне различимы при довери-
тельных вероятностях р, равных 0,6 и 0,8.
Рассматривая изменение величины температурных градиентов,
по которому можно отметить, что горизонтальные градиенты тем-
пературы вдоль струн изменяются от 0,003 до 0,005 °С/м. В то же
время градиенты температуры, направленные перпендикулярно ос-
новному потоку, достигают 0,3—0,4 °С/м, т. е. соизмеримы с верти-
кальными градиентами температуры.
Приток дополнительного тепла сказался не только на динамике
температуры воды, но и на теплосодержании водной массы водо-
хранилища. Материалы температурных съемок позволили подсчи-
тать изменение теплосодержания по отдельным участкам водохра-
нилища. Для этой оценки по месячному об нему сброшенных теплых
вод было подсчитано количество дополнительного тепла, вносимого
подогретыми водами, а по месячному количеству тепла, выноси-
мого из водоема, определялось тепло, вносимое в иваньковский плес
водами с естественной температурой. Соотношение этих величин по-
Таблица
Теплосодержание вод по отдельным участкам Иваньковского водохранилища
(в % к естественному)
Дата Помер участка Весь район
1 о 3 1 5 6 7 8
1968 Г.
18, 19/III —— __ — 495 465 285 — —
25/IV 100 100 106 120 118 106 100 100 105
8/V 100 100 100 102 107 107 102 100 103
24/VII 100 100 101 101 101 102 101 100 101
24/IX 100 100 106 106 104 102 100 100 102
18, 19/Х 1969 г. 100 100 116 121 ПО 106 101 100 106
16—19/1 100 105 144 158 130 134 132 135 137
14 —17/111 100 125 375 530 460 295 290 250 296
7/V 100 100 101 105 106 102 100 100 101
4, 5/VI 1970 г. 100 100 101 105 106 102 100 100 101
12—15/11 100 132 355 507 585 324 — 374*
21—24/1II 103 124 277 285 389 313 — — 298
6, 7/V 100 102 102 106 106 105 105 103 103
5-7/VI 100 100 104 106 103 102 102 102 102
1—2/VII 100 101 105 103 101 103 102 103 102
4—5/V1II 100 102 103 100 100 100 102 102 101
3—5/IX 100 100 104 108 105 104 101 101 103
1—2/Х 100 100 105 101 109 103 100 100 102
1—2/XI 100 102 122 138 128 112 103 100 ПО
* Изменение теплосодержания по шести участкам.
Примечание. Схема с расположением участков опубликована в работе [2].
казало, что в теплосодержании водной массы удельный вес допол-
нительного тепла возрастает по мере охлаждения вод хранилища.
Если в августе дополнительное тепло составляет менее 10% геплаг
приносимого водами с естественной температурой, то в октябре на
его долю приходится 50%, а в декабре—марте со сбросными во-
дами ГРЭС в плес поступало тепла в 3—5 раз больше, чем с во-
дами водохранилища. По участкам дополнительное тепло распре-
деляется неравномерно (см. таблицу). Наиболее существенно теп-
лосодержание повышается в районе выхода в водоем подогретых
вод. Например, в январе 1969 г. оно составляло 60% естественной
величины, а в марте возросло более чем в 5 раз. Зимой 1970 г. на
участках, лежащих ниже Мошковичского залива, теплосодержание-
увеличилось в 3—3,5 раза, а между водовыпуском и водозабором —
в 1,2—3,5 раза. Весной и осенью теплосодержание вод ио участкам
повышается на 20—40%, а летом—примерно на 5%. С приближе-
нием к плотине повышение теплосодержания за счет поступления
подогретых вод постепенно уменьшается и в приилотиипом участке
отмечается только зимой.
Повышение теплосодержания водной массы Иваньковского
плеса вызвало изменение в ледовом режиме этого участка водохра-
нилища. Так, в Мошкови чеком заливе и прилегающих к нему уча-
стках водоема лед не образуется на протяжении всей зимы. Раз-
меры полыньи определяются метеорологическими условиями сезона
и особенностями динамики вод. В начале п конце зимы длина полы-
ньи может достигать 9 км.
Изложенное позволяет отметить, что оценка степени влияния
сброса подогретых вод теплоэлектростанций па крупные водоемы
в настоящее время находится еще в начальной стадии разработки.
Однако уже сейчас очевидно, что одним ib основных факторов,
определяющих масштабы этого влияния, являются климатические
условия, от которых зависит естественный термический режим во-
доемов.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Багров II. А. Аналитическое представление последовательности метео-
рологических полей посредством естественных ортогональных составляющих.—
«Тр. ЦИП», 1959, вып. 74, с. 7—35.
2. Курдпна Т. II., Буторин II. В. О влиянии сбросных вод Конаков-
ской ГРЭС на теплосодержание Иваньковского водохранилища.— «Биология
внутренних вод. Информ бюлл.», 1971, № И, с. 65—68.
3. Навроцкий В. В. Статистический анализ пространственных колебании
температуры в поверхностном слое океана.— В кн.: Физика атмосферы и океана..
Т, 5. № 1. 1969, с. 94—111.
Л. П. Браславский,
(КязНИГМП, Алма-Ата)
В. Н. Кумарина
(В1ПП1Г, Ленинград)
ВЫБОР ОПТИМАЛЬНОГО РЕЖИМА РАБОТЫ СИСТЕМЫ
ОХЛАДИТЕЛЕЙ ВОДЫ СТАРОБЕШЕВСКОЙ ГРЭС
11сточ пиком технического водоснабжения Старобешевской
ГРЭС является р. Кальмпус, на которой создано водохранилище-
охладитель площадью 7,5 км2. 11рн увеличении мощности ГРЭС
площадь водохранилища оказалась недостаточной, и были допол-
нительно построены три градирни с площадью орошения по 1000 м2
каждая. Расход воды, поступающий в градирню, можно регулиро-
вать ог 6,1 до 9 м3/с. Забор охлажденной воды из водохранилища-
охладителя осуществляется в двух пунктах (рис. 1).
На температуру забираемой охлажденной воды влияют метео-
рологические условия, мощность ГРЭС, число работающих гра-
дирен, величина расходов воды па каждой градирне и па водоза-
борах.
Для определения наиболее эффективного режима работы
ГРЭС необходимо решить следующие задачи:
1. Каково должно быть соотношение расходов подогретых вод,
сбрасываемых в водохранилище-охладитель по верхнему и нижнему
каналам?
2. Какой расход воды следует подавать па одну градирню?
3. Сколько градирен выгодно включать одновременно?
4. При какой мощности ГРЭС и каких гидрометеорологических
условиях выгодна работа градирен?
Первая задача может решаться путем только технического рас-
чета, поскольку перераспределение воды по каналам не изменяет
величины приведенных затрат. Очевидно, что наиболее вьподной
будет такая работа верхнего и нижнего каналов, когда циркуляци-
онный расход воды, поступающей на ГРЭС от водозаборов № 1 и 2,
будет иметь минимальную температуру, т. е. когда
Qb + Qii П11П- (1)
Здесь /2в и /2ц — температура воды, приходящей к водозаборам из
верхней и нижней частей водохранилища; QH и Q„ — расход воды,
сбрасываемой в водохранилище по верхнему и нижнему каналам.
Для определения температуры /2в, /211 в существующем норма-
тивном документе [2] используется уравнение теплового баланса
водной массы водохранилища-охладителя. Ниже излагается более
совершенный прием расчета теплового режима водохранилищ-охла-
дителей, в основу которого, как и в указаниях [2], положено урав-
нение теплового баланса водной массы водохранилища-охладителя:
Рис. 1 Схема технического водоснабжения Старобешевской
ГРЭС.
/ — водозабор; 2 — градирня; Qn, Q|{, QIK1,— каналы сбросных вод
(нижний, верхний и градирен)
Здесь с—весовая теплоемкость воды мгкал/(г- С); р— объемный
вес воды, т/м3; v— объем воды, м3; / — температура воды, °C; Sp
и Sa — поглощенные водой суммарная солнечная радиация и встреч-
ное излучение атмосферы; Sr — теплообмен водной массы с грунтом
дна водоема; SI13JI и SKC — теплоотдача поверхности водоема путем
излучения и испарения; SK — теплообмен между поверхностью воды
и атмосферой путем турбулентной конвекции; F — площадь зеркала
водоема, м2; Ат — продолжительность расчетного интервала вре-
мени, сутки. Индексы, постав пенные у величин v и /, имеют сле-
дующие значения: к — конечный, н — начальный (по отношению
к расчетному интервалу времени), ср — средний для всей водной
массы водоема, ц — циркуляционный, г — градирен, 1—теплой,
выходящей из ТЭС воды, п — притока, ос — атмосферных осадков,
2 — охлажденной воды, сбр — сбрасываемой воды, ис — испаряю-
щейся воды, ф — воды, теряемой па фильтрацию. Все слагаемые
теплового баланса выражаются в мгкал/(м2- сутки).
Левая часть уравнения (2) представляет собой изменение теп-
лосодержания водной массы всего водоема за расчетный интервал
времени. Правая часть определяет теплообмен водохранилища че-
рез поверхность воды с атмосферой и через поверхность дна с грун-
том
5r=(SP+5a+51. -SIIC - SK) FAt
и адвекцию тепла
= К^ц — ^, ) /1 -W C + ^h6i + ^oc/oc -
~~ ^сбрАбр ' ^исбгс ^<|>/<|, | •
(3)
(9
В водохранилищах-охладителях основная часть адвекции тепла
определяется поступлением теплой воды от ТЭС:
ср Wi — △ s (5)
где \/ = /i—/2—перепад температуры воды па конденсаторах
ТЭС; Qu—расход циркуляционной воды м3/суткп.
Величину адвекции тепла можно записать в следующем виде:
pQu А/p Ат, (6)
где расчетный перепад температуры Д/р выражается формулой
А/р=А/ -| -q ( Qr А/г —Qn/n-{-Qoc/oc Qcop^c6p — QncAic — Q<i/<|»)»
(7)
Для определения слагаемых теплового баланса предлагаются
следующие формулы:
SI!C=%(<?() — ez), ($)
5к=ак(7-/в), (9)
5Р=5р.0адг(1-Дв), (10)
5а=(^ + ^)Д273;2+/в)4, (И)
•$.=/(?. (12)
где ап — коэффициент теплоотдачи испарением, определяемый по
формуле
аи=0,0825 [ I +0,8^2+/(8/)]; (13)
— коэффициент теплоотдачи путем турбулентной конвекции
^=0,66-^-^; (14)
коэффициент уменьшения суммарной солнечной радиации из-за об-
лачности
/<^=1 -0,01Кн^„- 0,01AB.c(7Vo-2VH); (15)
коэффициент увеличения суммарной солнечной радиации за счет
эффекта повторного отражения ее от подстилающей поверхности
и обратного рассеивания атмосферой и облаками
Кг = |0,3Т0.05Л',, + 0,042 (No - MJ| 7J.~ <1
/(о/)=1,9 [1 — ехр(-0,0853/)| при 3/>0, (17)
/(о/)=ехр (0,18В/) при о/<0, (18)
о/=/-/в,
/ — средняя для всей аква горни температура поверхности воды;
Со — максимальная упругость водяного пара при температуре по-
верхностп воды, мб; е2—упругость водяного пара, содержащегося
в воздухе над водоемом, мо; /в — температура воздуха над водое-
мом, °C; А то же, по данным континентальной метеостанции;
U>— скорость ветра над водоемом (последние четыре элемента на
высоте 2 м над подстилающей поверхностью); No и Мг — общая
и нижняя облачность, баллы; Р— давление атмосферы, мб; о — по-
стоянная Стефана—Больцмана (11,88- 1 ()—10 мгкал/(м2- суткиХ
Хград4); q—широта местности; т — время, сутки; /(р. тер— среднее
альбедо территории; /1В — альбедо водной поверхности для суммар-
ной солнечной радиации. Значения величин b\, Ь2, Ли, Ав. с, Sp 0».
Л в и Sp приведены в работе |4].
При определении температуры воды из уравнения (2) можно
учесть и трансформацию метеорологических элементов при движе-
нии воздушной массы над водоемом. Для этою используются реко-
мендованные в работе [3] зависимости
/„=/,',+(/-4)7^6. ср (19>
И
в2~ (0,8^0 — £2) >С]), (20)
где /'в и е'^—температура (ЭС) и упругость водяного пара (мб),
содержащегося в воздухе по наблюдениям на ближайшей к водо-
хранилищу-охладителю континентальной метеостанции; А4б. ср—•
коэффициент трансформации, зависящий от протяженности водного
зеркала водоема и разности температуры поверхности воды и на-
текающего на нее воздуха.
Для определения установившейся температуры формула (2)
преобразуется следующим образом:
0,96cj (273,2—j--1 у) —^q—|— у = Д,
(21)
где
Л=5’р4-5а+5г+а6^+оз/в+-^^. (22)
Здесь
я5=«и(1 -О,8ЛТо.ср),
а3=0,00066Ря„ (1 - Л к ср),
4Zg=au(l Л4Й ср).
Рис. 2. График ty = f(ii2\ Л) для водохранилища охладителя Старобсшсв-
ской I РЭС при средней протяженности водного зеркала 5 км и б/ = 0 С.
В уравнении (21) установившуюся температуру поверхности
воды /у можно найти применяя обычные методы подбора, поскольку
уравнение (21) трансцендентно. Для облегчения этой операции ре-
комендуется предварительное построение вспомогательного гра-
фика ty = f (иоА) по формуле (21) для определенного размера водо-
ема и заданной разности температур вода—воздух. Образец такого
графика для водохранилища-охладителя Старобешевской ГРЭС
показан на рис. 2. Определение /у по графику выполняется без под-
бора, зная величину и2 и вычисляя предваригелыю значение 1 по
уравнению (22).
После того как будет найдена средняя для всей акватории во-
дохранилища температура ty определяется температура охлажден-
ной воды t2. Для этого используется коэффициент р, выражающий
разность /у — С в долях от перепада температуры А/:
/2 = t у — р А/.
(23)
Величина [5 находится поданным натурных наблюдений.
В табл. 1 приведены величины [3 по измерениям в 19 )4, 1965,
1970 и 1972 гг. иа водохранилище-охладителе Старобешевской
ГРЭС.
Для определения
наиболее выгодного
нижнему сбросным
воды по верхнему и
р а с 11 рсдел ей и я р исходов
каналам по описанной
выше методике были вычислены температуры /2в и Си при разных
для апреля и июля при среднемноголетних гид-
рометеорологических условиях. При этом верхняя и нижняя части
водохранилища рассматривались отдельно. Затем но формуле (1)
была найдена величина /2 и нанесена па рис. 3. Минимальное зиа-
Qi.
чение величины 12 оказалось соответствующим -—--т—= 0,5 -?0,6.
Отсюда следует, чю наиболее выгодным является такое распреде-
ление расходов, когда QB = 0,55 (QK + Qn). Фактически па 1 РЭС не
всегда выдерживалось это условие. Гели бы I РЭС работала
в 1969—1971 гг. инн
л
= 0,55, то дополнительная выработка
электроэнергии за счет более низкой температуры воды, охлаждаю-
щей конденсаторы, составила 25 650 кВт - ч.
Определение наиболее выгодного расхода воды, подаваемого па
одну градирню, основывается на следующих рассуждениях. Увели-
чивая расход воды, подаваемой на градирню, получаем лучшее ох-
лаждение воды в водохранилище-охладителе. Однако одновременно
увеличивается расход электроэиергпн для подачи воды в градирню.
Очевидно, что наиболее выгодный расход воды будет тот, при кото-
ром разность между приростом мощности I РЭС за счет лучшего
охлаждения воды ДЛ6 и мощностью, потребляемой насосами, по-
дающими воду на градирню NUt будет максимальной. Для оценки
величины АЛ6 необходимо иметь связь между расходом воды на
градирню и температурой охлажденной воды в водохранилище. Та-
кую связь можно установить, рассчитывая температуру охлажден-
ной воды по описанной выше методике при разных расходах воды,
подаваемых на градирню.
Величины р по измерениям на водохранилище-охладителе Старобешевской ГРЭС
а 0,188 09Г0 0,175 0,160
со 901‘0 0,130 0,175 0,11 I
костная )атура , °C t У* в о О1 OI 23,6 28,6 26,6
Поверх! темпе; воды t у. н 24,6 1.0 сч 28,9 27,2
я о>
о.° 7 н Ч L II я "i? 'll 6,6 6,1 ОО СО 6,2
Темпер: переп: St = t II я <J я Ol 'l я 'll 7,9 7,3 о ОО сч ОО
ура заби- зоды, °C • на > насосной станции 1 Г—М CJ 23,1 24,0 27,6 i 1 26,2
Температ раемой 1 сб Я насосной станции я «к? ОО СЧ СЧ 23,8 27,3 ю сч
ра сбрасы- зоды, °C в начале нижнего сброса канала *1н 29,7 1 со 34,4 О'! СО
Температу ваемой I в начале верхнего сброса канала Z1b 30,7 31,1 35,3 33,9
[ воды, &> -в г б £ Я от градирен 1 1 8,7 22,4
S « О О.-'’ S в нижнем канале 40,5 44,9 41,6 29,9
Расход в верхнем канале 9,8 18,7 33,0 19,0
Год 2 ч о сб я дений 1964 ) 1965 1970 1972
Расчет разности AAft— Nu выполнен для среднемноголетпих ус-
ловий при работе ГРЭС на потную мощность при А/ = 7,5°С. Ре-
зультаты расчета приведены в табл. 2.
Мощность насосов (кВт), подающих воду на градирню, вычис-
ляется по формуле
NH=- 9-81Q"ff-, (24)
где Qh — расход воды, м3/с; Н — напор, равный в данном случае
12 м; 1] — коэффициент полезного действия насосов (0,83).
1 рафик АМ— Mi = f(Qn) показан на рис. 4. На нем видно, что
оптимальное значение Qn = 7 м3/с.
о . г ( $в \ Рис. 4. График A/V — Na =
Рис. 3. Зависимость /2=/ I q 4- I лля =^(Qr)
июля (/) и апреля (2).
Таблица 2
Определение оптимального расхода воды,
подаваемой на одну градирню
Расход воды на одну Iрадирню, <?н м3/с Темпера- тура воды, выходящей из гра- дирни, °C Темпера- тура охлажден- ной воды, /2 °C кВт "и кВт кВт
6 30,6 31,6 0 840 —840
7 31,1 31,5 920 980 —60
8 31,6 31,6 0 1120 -1120
9 32,2 31,6 0 1260 —1260
Таблица 3
Технико-экономический расчет для определения оптимального числа градирен
1 h-igs ‘HHcIiil/ -cd.i eh Хюя xnHioicrou ‘ЯОЭ -OHBIl Ч1ЭОНТНОу\т ю о ю юою ю о ю ю о ю lq о ю юо ю 04 Ю Ь- СИО S ГМ IC N Cl L? b- ОГО Ь- ОНО ь- CD ОО Ь* О СС N CD ОО Г- CD СО b- CD ОС b- CD ОО Ь- CD CD CD CD CD CD CD CD CD CDCDCD CDCDCD CD CD CD — 04 Cl — Ol — Ol — 04 —
‘iniditl-cd i UH ISLOH VOXOBJ o b- -h —• О b-О* — О b-Th — О b- Th —1 О b- Th — О b- -h —1 >—04 >—04 — Ol — Ol —' 04 >—04
Oo/XCpl ‘ 9gd 1 H-L3OH -tiioix xoodiidu S Ю О b- b- Ol О О О 04 Г- b- Th b- b^ Ю Г- Ю 01 — 0 О -г 04 СО 00 О 1-0 04 О 04 CD 4^- СО iO СО CQ СО СО lO 1.Q Ю I'- С О Ю- Ь- b- N С С Ю Ю Ю
9 <7 ‘ridAJ-ud -auivo.i. oiniOM'Hiij Ю CD СО Ь- СО CD CZ3 С 0-1 b- Th О СО Ю —• GO CD 04 ОО— О — — 0 — 01 0 — 04 0 — 04 0—01
Расчет температуры охлажденной воды /2 °C — CD 04 ОО Th b- — to ”h CD ОО O l Ю СО — LO СО О О Н О Ol Th ОО Ю Th Th со 04 — — О О ю ’-h ’+• b- о со LQ СО О LQ о со 04 — о — — 0404 01 04 04 04 04 04 04 04 04 04 01040404 Ol О1 04 04
-Л1 Th CD lQ — b- о -Г ОО b-CD — ю ОО — Th 00 — СО CD О СО Ю Ь- — ClCuOiQ (О СО 04 — Ь- О со 1Q 00 ОО b- CD 00 b- COCO '~h СО 04 04 — — — — 04 04 04 04 OI 04 04 04 04 СЧ 04 04 OI 04 О) 04 04 04 04 СЧ
+ и t- СО CD СО CD СО СО 00 04 OI СО tO 04 I"- Ol CD СО CD СО Ю СО Ь- СО CD LO 04 CD СО b-СО О Ol CD О О СО 1>- — Т+ОС’+ О СО Ь-04 О CD CD CD СО СО СЧ СЧ ьОтЬСОСО CD IQ О Ю -h ~h СО 04 — CD О 04 — — — 04 04 04 04 04 04 OI 04 04 СЧ СЧ СЧ 04 04 04 О) OI 04 О1 СЧ
Qm СО 04 10 СО — Г- Ю 04 СО LO IQ О |Q — I'- -h ОО 04 b- ю со CD СО СО 00 — Ю 4^- CD 04 СО 1" CD СО 1^- со <с> lq —h со ।о ю ть сО’О'+ть со ю «о-h со «о юо союю-ь
со О ОО ОО Th CD CD CD Th О О4 CD — CO О N О Ю ю UD ”h b" Г" со CD OO 70 CD CC I- CD CO CO 0000 4^
Cq" Ol со ОО Ю 04 00 О О CD 04 CD -h 00 CD CD CD LQ
c<" IO 04 -h -h CD CD — co co 04 О О <Z> o' CD О о" О 1 1 1 1 1
C3 co OO CD — — ОО 04 co Th Th co Th oo CD b- b- b" b- CO
ex Co 04 Ю CO I— CO CD lQ 04 CD CD CO CO co "-h -h Th Th co
метеорологические данные X о О О CD О Ю co co 04 04 04 —
о co CO О О — 00 CD to lO to Th CO
со LO о о о о о Th Th со со со со
С1 04 CD 04 со CD LO b- CD СО Th со о
•*ч4 CD Th CD CD Th о ь- Ю 00 — о ю — — 04 04 —
nadH'E'ud.i xhhi -oiuiogud огонь О — 04 со О — 04 со О —' 04 СО О — 04 СО О —' 04 СО О — 04 СО
S' c IV V VI VII VIII IX
Рис. 5. Зависимость приращения мощности (кВт/°С) одного
агрегата ГРЭС К-200-130 от температуры охлажденной воды.
Рис. 6. Оценка условий целесообразности включения градирен.
J— работа градирен невыгодна, // — работа градирен выгодна.
Определение экономически наиболее выгодного числа градирен,
которые должны работать одновременно, производится путем тех-
нико-экономического расчета.
Как установлено, с увеличением числа работающих градирен
снижается температура охлаждающей воды, соответственно увели-
чивается выработка электроэнергии ГРЭС, по возрастают затраты
энергии на подачу воды в градирни. Поэтому определение опти-
мального числа включения градирен проведено путем экономиче-
ского сопоставления.
Сопоставление проводилось для установившейся температуры
воды за апрель—сентябрь при среднемиоголетпих метеорологиче-
ских условиях (табл. 3). Температура охлаждающей воды t2 опре-
делялась подбором, поскольку величина А/р зависит от перепада
температуры воды па градирне А/г, а последняя в свою очередь
определяется метеорологическими условиями и темпера гурон выхо-
дящей из ГРЭС теплой воды, равной /2+А/.
Решение вопроса о том, при каков мощности I РЭС и каких гид-
рометеорологических условиях будет выгодна работа градирен,
можно осуществить сопоставляя дополнительную мощность ГРЭС
при снижении температуры охлажденной воды (рис. 5) с затратой
мощности па подачу воды в градирни. Как показали расчеты, при
включении одной градирни температура охлажденной воды почти
всегда понижается приблизительно на 1°С. Остается учесть только
влияние температуры и мощности I РЭС. Результаты таких расче-
тов изображены на рис. 6. Как видно из этого рисунка, в большин-
стве случаев работа градирен экономически эффективна. Только
при низкой темпера гуре воды в водохранилище весной и осенью
и при снижении мощности ГРЭС ниже 1 млн. кВт работа градирен
может ока за г ься певьп одной.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1 Браславский А. П. Исследования и расчеты гидрологическо е ре-
жима озер и водохранилищ Доклад, представленный на соискание учен, степени
д-ра техн, наук ио совокупности опубликованных работ. Алма-Ата. Огнсч. на
множит, аппарате УГМС КазССР, 1966, с. 30 — 140.
2 . Технические указания к расчету прудов-охладителей. Госэнергоиздат,
1963. 40 с.
3 Технические указания по расчету и проектированию башенных противо-
точных градирен для тепловых электростанций и промышленных предприятии
Л , «Энергия», 1971. 61 с.
4 . Указания по расчету испарения с поверхности водоемов. Л., Гидрометсо-
из дат, 1969, 82 с.
В. А. Знаменский, М. М. Айнбунд, 3. Д. Викулина,
И. А. Давтян, А. С. Судольский
(ГГН, Ленинград)
КОМПЛЕКСНЫЕ ИССЛЕДОВАНИЯ ВОДНОГО БАЛАНСА,
ТЕЧЕНИИ И ВОДООБМЕНА оз. БАЙКАЛ 1
Комплексное гидрологическое изучение как всего озера в целом,
так и его отдельных районов было проведено в связи с необходи-
мостью оценки влияния хозяйственной деятельности па состав
воды оз. Байкал.
Гидрологические исследования имели целью выяснить ряд во-
просов ио характеристикам природного режима и оценке влияния
сбросов Байкал некого целлюлозного завода (БЦЗ) па состав воды
в озере. Этим комплексным исследованиям предшествовала много-
летняя работа на оз. Байкал Лимнологической станции АП СССР,
позднее реорганизованной в Лимнологический институт СО АП
СССР, а также изучение гидрометеорологического режима много-
численной сетью постов и станций Гпдрометслужбы, расположен-
ных по берегам и в бассейне оз. Байкал.
Исследования, выполненные в П 11 совместно с Иркутским и
Забайкальским УГМС, были посвящены решению следующих ос-
новных проблем.
1. Уточнение водного баланса для озера в целом и составление
водного баланса для отдельных частей озера.
2. Изучение течений в озере и анализ факторов, определяющих
их возникновение и развитие.
3. Изучение процессов внутреннего водообмена и связи между
водообменом и изменением содержания химических веществ в от-
дельных районах оз. Байкал.
Расчеты водного баланса [3] позволили уточнить главнейшие
составляющие (поверхностный приток, сток из озера и аккумуля-
цию), ранее определенные Б. С. Цейтлиным и А. И. Афанасьевым.
1 Доклад дискуссионный. М. М. Айнбунд, II. А. Давтян и А. С. Судольский
не согласны с выводами В. А. Знаменского, относящимися к связи водообмена
с изменением содержания химических веществ в южной части озера, а также
к оценке интенсивности водообмена по ветровому показателю Л. (Прим, ред.)
В результате введения поправок в показания сетевых осадкомер-
пых приборов расчетное количество осадков на поверхность озера
увеличилось на 40% [Ю]. Примерно па столько же возросла вели-
чина испарения, рассчитанная по формуле В. А. Рымши и
Р. В. Донченко, учитывающей перепад температур воды и воз-
духа [3].
Раздельный расчет водного баланса для всех частей озера
позволил установить, что за счет неравномерного поступления и
расходования воды в южную часть из северной через селенгипское
сужение поступает в среднем 36 км3 воды в год.
Исследование течений в южном Байкале и районе БЦЗ прово-
дилось в 1965—1967 гг., а в районе, примыкающем к дельте
р. Селенги, в 1971 —1972 гг.
Течения измерялись с помощью самописцев БПВ. Помимо ин-
струментальных наблюдений, данные о течениях в поверхностном
слое были получены путем авиаизмереипй. Анализом материалов
полевых исследований было установлено, что у северного берега
оз. Байкал наибольшую повторяемость имеют юго-западные тече-
ния (35—60%), а у южного берега северо-восточные (повторяе-
мость в пределах 50—70%). Устойчивость этих течений увеличи-
вается к осени.
На протяжении всего навигационного периода преобладающие
течения более четко проявляются в восточной части южного Бай-
кала и в меньшей степени в западной.
Скорость течений в южном Байкале увеличивается от ле га
к осени и меняется по акватории (табл. 1). Подо льдом направле-
ние преобладающих течений сохраняется, но скорость их редко
превышает 2—3 см/с [2].
Таблица 1
Скорость течения (см/с) различной обеспеченности в южном Байкале
на горизонтах 15, 50 и 150 м
Район 15 м 50 м 150 м
50% ю% 5% 50% ю% 5% 50% 10% 5%
Северное побере- жье 14,4 25 29 5,2 16 19 2,7 9 12
Южное побере- жье 11,7 30 33 1,4 18 25 1,5 4 6
Некоторые результаты изучения режима течений отдельных
участков акватории озера можно рассмотреть па примере селен-
гинского района. Неравномерность ветра, изменчивость глубин и
взаимодействие потоков южного и среднего Байкала обусловливает
весьма сложный режим течения (рис. 1). Наряду с достаточно
сильными течениями вдоль обоих, берегов (скорость у дельты 26—
33 см/с, а у противоположного берега—17—22 см/с) в централь-
ной части района наблюдались циркуляционные образования, ха-
рактеризовавшиеся периодической сменой направления.
Это позволило выделить в селенгипском районе озера три ос-
новных зоны: 1) сравнительно узкую (3—5 км) зону у северо-
западного берега с преобладающим вдольбереговым переносом
в сторону южного Байкала; 2) центральную зону, в которой развн-
/ — преобладающее направление течений; 2 — сектор, в пределах которого распреде-
ляется 80% измеренных значений направления течений.
ваются циркуляционные образования и 3) прилегающую к дельте
р. Селенги довольно широкую мелководную зону, в которой пре-
обладает вдольбереговой перепое в сторону среднего Байкала.
Скорость течения в выделенных зонах приведена в табл. 2.
Течения, обеспечивающие основной вдольбереговой перенос
в прибрежной зоне, наиболее устойчиво проявляются на расстоя-
нии 1,5—2,5 км от берега. По мере приближения к берегу их ско-
рость заметно снижается. Это наблюдается в верхнем слое как при
слабых, так и при сильных течениях.
На расстоянии 0,4—0,6 км от берега скорости уменьшаются
примерно в 2—2,5 раза (район Байкальска, р. Снежной, Выдрино).
На очень глубоких ровных участках на таком же расстоянии от
берега скорость течения снижается па 30—50% (м. Толстый,
м. Сытый, м. Роговик) [2].
Для выявления процессов формирования ветровых течений
II. А. Давтян [6] па ЭВМ БСМ-ЗМ были выполнены расчеты пе-
устаповившихся ветровых течений по методике А. В. Караушева
[9]. Расчеты проводились для срединною сечения при следующих
допущениях; глубина водоема постоянна и равна средней глубине;
равномерный ветер направлен вдоль водоема, скорость его увели-
чивается ог 0,2 до 10,5 м/с, а затем остается постоянной.
Таблица 2
Скорости течения (см с) различной обеспеченности
на горизонте 15 м в отдельных зонах
селснгинско!о района
Обеспеченность скорости течения, % Северо-запад- ная глубоко- водная зона Центральная зона Юго-нос точная ме неоне хпая зона
50 20 и 23
10 29 29 35
5 32 32 39
В результате расчета было установлено, что в процессе разви-
тия ветрового течения расходы дрейфового и градиентного течений
постепенно возрастают, испытывая при этом периодические колеба-
ния но величине. Глубина проникновения дрейфового течения по-
степенно увеличивается, а время его стабилизации в поверхностной
водной толще (К) м) при ветре 10,5 mzc составляет около 7 ч. Для
развития течений по всей глубине (как дрейфовых, так и градиент-
ных) требуется около G0 ч. Учитывая, что для оз. Байкал непре-
рывная продолжительное!ь действия велра одного направления
нс превышает 7—10 ч (65%-пая обеспеченность), можно утвер-
ждать, что течения во всей толще озера находятся, как правило,
в псустановившсмся состоянии. Для общей оценки влияния ветра
на развитие дрейфовых течений по акватории озера был использо-
ван безразмерный ветровой показатель, учитывающий скорость
ветра и время его действия по одному направлению (аналогичный
числу гомохропностп)
где U — средняя скорость ветра; Т — время его действия; L — еди-
ница длины по данному направлению ветра. Значение /(, опреде-
ленное для суммы двух основных направлений вдоль продольной
оси озера и нанесенное на географическую основу в виде изолиний,
позволило выделить основные воздушные потоки, определяющие
поступление или отток воды в отдельные котловины озера.
Как видно из рис. 2 а ветровые потоки, определяющие поступ-
ление воды в южную часть озера, имеют наибольшее развитие
у западного берега, а отток — у восточного (рис. 2 б). Из общей
схемы (рис. 2 в) можно видеть, что распределение преобладающих
воздушных потоков является основной причиной формирования
циркуляционных течений. Образование частных циркуляций в от-
а — нагонные ветры в южном Байкале; б — сгонные ветры; в — осрсдпснная
схема нагонных и сгонных ветров.
дельных котловинах кроме того определяется неустаповившимся
ветровым режимом, орографией берегов, рельефом дна и другими
факторами.
Полученная схема воздушных потоков хорошо согласуется со
схемой течений, составленной Г. Ю. Верещагиным, а для южного
Байкала с результатами анализа инструментальных измерений
ГГИ [2].
Натурные исследования течений сочетались с лабораторными,
проводимыми на разномасштабных пространственных моделях
озера (горизонтальные масштабы 1 : 10 000; 1 : 20 000 и 1 : 100 000).
В основу моделирования стоковых течений, выполненного
А. С. Судольским и Н. А. Давтян [4], был положен критерий Фруда.
Эксперименты показали, что для явлений, характеризуемых в на-
туре продолжительностью около 180 ч и максимальными расхо-
дами рек Селенги и Апгары, дальность распространения потоков
селенгипскпх вод в озеро не превышала 3—4 км, а скорость тече-
ния па этом расстоянии затухала до 2—3 см/с. Аналогичное
затухание скорости в этой зоне до указанных пределов наблюда-
лось и в натурных условиях. Следует отмстить, что существующая
аппаратура не позволяла измерять скорость течения ниже 3—
4 см/с.
Использование методики моделирования, изложенной в работе
[8], позволило оцепить влияние стока рек Селенги и Ангары на раз-
витие циркуляции в южном Байкале. Оказалось, что для формиро-
вания циркуляции со скоростью течения в поверхностном слое,
равной 0,1 см/с, необходим в пересчете па натуру период около
2 лет. Для приведения в движение всей водной массы южной кот-
ловины требуется период в 100 раз больший [7]. По мнению
М. М. Айнбупда, II. А. Давтян и А. С. Судольского, в условиях
оз. Байкал, где ветер создает меняющиеся по направлению течения,
скорость которых более чем па два порядка превышает величину
стоковых течений, формирование транзитного стокового течения
невозможно. Поэтому указанные авторы считают, что стоковые те-
чения рек Селенги и Апгары нс могут создавать направленного
переноса вод в южном Байкале и нс играют никакой роли в фор-
мировании общей схемы суммарных течений.
Другую точку зрения высказывает В. А. Знаменский, который
считает, что, несмотря па пеустаповившийся характер ветровых
течений, основная циркуляция в южной котловине формируется
двумя разнонаправленными воздушными потоками. С одним из
этих потоков (у северо-западного побережья), направленным па
юго-запад, совпадает и транзитное течение, создаваемое поступ-
лением вод Селенги и оттоком вод озера в р. Апгару. Роль транзит-
ного стокового течения, несмотря на малую величину его скорости,
заключается в непрерывности и постоянстве его действия как в пе-
риод навигации, так и под ледяным покровом.
Исследования на модели при отсутствии ветра показали, что
в южной котловине формируется транзитное течение от устья
р. Селенги к истоку р. Апгары и развивается циклопическая цир-
куляция, совпадающая по направлению с преобладающими воз-
душными потоками. Благодаря этому обеспечивается преимущест-
венное поступление селенгипскпх вод в южную котловину, что
подтверждается результатами гидрохимических съемок [7].
Исследование сейшевых колебаний уровня на моделях позво-
лило установить, что наибольшая скорость сейшевых течений при-
урочена к зонам поднятий дна: селенгипскому сужению и району
Академического хребта [12]. Ссйшсвые колебания уровня на
оз. Байкал, по Л. К- Давыдову [1], обычно составляют 5—8 см.
а максимальные достигают 20 см. Средняя скорость сейшсвого
течения в селенгинском районе при этих колебаниях уровня не пре-
вышает 1—4 см/с, а длина пути, проходимого частицей воды за
полупериод сейши (равный примерно 2,2 ч), соответственно равна
90—350 м. Такое незначительное перемещение водных масс
пс может определять водообмена между котловинами, что было
подтверждено и качественными исследованиями па моделях озера
в условиях однородной и стратифицированной среды.
Анализ натурных и лабораторных материалов по выявлению
факторов, определяющих суммарные течения, позволил сделать
вывод о преобладающем влиянии ветра на их формирование па
оз. Байкал.
Именно по этой причине основное внимание при лабораторных
исследованиях было уделено изучению дрейфовых течений. При
воспроизведении на моделях наиболее типичных ветровых ситуа-
ции (ioiо-западныи, северо-восточный и встречные ветры) в южной
котловине возникали циркуляционные течения преимущественно
циклонического характера, чему способствовали также особенности
морфологии котловины п, в частности, наличие селенгинского под-
нятия дна и сужения озера в его пределах [5]. Аналогичные ре-
зультант были получены В. А. Знаменским и Л. П. Алексеевым
при исследовании на модели течений, соответствующих осреднеп-
иым воздушным потокам за многолетний период. Таким образом,
результаты натурных и лабораторных исследований позволили
установить, что в переносе вод оз. Байкал преобладающую роль
играют ветровые течения, которые в основном определяют про-
цессы водообмена между отдельными котловинами.
Изучение последних имеет важное значение для установления
характера переноса минеральных и органических веществ и рас-
пределения их в водоеме. Определение величины водообмена
между отдельными котловинами проводилось разными способами.
Так, в результате гидрометрической оценки, выполненной Айибуп-
дом по данным инструментальных измерений 1971 —1972 гг., было
установлено, что через район селенгинского поднятия дна в среднем
за сутки в ту или другую сторону проходит около 1,5 км3 воды,
т. е. до 45 км3 за месяц. Перенос воды через створ селенгинского
сужения Судольским оценивался по данным о повторяемости ос-
новных типов ветра и продолжительности непрерывного действия
штормов различной силы, данные о которых приведены в работе
[11]. Расчеты показали, что перенос воды за май—сентябрь при-
мерно равен переносу за октябрь—декабрь. В первый из этих
периодов перенос обусловливается ветрами юго-западного и се-
веро-восточного направлений, а во второй ветрами северо-восточ-
ных направлений. Общий перенос вод ветровыми течениями
в сторону центральной котловины за безледоставпый период при-
мерно равен обратному переносу и составляет 45 км3, т. е. около
6,4 км3 за месяц.
Определение величины внутреннего водообмена, выполненное
Знаменским, проводилось путем анализа колебании уровня воды
в двух пунктах,расположенных в северном и южном концах озера.
При этом исходили из того, что перепое объемов воды вне зависи-
мости от вызывающих его причин приводит к изменению положе-
ния уровня. Расчет проводился для северной и южной котловин
озера, причем предварительно было установлено, что депивеляцпя
водной поверхности по длине озера приближенно может быть при-
нята соответствующей линейному закону. Оказалось, что суммар-
ные месячные и годовые величины поступающих в каждую котло-
вину и уходящих объемов воды примерно одинаковы и величина
их колеблется от 3,2 км3 в зимние до 29 км в летние месяцы и oi
99,3 и 183,5 км3 за год (для периода 1967—1969 гг.). Равенство
объемов одновременного притока и оттока свидетельствует о на-
личии циркуляционной схемы течении, которая сохраняется в те-
чение всего года.
Анализ результатов расчета позволил выделить внутригодовые
колебания водообмена и изменения от года к году. Если соединить
месячные минимальные значения водообмена па графике прямой
линией, то для южного Байкала многолетние изменения водо-
обмена за 1967—1969 гг. соответственно составляли 128,3; 62,5 и
65,1 км3, а объем внутригодового обмена за те же годы был равен
54,3; 93,4 и 41,2 км3. Последние величины удовлетворительно сов-
пали с объемами годовою водообмена, определенного по косвен-
ным показателям, используя данные об изменении количества ми-
неральных веществ в южном Байкале [7].
Завершая анализ количественной оценки водообмена, следует
напомнить о том, что среднее за многолетне количество воды, по-
ступающее из центрально i котловины в южную за счет разности
притока с водосбора и оттока воды в р. Апгару, составляет
36 км3/год (3]. Отсюда минимальна^ месячная величина однознач-
ного переноса воды (без учета действия ветра, колебаний уровня
п других причин) составляет около 3 км3, а с учетом развития
циркуляции в южном Байкале — 6 км3 у северо-западного берега
и 3 км3 у северо-восточного (т. к. 3 км3 безвозвратно уходит
в р. Апгару).
Таким образом, по различным оценкам месячная величина водо-
обмена может различаться па один порядок и колебаться от 3 до
45 км3. Наиболее существенным фактором, определяющим водо-
обмен, является ветровое воздействие, хотя имеются основания
говорить и о влиянии ряда других факторов, например, атмосфер-
ного давления.
Для установления зависимости водообмена от преобладающих
воздушных потоков был выполнен анализ указанных выше ветро-
вых характеристик по данным метеостанций на северном и южном
берегах озера (Б. Голоустное и Бабушкин) за период 1967—
1969 гг. При анализе оценивалось:
а) преобладение сгонного или нагонного влияния ветра у каж-
дого из берегов озера;
б) действие ветра па водную поверхность при нагоне или сгоне
для всего поперечного разреза через озеро;
в) действие ветра разного направления у северного и южного
берегов, создающее и поддерживающее вращательное (циркуля-
ционное) движение воды в южной котловине;
г) суммарное действие ветра, приводящее к нагону (сгону) и
одновременному развитию циркуляционного течения.
В южном Байкале одновременное действие двух разнонаправ-
ленных ветровых потоков у западного и восточного берегов при-
Рис. 3. График зависимости месячных величин водообмена в южпом Бай-
кале от показателей ветрового воздействия.
/ — водообмен, обусловленный ветровым воздействием; 2 — суммарный водообмен.
водит к тому, что, с одной стороны, ветер препятствует развитию
только сгонных или нагонных явлении на всей площади озера и
тем самым уменьшает водообмен, а, с другой, создавая момент
сил, приводит водную массу во вращательное движение и создает
циркуляционное течение, способствующее увеличению водообмена.
Сопоставление указанных ветровых характеристик со средними
значениями месячных величии водообмена в южпом Байкале под-
тверждает связь ветрового воздествия с водообменом. При одно-
временном усилении интенсивности разнонаправленных ветров
у западного и восточного берегов озера водообмен с соседними кот-
ловинами уменьшается (рис. 3).
Для установления связи между процессами водообмена и изме-
нением содержания химических веществ в отдельных районах
оз. Байкал были использованы материалы гидрохимических съемок,
проведенных в районе БЦЗ в 1968—1970 гг. экспедицией Гидро-
химического института, которые позволили составить хронологиче-
ский график изменения средней концентрации минеральных веще-
ств в зоне влияния сбросов промстоков и определить превышение
2j* над природным фоном для района БЦЗ. В качестве фоновой
характеристики принималась средняя комцентрация 22й на участке
озера между восточным и западным берегом. Изменение концент-
рации на расчетном участке, сопоставленное с ходом средних кон-
центраций для всего южного Байкала за 1967—1969 гг. показало
их полную идентичность (рис. 4). На рис. 4 можно также видеть,
Рис. 4. График изменения концентрации суммы ионов (2 и)
и районе БЦЗ.
в южном Байкале
Средняя концентрация и: 1— в прибрежной зоне влияния БЦЗ, 2—фоновая im участке
оз. Байкал в районе БЦЗ, 3 — фоновая в южном Байкале, 4 — превышение над фоном кон-
центрации V и в районе БЦЗ.
что изменение концентрации 22» в районе БЦЗ и превышение ее
над естественным фоном существенно зависит от природных коле-
баний последнего.
Материалы наблюдений за период с 1967 по март 1971 г. по-
казали, что наблюдается рост превышения концентрации 22 и над
фоном, по среднее изменение концентрации в зоне сброса пром-
стоков БЦЗ пока не выходит за пределы естественных и уклады-
вается в интервал колебаний от 90 до 100 мг/л.
В результате сопоставления превышения концентраций 22й над
фоном с величинами водообмена (рис. 5) было установлено, что
превышение увеличивается с уменьшением водообмена по гипербо-
лическому закону.
Сопоставление среднего годового превышения 22п с годовыми
величинами водообмена, приведенное на рис. 6, также показывает,
что превышение концентрации возрастает с уменьшением внутрен-
Рис. 6. График швпсимости гото-
вых превышений концентрации
2 и от годовых величин водооб-
ние. 5. 1 рафик швисимостн превыше-
ния концентрации У.и в районе БЦЗ
от месячных величин водообмена.
1—для открытой водной поверхности (ап-
рель—август), 2 — для ледостава п переход-
ного периода (сентябрь—март).
мена.
него водообмена. Для наименьшей (гипотетической) величины годо-
вого водообмена (равной 36 км3) приближенное значение годового
превышения концентрации 22й в районе БЦЗ было в пределах 6,5—
8,5 мг/л. Для более точной оценки необходимо проведение допол-
нительных исследований.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Арсеньева И. М., Давыдов Л. К- Сейшн на озерах СССР. Изд.
ЛГУ, 1963. с. 184.
2. А й н б у н д М. М. Результаты натурных исследований течении в южном
Байкале.— «Тр. ГГИ», 1973, вып. 203, с. 49—70.
3. В и к у л и и а 3. А., К а ш и п о в а Т. Д. Водный баланс оз. Байкал.— «Тр.
ГГИ», 1973, вып. 203. с. 3—33
4. Давтян И. А. Лабораторные исследования сточных п ветровых тече-
ний южной части оз. Байкал.— «Сб. работ по гидрологии», 1968, № 8,
с. 197—213.
5. Давтян И. А. Исследование ветровых течений на модели южной части
<оз. Байкал.— «Тр. ГГИ», 1969, вып. 173, с. 67—85.
6. Д а в т я н Н. А. Применение ЭВМ для расчета неустановпвшихся ветро-
вых течении в водоемах (на примере оз. Байкал).—«Тр. ГГП», 1972, вып 19L
с. 182-191.
7. Знаменский В. А. К вопросу о процессах внутреннего водообмена
и турбулентности на оз. Байкал.—«Тр. ГГП», 1973, вып 203, с. 71—79.
8. Знаменский В. А. Гидравлическое моделирование течении в водое-
мах.— «Тр. ГГП», 1970, вып. 183, с. 180—201.
9. К а р а у ш е в А. В. Неустановпвшисся и стационарные ветровые течения
и потоки в водоемах —«Тр. ГГП», 1952, вып. 35(89), с. 38—62.
10. II атрус А. А., Мухачева II А. Уточнение величины осадков приме-
нительно к расчету водного баланса оз. Байкал.— «Тр. ГГП», 1973, вып. 203.
с. 34—48.
11. Савинова Н. В., Я и тер II II. Типовое поле ветра и волнения на
оз. Байкал.—«Тр. ЗСРНИГМИ», 1973, вып. 10, с. 113—132
12. С у д о л ь с к и й А С. Лабораторные исследования и расчеты сейш
Байкала.— «Тр. ГГП», 1969, вып. 155, с. 109—122.
В. И. Верболов
(Лимнологический ип-т СО АН СССР, Иркутск)
ОБ ОСОБЕННОСТЯХ ТЕЧЕНИЙ В оз. БАЙКАЛ
Динамика вод, наряду с особенностями термического и водного
баланса водоема, определяет гидрологические условия формирова-
ния водных масс и биологического круговорота веществ. Актуаль-
ное 1ь проблемы биологической продуктивности оз. Байкал и влия-
ния хозяйственной деятельности на качество его вод привлекли
широкое внимание к изучению динамики водоема. Натурные на-
блюдения за течениями и их обобщение, начатые Лимнологическим
институтом в 1955 г., сейчас существенно расширены и в них
включились работники ряда учреждений Гпдрометслужбы, в пер-
вую очередь Государственного гидрологического института. Груп-
пой сотр дичков Вычислительного центра и Лимнологического ин-
ститута Сибирского отдел синя АН СССР, а также учреждений
Гпдрометслужбы проводятся работы по построению математиче-
ской модели циркуляции вод оз. Байкал.
Анализ косвенных данных [5, 6, 8, 12], инструментальных изме-
рении течений (3, 5] и экспериментов на физических [7] и математи-
ческих [13] моделях позволили сформулировать некоторые общие
представления о течениях в оз. Байкал.
Основными факторами, обусловливающими течения в оз. Бай-
кал, являются ветер и градиенты атмосферного давления. Речной
приток и сток, приливные явления, сейши, неравномерность радиа-
ционного прогрева, осадки и испарение имеют много мепыпее зна-
чение. Энергия струй, втекающих в озеро рек, бысто гасится, и они
практически исчезают па расстояниях 2—3 км от места впадения
их в озеро. Динамическое влияние р. Ангары сказывается непосред-
ственно на примыкающем к ее истоку участке, простирающемся
в озеро па расстояние не более 1—2 км и охватывающем верхний
слой глубиной до 50—70 м [10]. В отдельных случаях сгонно-нагон-
ные колебания уровня и сейши вызывают заметный водообмен
в проливах [3].
Обобщение косвенных данных о течениях в оз. Байкал, начатое
еще Г. Ю. Верещагиным [6], позволило в прошлом десятилетии
В. М. Сокольникову и В. А. Кротовой [4, 8, 12] составить общую
схему циркуляции поверхностных вод озера для теплого периода
года. Наблюдения Сокольникова [12] показали, что и зимой под
ледяным покровом общая схема движения вод сохраняется, хотя
средние скорости уменьшаются до 0,5—0,8 км/сутки.
Проведенные натурные наблюдения за течениями подтверждают
существование указанной схемы движения вод и уточняют некото-
рые ее особенности. Использование длительных (100—120 суток)
непрерывных измерений скорости (табл. 1) позволяет оцепить
Рис. 1. Ненормированные сгла-
женные спектры течении
(вдольберсговая компонента)
па разных глубинах.
в среднем за безледный период ско-
рость циркуляции в верхних слоях при-
брежной зоны величиной около
2 км/сутки.
Течения наблюдаются во всей вод-
ной толще, включая максимальные
глубины, и имеют пульсирующий ха-
рактер [5]. Их направление и скорость
зависят от характера атмосферного
воздействия, глубины, удаленности от
берега, рельефа дна, плотностной стра-
тификации.
Среднемесячные скорости в нави-
гационный период меняются в преде-
лах 2—5 см/с. В то же время при дли-
тельных и сильных штормах макси-
мальные скорости в верхнем слое (па
горизонтах 10—15 м) могут достигать
80—90 см/с.
Материалы продолжи тельных (бо-
лее трех месяцев в осенний период
1970 г.) наблюдении за течениями
в глубоководной части южного Бай-
кала (глубина 1320 м) в 3,5 км от за-
падного берега позволили оценить рас-
пределение энергии пульсаций по час-
тотам (рис. 1). Приведенные спектры
показывают, чго наряду с максимумом
на частоте 10 6 Гц, соответствующим пульсациям скорости с синоп-
тическим периодом, имеется второй максимум па частоте
10~5 Гц, создаваемый пульсациями с инерционным периодом, близ-
ким к 15—16 ч. Энергия пульсаций более высоких частот меньше
и распределена почти равномерно. Аналогичный характер имеют
спектры энергии пульсации в глубоководной зоне других котловин
озера. В литоральной зоне с глубинами до 50 м на расстоянии
0,5—0,7 км от берега пульсации с инерционным периодом выражены
слабо или не проявляются совсем.
Па формирование вертикального профиля скорости существен-
ное влияние оказывает температурная стратификация, обусловли-
вающая соответствующее распределение плотности. На рис. 2 А
Средние характеристики течений в прибрежной области по длительным сериям
наблюдений в южном Байкале
Место наблюдений Период наблюдений Глу- бина озера, м Гори- зонт наблю- дения, м vx см/с V У см/с V см/с V км/сут- ки
Мелководные станции
м. Немчинов, VIII—XII 1965 80 10—13 2,2 —0.1 2,2 122 1,9
0,1 км от берега VIII—XI 1965 25—31 1,9 —0,2 2,5 125 2,2
VIII—X 1965 51 0,1 0,1 0.1 37 0,1
X—XI 1965 77 3,4 0,8 3,6 107 3,1
Устье р Солзап, XI—XII 1965 78 10—13 1,7 0,2 1,7 113 1,5
0,1 км о г берега VI—XII 1965 25—31 1,0 0,3 1.0 103 0,9
VI—VIII 1965 51 0,6 0,7 0.9 70 0.8
VIII—XI 1965 75 0,6 1,3 1,4 55 1,2
Район устья р. Сс- IX—XII 1965 50 13 -0,2 1,6 1,6 355 1,4
леигп у н. Ха- рауза IX—XII 1965 25 1,0 0,6 1,2 60 1,0
X—XII 1965 47 —0,2 -0,7 0,7 197 0,6
Против и. Тан- 26/XI 1965 75 13 3,0 1,8 3,5 58 3,0
хон, 0.1 км от 16 XII 1965 25 2,0 0,7 2,1 70 1,8
берега 71 0,9 2,2 2,4 22 2.1
Глубоководные станции •
У и. Марптуй, 27/XI — 1220 32 —2,5 0,0 2,5 270 2.2
3,5 км от берега 10/XII 1965 70 —2.4 0,8 2,5 251 2.2
220 —2,0 — 0,1 2.1 258 1,8
720 —1,9 -0,1 1,9 266 1,6
Против устья 30/XI— 868 13 0.1 —1,6 1.6 174 1,4
р. Солзап 12/XII 1965 25 —1,3 0,8 1,5 328 1,3
ПО 0,0 0,2 0,2 360 0.2
320 0,2 0,2 0,5 45 0,4
620 0.4 0,3 0,5 53 0,4
780 0,4 0,3 0,5 53 0,4
В 9,0 км от устья р. М шлихи 11/VII — 3/VIII 1969 1448 50 0,21 0,33 0.4 39 0,35
30/VI1 — 10/VIII 1969 228 —0,03 0,58 0,6 1,6 357 0,52
11 /VII — 728 0,65 1,44 24 1,38
20/VIII 1969 30/VII— 20 VIII 1969 1028 0,11 0,91 0,9 7 0,78
11/VII — 20/VIII 1969 1428 0.75 0,73 1,05 22 0,91
В 3,5 км от п. Ма- 8/VI11 — 1324 50 —0,6 —1,2 1,3 207 1,12
ритуй 22/IX 1970 250 —0,4 —1,2 1,3 209 1,12
675 —1,5 -0,2 1,5 262 1,30
1276 1,6 0,4 1,6 76 1,38
8/VI11— 250 —1,4 —2,8 3,1 208 2,68
16 XI 1970 1276 0,6 0,2 0.6 108 0,52
приведены вертикальные профили скорости течений и температуры
по наблюдениям в глубоководной части озера. По мере приближе-
ния к слою скачка модуль средней скорости убывает до минимума,
затем снова возрастает и после этого монотонно убывает с глуби-
Рпс. 2. Зависимость модуля сре inoii скорости течении от тем-
пературной стратификации п глубины озера.
Д — распределение температуры (а) и модуля средней скорости (б). / —
в 6,5 км ог северо-западного берега южного Байкала (м Б. Кадильный)
11—12/IX 1971 г., 2 — гам же, 29—31/V 1972 г., 3— в 12 км от северо-
западною берега северного Байкала (м. Мужинай) 14—16/Х 1970 г.;
глубина па озере везде более 800 м; Б — распределение по вертикали
средних за 2—5 суток модулей скорости в разных пунктах озера (// —
глубина Озера, //—горизонт наблюдения): 1 — в 12 км от м. Мужинай
(северный Байкал), //=889 м, октябрь 1969 г., 2—в 18 км от м. Б Ка-
дильный (южный Байкал), //=1430 м, октябрь 1969 г., 3—в 20 км ог
м Мужинай, // = 884 м, октябрь 1969 г., 4 — в 5 км от м Мужинай,
//=875 м, октябрь 19(>9 г., 5 — в 6 км ог м Б Кадильный, /7=1431 м,
май 1971 г., 6— в 7 км от м. Б Кадильный, //=1432 м, сентябрь 1971 г,
7 —в 3,5 км от р Маритуй (южный Байкал), //=1278 м, ноябрь 1965 г.
пой. Анализ показал, что уменьшение средней скорости связано
с резким возрастанием энергии турбулентности. Ниже слоя темпе-
ратурного скачка энергия турбулентности убывает, а средняя ско-
рость течения возрастает. Это свидетельствует о существовании осо-
бых условии для передачи кинетической энергии в слое скачка
плотности по вертикали, которые существуют в зимний период [11].
Существенную роль в формировании характера течений играет
рельеф дна озера. На рис. 2 Б приведены эпюры средних за 2—6
суток скоростей течения (осреднение геометрическое) по наблюде-
ниям в пунктах с разными глубинами, относящимся к глубоковод-
ной части озера. Масштаб глубин определяется отношением гори-
зонта измерения к общей глубине в данном пункте. Более высокие
значения средней скорости отмечаются в верхнем слое, занимаю-
щем примерно до 40% глубины; в нижней части эпюры скорости
малы и почти не меняются с глубиной, исключая придонный слой,
охватывающий около 10% глубины, где они снова возрастают.
В верхнем слое развиваются течения, формирующие в основном
горизонтальный перенос. Хотя при измерениях глубина озера изме-
нялась от 300 до I 140 м, характер распределения сохранялся.
/Можно полагать, что над значительными поднятиями дна (селен-
ги нс кий район, Академический хребет) горизонтальный перепое
в верхней чаши существенно ослабевает, так как толщина верх-
него слоя в этих районах в 3—5 раз меньше, чем в глубоководных
впадинах. В районах таких поднятий отчетливо сказывается пово-
рот течений влево при их натекании на участок с уменьшаю-
щимися глубинами и поэтому часть линий тока пересекает озеро.
Следствием этого является уменьшение горизонтального водо-
обмена в районах поднятий дпа и повышение над ними макротур-
булеп гнои завихренности.
По наблюдениям в 1971 —1972 гг. за течениями в селепгинском
районе озера были построены поля результирующих (ио верти-
кали) переносов, отражающие поля полных потоков в 10—11 пунк-
тах, между которыми проводились изолинии. Их анализ показал,
что имеется возможность разделить схемы полей па четыре основ-
ных тина: 1—па границах селенгинского района отчетливо выра-
жен ы ветви среднебайкальской и южнобайкальской циркуляций
вод по схеме из работы [8], а внутри района существуют вихри
сопряжения между ними; 2 — в селепгинскпй район глубоко вторга-
ется южиобанкальская циркуляция, а средпебайкальская вытесня-
ется пли подавляется; 3—аналогично вторгается средпебайкаль-
ская циркуляция; 4 — переходные состояния, характеризующиеся
неупорядоченным вихревым полем. Продолжительность существо-
вания типа поля — от 2 до 5—6 суток. Иногда тип поля сменяется
переходным состоянием, а затем вновь устанавливается. Общая
продолжительность таких случаев может достигать 10—12 суток.
В период наблюдений (август—октябрь) наиболее часто встре-
чался тип 1. Перенос вод в южный Байкал совершался преимуще-
ственно вдоль северо-западного берега, а из южного в средний
Байкал — вдоль юго-восточного. Прямой переток вод с севера на
юг (или в обратную сторону) по всему поперечному сечению почти
не наблюдался. /Между типами полей течений и полями ветра иад
оз. Байкал выявлена отчетливая связь. Поэтому основным факто-
ром, формирующим поля течений на селепгинском участке озера,
должна быть интенсивность возбуждаемых ветрами крупных
макроциркуляций в южпом и среднем Байкале; в селеигинский
район проникают воды из соответствующих частей озера.
По данным измерений и основанных на них расчетов для сслеп-
гинского района дальность переноса вод по линиям тока, направ-
ление которых обычно совпадало с простиранием изобат, для верх-
него слоя толщиной до 100—300 м менялась от 0,4 до 10 — 12 км
за время существования ноля данного типа, а в среднем за месяц
была около 1 км/сутки. При этом в среднем дальность переноса
и скорость течений над юго-восточным подводным склоном были
в 1,5—3 раза больше, чем у глубоководного северо-западного.
На примыкающих к дельте мелководных участках течения разви-
вались и затухали заметно быстрее, дальности переносов и скоро-
сти при штормах были выше, а при штилях ниже, чем в одинако-
вых по мощности слоях па глубоководных участках.
Можно предполагать, что водообмен над Академическим хреб-
том (между северным и средним Байкалом) происходит аналогич-
ным образом — перенос па север осуществляется у восточного бе-
рега вдоль полуострова Святой Нос, а па юг — у западного, с зато-
ком в Малое Море.
Вблизи берегового подводного склона, наряду с вдольберего-
вымп течениями, развиваются и вертикальные циркуляции. При
циклоническом движении вод [4, 8] поверхностные воды двигаются
от тальвега озера к берегам, опускаются по подводному' склону
и выносятся от берега па центральные участки в глубинных и при-
донных слоях [5]. Оо этом свидетельствуют многочисленные данные
о распределении температуры [1], прозрачности |9], органического
вещества. Вместе с тем имеются данные [4, 5, 9J, указывающие па
более сложную структуру вертикальной циркуляции, когда в вей
имеется несколько крупных вихрей, что влечет за собой уменьше-
ние интенсивности обмена между глубинными и поверхностными
слоями. Расчетная оценка скорости вергпкальпой нрнсклоповой
циркуляции, выполненная па основании косвенных наблюдений [5],
дает величину, примерно равную 10-2 см/с.
Оценка водообмена между крупными частями озера (северной,
средней и южной), морфологически разделенными Академическим
хребтом и сслснгинским поднятием, была выполнена но данным
об элементах водного баланса отдельных котловин и пространст-
венном распределении естественного трития [14]. В табл. 2 при-
ведены величины прихода (приток от рек, осадки) и расхода
воды (сток через р. Ангару, испарение), взятые по данным работ
[1, 4] отдельно для каждой из частей озера. Рассчитанные вели-
чины транзитного водообмена, обусловленного только проточ-
ностью озера, возрастают от 13,9 км3 на границе между* северной
и средней частями озера до 36,2 км3 в год па границе средней и
южной частей в районе р. Селенги. Среднее содержание естест-
венного трития по наблюдениям в августе 1963 и 1965 гг. в север-
ной части озера составляло 164, в средней — 306 и в южной — 397
условных тритиевых единиц. Общее содержание трития (как про-
Водный баланс отдельных частей оз. Байкал (км3 год)
Элементы баланса Части озера
северная средняя южная
Приход
Приток (поверхностный и под- земный) 13,8 23,7 23,4
Осадки 3,7 2,8 2,8
Приток из соседних частей озе- ра (транзитный приток) . . — 13,9 (из северной) 36,2 (из средней и северной)
Всего 17,5 40,4 62,4
Расход
Испарение 3,6 3,5 2,3
Сток в р. Апгару • — —
Отток в соседнюю часть озера (транзитный поток) .... 13,9 (в среднюю) 36,2 (в южную) 60,1
Всего 17,5 39,7 62,4
взведение средней концентрации на объем водной массы) должно
быть пропорционально объему поступивших в данную часть озера
речных п атмосферных вод. Отнесенное к общей массе в озере
количество гритпя в северной, средней и южной частях составило
соответственно 18,8; 16,0 и 35,2%. Тогда из уравнения баланса
получается (принимая суммарный речной приток в озеро равным
60,9 км3/год), что в северную часть озера поступает в год 9,5 км3
речных вод, в среднюю 29,5 км3 и в южную 21,9 км3. Если под-
ставить эти значения в табл. 2, то транзитный водообмен на гра-
нице между северной и средней частями составит 9,6 км3/год и
между средней и южной — 38,4 км3/год. Величины транзитного
водообмена и местного притока речных вод оказались достаточно
близкими к ранее полученным, хотя и вычислены па несколько
иной основе.
Скорости транзитного переноса невелики и меняются в течение
года. В наиболее узком и мелководном участке, па границе юж-
ной и средней частей озера (ширина около 27 км, средняя глубина
около 200 м) опа составляет приблизительно 2- 10 -2 см/с. Особен-
ности горизонтальной циркуляции и термики вод в оз. Байкал
дают основание полагать, что основной перепое воды путем тран-
зитного водообмена происходит в узкой (шириной около 3 км)
прибрежной зоне вдоль северо-западного берега. В пересчете па
такую зону средняя за год скорость транзитного течения
составит примерно 0,2 см/с, меняясь от 0,03—0,04 см/с зимой до
0,4 см/с осенью. Если сопоставить эти скорости с приведенными
в табл. 1 величинами средних скоростей циркуляций при характер-
ных размерах прибрежных зон в 6—12 км с глубинами в озере
1300—1400 м, то становится очевидным, что транзитный поток при-
мерно в 50—100 раз меньше горизонтального водообмена внутри
наиболее «проточной» южной части озера, а в остальных различия
между ними еще более значительны.
Отношение объема вод данной обособленной части озера к ве-
личине годового объема транзитного потока дает условное время
замещения озерных вод речными. По данным табл. 2 и работы [1]
об объемах частей озера (7020 км3 в северной, 9200 км3 в средней
и 5150 км3 в южной) находим, что такое время замещения пли
условный возраст составят примерно 500 лет для северной,
250 лет для средней и 90 лет для южной части озера. Заметим,
что это время может быть существенно меньше для поверхностных
слоев и больше для глубинных. Естественно ожидать, что речные
воды оказываются сконцентрированы в основном в верхних слоях
и из них быстрее попадают к месту стока, чем глубинные.
СПИСОК Л ИТ СР А ГУРЫ
1 Аф а п асы в А. II. Водный баланс озера Байкал.— «Тр. Байкальской
лимнолог, станции», i960, т. 8, с. 155—211.
2. Ан н бунд М. М. Результаты натурных исследовании течении в южном
Байкале.— «Тр. I III», 1973, вып. 203, с 49—55.
3. Всрболов В. II. К вопросу о течениях в Малом Море Исследования
Малого Моря.— «Тр. Байкальской лимнолог, станции», 1959, т. 17, с. 34—56.
4. Всрболов В. II, С о к о л ь и и к о в В. М , III и м а р а с в М. II Гн ipo-
мстеорологнческий режим и тепловой баланс Байкала. М-Л , «Наука» 1965.
373 с.
5. Всрболов В II., Шпмарасв М. II. О водообмене в Байкале.—-
«Доклады Института географии Сибири и Дальнего Востока», 1972, вып 36,
с. 13-26.
6. Вере щ а г и и Г. 10. Байкал Иркутск, 1917. 53 с.
7. Давтян И. /X. Моделирование ветровых течений в южной части озера
Байкал.— «Мегеороло! ня н гидрология», 1970, № 1, с 23—29.
8. Кротова В. А. Схема преобладающих течений. Атлас Байкала.
Иркутск—Москва, ГУ1 К, 1969, с. 12—13.
9 Ли М. Е., Не у й мп и 1. Г., Шерстя и к пн П. П Некоторые черты
динамики вод Байкала но материалам гпдрооптпческих наблюдений.— «Тр.
Лимнологического ин-та» (Течения и диффузия вод Байкала), 1970, с. 136.
10 Мапьковский В. И. Некоторые данные о динамике слива воды из
Байкала в Ангару в зимний период.— В кн Элементы гидрометеорологического
режима озера Байкал. М.-Л., «Наука», 1964, с. 22—28.
11 Men шут кип В В Гидрология подледного слоя воды в Байкале.—
В кп Элементы гидрометеорологического режима озера Байкал. М Л, «Паука»,
1964, с. 52—63.
12. Сокольников В. М. Течения и водообмен в Байкале.— В кн.: Эле-
менты гидрометеорологического режима озера Байкал. М.—Л., «Наука», 1964,
с. 5—21.
13. Цветова Е. А. Численная модель ветровых течений озера Байкал.—
В кн.- Численные модели океанических циркуляций. Новосибирск, 1972, с. 42—46.
14. Sokolnikov V. М., Schimarajev М. N. Hydrologische Elemente
d. Stoff- u. Energiewechsels im Baikalsee. Verh. Internal. Verein. Limnol., 18,
Stuttgart, 1972, p. 563—567.
Т. И. Малинина, А. И, Охлопкова,
В. Б. Румянцев
(11п-т озероведения АП СССР, Ленинград)
ДИНАМИКА ВОД ОНЕЖСКОГО ОЗЕРА
Динамика вод Онежского озера определяется прежде всего
деинвеляцпями уровня и системой течений. Установившиеся ветры
со скоростью более 5 м/с вызывают ветровые течения, которые
приводят к сгопно-пагонным колебаниям уровня воды. Характер
колебании уровня определяется направлением, скоростью и про-
должительностью ветра. Наибольшую повторяемость (более 50 /0)
над Онежским озером имеют ветры со скоростью менее 5 м/с, ко-
торые нс вы илвают сколько-нибудь значительных изменений
уровня воды. Ветры со скоростью 6—-10 м/с имеют повторяемость
около 30%, и ветры со скоростью 11—15 м/с, наблюдающиеся в ос-
новном в холодное время года, имеют повторяемое!ь осенью 12%
и зимой 7%, а в теплое время года их повторяемость уменьшается
до 1—2%. Ветры со скоростью более 15 м/с отмечаются довольно
редко (1%) и исключительно в осенне-зимние месяцы.
Более сильные ветры, которые приводят к деннвеляциям
уровня, имеют преимущественно южное, юго-восточное и юго-
западное направления, но летом довольно часто их направление
меняется па западное. В среднем за год па Онежском озере про-
исходит 50—60 денивеляцнй. Величина около 70—80% нагонов и
стонов не превышает 10 см. Большая часть денивеляцнй прихо-
дится на зимне-осенние месяцы. В это время сгони и нагоны на-
блюдаются наиболее часто и имеют большую величину. Более или
менее значительные денивеляции, превышающие 15 см, состав-
ляют около 18% иа севере и всего 6—8% на юге. Подъемы или
понижения уровня, вызванные ветром, развиваются очень быстро,
обычно в течение нескольких часов, и уровень начинает восста-
навливаться сразу после ослабления ветра.
Используя расчетный метод Н. А. Лабзовского [1], для Онеж-
ского озера получены номограммы зависимости сгонно-нагонных
колебаний уровня от скорости и направления ветра (рис. 1).
Почти постоянно на озере наблюдаются сейшевые колебания
уровня, основным методом исследования которых является теоре-
тический расчет и сопоставление результатов с наблюденными
данными, полученными при обработке лепт самописцев уровня.
Экспедицией института озероведения АН СССР самописцы уровня
«Валдай» устанавливались в 15 различных районах озера. Для
расчета периодов сейш были использованы формулы Мерпапа,
Рис. 1. Номограмма величины дснивеляцпп в зависимости от
скорости ветра.
1 — Медвежьегорск; 2 — Вознесенье; 3 — Лижма; 4 — Кондопога.
Дюбуа, Дефанта и Давыдова {2]. Рассчитанный период одноузло-
вой продольной сейши озера колеблется от 4 ч 22 мин до 4 ч
40 мин, двухузловой — от 2 ч 09 мин до 2 ч 20 мин. Рассчитыва-
лись периоды сейши и с большим числом узлов, а также сейши
для отдельных заливов и губ озера.
Обработка лент самописцев уровня показала, что на Онеж-
ском озере наблюдаются сейши с девятью различными периодами.
Сейша со средним периодом 4 ч 20 мин является одпоузловой про-
дольной; лучше всего опа выражена на постах северного и южного
побережий. В средней части озера наблюдалась сейша с периодом
около 2 ч 15 мин, которая, очевидно, была двухузловой продоль-
ной. Часто отмечается сейша с периодом 65 мин. В различных
губах и заливах наблюдаются сейши, период которых колеблется
от 13 ч до 8—6 мин.
Амплитуда сейш, как правило, небольшая — около 8—10 см,
однако в районе г. Медвежьегорска она увеличивается до 18
22 см.
Несмотря па небольшую амплитуду, сейши, несомненно, ока-
зывают воздействие на перемешивание водной массы озера, кото-
рая приходит в колебательное движение. Основным механизмом,
с помощью которого сейши оказывают влияние на гидрологиче-
ский режим водоема, являются сейшевые течения. Для Онежского
озера скорость сейшевого течения при амплитуде одноузловой
продольной сейши 10 см составляет 0,9 см/с. Это небольшая ско-
рость, но следует учесть, что при этом огромные массы воды
перемещаются то в одну, по в другую сторону, чем нарушается
их стационарность. Наиболее интенсивное перемешивание проис-
ходи г в прибрежных районах озера, особенно в узких проливах.
Экспедицией была предпринята попытка измерения сейшсвых те-
чений в проливе, соединяющем губу Чеболакшу с Илем-губой.
Установленные мпкролимпиграфы позволили определить периоды
сейш, в Плем-губе равных 60 мин, а в губе Чеболакше— 86 и
18 мин. В проливе также измерялись скорости течения (через
5 мин) и температура воды.
Скорость течения в начале каждого периода возрастала и, как
правило, в середине его достигала максимума, а затем снова
уменьшалась. При сопоставлении записей уровня с измеренными
скоростями течений за те же периоды можно видеть, что макси-
мум скорости течения приходи гея на момент пересечения хода
уровней в Плем-губе и Чеболакше, а минимум — па момент двух
противоположно расположенных ников.
Преобладающими течениями в Онежском озере являются плот-
ностные и ветровые. Стоковые течения заметны только в узкой
прибрежной зоне и в поверхностном слое воды.
Для расчета элементов плотностных течений использован ди-
намический метод, который для исследования циркуляции вод
в пресных водоемах впервые использовал Эйрс [5]. Исходными
данными при расчетах течений этим методом для пресных водое-
мов является распределение температуры воды по всей акватории.
Ветровые течения Онежского озера рассчитывались по эмпири-
ческим зависимостям, полученным И. М. Соскиным [3, 4]. По те-
чениям, наблюдавшимся с плавучих маяков, им составлены таб-
лицы углов отклонения поверхностного течения от направления
ветра и ветровых коэффициентов для разных глубин моря и раз-
ных направлении ветра. С помощью этих таблиц получены век-
торы течений при разных направлениях и скоростях ветра, которые
при геометрическом сложении с векторами плотностного течения
дают элементы суммарных течений при разных направлениях
ветра. На основании этих данных составлены схемы течений.
имеет прямую температурную
Рис. 2. Схема поверхностных плот-
ностных течении озера 14—20/VI
1967 г.
сгных течений в весенний пери
В основу построения схем плотностных течений озера поло-
жены данные термосъемок, проводившихся один-два раза в месяц,
с конца мая по конец ноября, в течение четырех лет (1964—1967).
Все вычисления динамических высот производились на ЭВМ М-20.
Рассмотрим данные полученных динамических карт по сезонам
года.
В весеннее время года над глубоководным районом озера на-
ходится область холодных вод с температурой ниже 4 С, в то
время как вода прибрежных районов нагрета до 4°С и выше и
сI ратификацию. На границе раз-
дела вод с разной стратифика-
цией возникает термический бар,
который делит все озеро на теп-
лой ктивную и теплоинертную об-
ласти. 11еравномерлое распреде-
ление плотности воды по площади
озера создает вокруг области хо-
лодных вод плотностную цирку-
ляцию циклопического характера.
В тенлоинертной области в это
время наблюдается слабая антн-
цнклоническая циркуляция. В на-
чале весны (конец мая—начало
нюня) теплой верти ая область,
а следовательно, и аитпциклонп-
ческая циркуляция занимает по-
чти все озеро. Но мере прогрева-
ния водных масс площадь, окон-
туренная фронтом термического
бара, постепенно сужается, а об-
ласть плотное гнои циклопичес-
кой циркуляции соответственно
расширяется, п к середине июня
последняя охватывает почти все
озеро (рис. 2). Скорости плотно-
д незначительны, но в силу устой-
чивости этих течении они играют основную роль в перемещении
водных масс по озеру в это время года.
Явление термического бара в глубоких озерах очень устойчиво
и существует до конца июня — начала гидрологического лета.
К моменту исчезновения термического бара на Онежском озере
вследствие прогрева водных масс появляются значительные гори-
зонтальные градиенты температуры (0,9 С/км) и усиливаются
плотностные циклопические течения, скорости которых у восточ-
ного берега достигают 12—17 см/с. После исчезновения термиче-
ского бара тепловое состояние водных масс озера характеризуется
наличием области холодной воды на некоторой глубине. Изотермы
в это время имеют куполообразное расположение. Наличие в те-
чение июля купола холодной воды на глубине поддерживает плот-
постную циклоническую циркуляцию, возникшую в весеннее'
время. Область воды в июле—начале августа смещается из одного
района в другой, чаще всего располагаясь у западного приглубого
берега. В отдельные периоды купол холодной воды ближе к цент-
ральной части озера, где расположен центр циклопического дви-
жения. Скорости плотностных течений в июле выше, чем в мае—
июне, а максимальная скорость достигает 25—26 смгс. Купол хо-
лодных вод в открытой части озера сохраняется до конца июля —
начала августа и до этого времени водообмен осуществляется
плотностной циркуляцией циклонического характера, охватываю-
щей! большую часть озера.
В августе па течения в озере определяющее влияние оказывает
ветер, который, перераспределяя водные массы, создаст градиенты
плотности, а следовательно, и плотностные течения. Система тече-
ний определяется направлением ветра. Преобладание в это время
ветров с южной составляющей вызывает преобладание течений
северных и северо-западных направлений. С конца августа в озере
наступает период осеннего охлаждения. Так же как и весной воз-
никают горизонтальные температурные градиенты, а следова-
тельно, и плотностные течения. При этом в начале осени наблю-
дается ряд аптициклонических циркуляций в разных районах,
а к концу октября возникает единая антициклоническая цирку-
ляция, охватывающая все озеро (рис. 3). Плотностная циркуляция
вод в течение всего периода открытой воды распространяется на
значительные глубины — до 25—50 м. На глубине 25 м направле-
ние плотностных течений такое же, как и на поверхности, а на глу-
бинах 40— 50 м может быть обратным поверхностному, что наблю-
дается обычно в конце весны — начале лета. Осенью течение от
поверхности до глубины 50 м имеет одинаковое направление. Ско-
рости плотностных течений с глубиной значительно уменьшаются
в продолжение всего года.
Для проверки рассчитанных динамическим методом схем тече-
ний во время термосъсмок производились инструментальные изме-
рения течений. Как показали сопоставлеия измеренных и рассчи-
танных данных, направления течений хорошо совпадают, отли-
чаясь друг от друга не более чем на 45°, а скорости течений имеют-
одинаковый порядок.
Плотностные течения играют большую роль в переносе водных
масс но озеру, так как имеют в отдельные сезоны установившийся
характер и охватывают большую массу воды ио глубине. В силу-
пепостоянства ветрового режима па Онежском озере ветровые
течения в большинстве случаев имеют неустаповпвшийся харак-
тер. Установившиеся же ветры значительной силы (свыше 8 м/с)
в отдельные периоды, особенно осенью, могут существенно изме-
нить картину перемещения водных масс озера.
Расчет ветровых течений выполнен для четырех направлений
и дву^ скоростей ветра — 8 и 15 м/с. Как показали расчеты, скоро-
сти ветровых течений могут достигать значительной величины
(при ветре 15 м/с — 45—50 см/с).
Схемы суммарных поверхностных течений озера составлены по
данным, полученным геометрическим сложением векторов плотно-
стного и установившегося ветрового течения, при этом отдельно
для двух направлений ветра — юго-западного и северо-западного,
Рис. 3. Схема поверхностных плотностных течений озера 17—25/Х
1965 г.
скоростью 8 м/с (рис. 4). Суммарные течения при северо-восточ-
ных и юго-восточных ветрах будут соответственно противопо-
ложны по направлению течениям при юго-западном и северо-за-
падном направлениях ветра. Течения, изображенные на рис. 4,
формируются под влиянием ветров над озером, которые наблюда-
ются преимущественно поздней осенью (ноябрь—декабрь). В ос-
талыюе время года ветры имеют неустановившийся характер,
незначительные скорости (до 5 м/с) и создают неустойчивые тече-
ния в поверхностном слое, порой влияющие па плотностную цир-
куляцию, но основная масса воды находится все же под влиянием
последней.
Схемы суммарных течений озера, составленные для раз-
ных направлений ветра, позволяют прогнозировать систему те-
чений при известной скорости и направлении установившегося
ветра.
Хорошим показателем, по которому можно судить о динамике
водных масс, является изменчивость во времени и пространстве
оптических свойств воды и, в частности, ее прозрачности. Про-
зрачность измеряется в различных участках спектра в диапазоне
от 420 до 750 мм. Если опа измеряется в фиолетовом участке
спектра (0фф), то это указывает на степень окрашенности воды
растворенными в пей гуминовыми веществами.
Прозрачность, измеренная в красном участке спектра, является
показателем наличия взвесей в воде (0К). Суммарный эффект
влияния окрашивающих веществ и взвесей дает прозрачность,,
измеренную в белом свете (6б).
Данные о прозрачности воды озера, которые собирались экспе-
дицией в течение нескольких лет, дают представление об оптиче-
ской структуре водной массы озера и ее изменчивости по аквато-
рии и во времени.
По оптическим показа!елям воды Онежского озера можно раз-
делить на основную, озерную водную массу, занимающую глубин-
ную часть озера, ограниченную изобатой 25—30 м и имеющую
более высокие и стабильные показатели прозрачности (0п), и
прибрежные водные массы, заметно разлпчающпеся между собой
по оптическим показателям (см. таблицу). Наиболее высокой про-
зрачностью отличаются воды Повепецкого залива.
Таблица
Оптические показатели водных масс Онежского озера
Водные массы Оптические характеристики
еб ®фф 6к
Основная озерная . . . Центра Повепецкого за- лива Прибрежные 0,50- 0,65 0,60—0,75 0,20—0,40 0,10—0,25 0,20—0,35 0,10—0,01 0,80—0,95 0,90—0,95 0,60—0,80
По вертикальной структуре водные массы также имеют раз-
личные оптические показатели, причем наибольшая изменчивость
прозрачности наблюдается в верхнем 10—15-метровом слое воды,
что объясняется влиянием биологических процессов и прежде
всего развитием фито- и зоопланктона, а в прибрежных районах
еще и влиянием стока впадающих рек и волнением, особенно па
мелководьях. В глубинной зоне происходит плавное увеличение
прозрачности с глубиной.
Динамические явления (течения, стопы и нагоны, сейши) пере-
носят массы воды в различных направлениях и создают мозаич-
ность в распределении оптических характеристик. Таким образом,
оптические характеристики воды, полученные в массовом количе-
стве, позволяют не только судить о содержании взвешенных и
растворенных веществ в воде, но и дают представление о пере-
мещении водных масс по акватории озера.
Очень важной задачей для дальнейшего развития метода опти-
ческих характеристик при изучении лимнологических процессов
верхностпых течений озера.
б — при северо-западном ветре 8 м/с.
в озерах является перевод получаемых оптических данных на
автоматическую запись. В настоящее время Институт озероведе-
ния АН СССР работает над внедрением автоматического букси-
руемого спектрального прозрачномера и оптических стратифика-
торов с регистрацией данных на ленту самописцев.
Разработка такого прибора позволит значительно расширить
использование оптических характеристик водных масс в лимноло-
гии, в том числе и при изучении динамических явлений в озерах.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Л абз о в скп и Н. А. Установившиеся сгопно-nai онные колебания уровня
в водохранилищах.— «Тр. ЛГМИ», 1950Г вып. 5—6, с. 167—191.
2. Сейши па озерах СССР. Изд. ЛГУ, 1963. 182 с. Авт.: Н. М. Арсеньева,
Л. К. Давыдов, Л. Н. Дубровина, II Г. Конкина.
3. С о с к и н И М. Эмпирические зависимости для расчета ветровых тече-
ний.— «Тр. ТОНН», 1962, вып 70, с 3—10.
4. С о скин И. М Схема расчета ветровых течений Балтийского моря.—
«Тр. ГОНИ», 1964, вып. 81, с. 51-62.
5. Ayers J. A dynamic height method for the determination of currents in
deep lakes. Great Lakes Res. Inst., Univ, of Michigan, 1957, N 2, p. 150—161.
В. X. Лифшиц, В. С. Титов
(Карельский филиал АН СССР, Петрозаводск)
НЕКОТОРЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ НАТУРНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ
И МАТЕМАТИЧЕСКОГО МОДЕЛИРОВАНИЯ
ДИНАМИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ В ВОДОЕМАХ КАРЕЛИИ
О1дсл водных проблем Карельского филиала АН СССР в те-
чение ряда лег проводил исследования течении в озерах в связи
с их загрязнением бытовыми п промышленными сточными водами.
Объекта мн исследовании являлись: Выгозсрское водохранилище,
расположенное на трассе Беломорско-Балтийского канала, Боль-
шая губа и Кондопожский залив Онежского озера, а также не-
большие водоемы в бассейне р. Шуи. Экспериментальные работы
велись с помощью импульсного прибора дистанционного действия,
разработанного в отделе водных проблем Карельского филиала
АН СССР, и самописцев течений системы Ю. К. Алексеева. Букво-
печатающие вертушки устанавливались в навигационный период
на автономных буйковых станциях, зимой — со льда.
Северо-западная часть Выгозера (площадь 230 км2, максималь-
ная глубина 28 м) является водоприемником промышленных сто-
ков. Проточность водоема обусловлена расходами воды через
сооружения Ондского гидроузла. Основным притоком является
р. Сегежа. Зимой и при штиле в период открытой водной поверх-
ности поток вод р. Сегежи и сточных вод при выходе в озеро
делится на две ветви: левая, более мощная, поворачивает па север
в сторону Опдской ГЭС (скорости 3—6 см/с), а правая уходит
в юго-восточном направлении. В районе сброса зимой обнаружена
устойчивая вертикальная циркуляция; в нижних слоях промыш-
ленные стоки двигались на юго-восток, в сторону озера, а в верх-
них слоях отмечался компенсационный подток чистых речных и
озерных вод. Зарегистрированы значительные периодические уве-
личения скоростей течения па нижних горизонтах (до 11 —18 см/с),
связанные, по-видимому, с цикличностью сбросов. В навигацион-
ный период ветровыми течениями сточные воды распространяются
па большие расстояния.
Большая губа Повенецкого залива является северной оконеч-
ностью Онежского озера. Площадь ее около 120 км2, средняя глу-
бина 32 м, максимальная — 94 м. Притоки (основные — Кумса и
Вичка со средиемпоголетпимн расходами соответственно 8,1 и
1,5 м3/с) не оказывают заметного влияния на характер динамиче-
ских процессов. В период открытой водной поверхности в данном
районе преобладают северо-западные и кио-восточпые ветры. Ле-
том часто наблюдаются ветры южных румбов. В этих условиях
в губе развивается вертикальная циркуляция, при которой дрей-
фовое течение идет на север, к побережью г. Медвежьегорска,
а компенсационный ноток в нижних горизонтах движется иа юг,
в сторону открытой части губы. При ветре 3—4 м/с скорости дрей-
фового течения 2,6—11,3 см/с, компенсационного — до 7,6 см/с.
Осенью при ветрах с южной и юго-восточной составляющей пре-
обладает горизонтальная (циклопическая) циркуляция водных
масс: вдоль восточного берега течение идет в сторону Медвежье-
горска (скорости 7,4—14,6 см/с), а вдоль западного — в противо-
положную сторону со скоростями соответственно 3,2—20 см/с. Та-
кой характер циркуляционных процессов неблагоприятен с точки
зрения возможного переноса сточных вод к медвежьегорскому
побережью.
При ветре северо-западного направления знак циркуляции
меняется: вдоль западного берега губы водные массы движутся
па север (скорость 13,8—25,2 см/с), а вдоль восточного —
в противоположную сторону. В таких условиях возможно распро-
странение специфических веществ из зоны действия нор га
в Пергубе в район водозабора г. Медвежьегорска. Это необхо-
димо учитывать при разработке планов перспективного развития
города.
По данным, снятым с лепт буквопечатающих вертушек, обна-
ружено увеличение скорости с глубиной: на горизонте 6 м макси-
мум составил 26 см/с, а па горизонте 20 м — 44 см/с. Зависимость
поля скоростей от ветра, действующего на водную поверхность,
не однозначна и определяется рядом факторов: инерцией водных
масс, рельефом дна, глубиной, интенсивностью турбулентного об-
мена, количеством движения по вертикали, неравномерностью
поля ветра. Это часто приводит к несоответствию характера дина-
мических процессов ветровой обстановке. Увеличение скорости
с глубиной может определяться влиянием обратных токов в по-
верхностных слоях при смене ветра, смещением течений из верх-
них горизонтов в глубинные слои, взаимодействием водных масс
с различными свойствами, наличием плотностных градиентов по
акватории и глубине водоема и другими факторами. Природа та-
ких течений весьма сложна и требует специального изучения.
Кондопожская губа является одним из больших и глубоковод-
ных заливов Онежского озера. Площадь ее 243 км2, длина 33 км,
наибольшая ширина 9,5 км, средняя глубина 21 м, максимальная —
82 м.
В залив сбрасываются проходящие механическую очистку сточ-
ные воды; их объем 160 тыс. м3 в сутки. Проточность северо-запад-
ной части залива обусловлена сбросами воды р. Суны через соору-
жения Кондопожской ГЭС. Структура скоростного поля и характер
циркуляционных процессов в Кондопожском заливе определяются
режимом про точности, ветровой обстановкой, морфологическими
особенностями котловины и динамикой вод открытой части Онеж-
ского озера. В зимний период транзитный поток, увлекающий сточ-
ные воды целлюлозно-бумажного комбината, распространяется
вдоль западного берега на юго-восток с максимумом скорости 4
6 см/с в нижних горизонтах (2 5 м от дна). Течение инструмен-
тально прослеживается на расстоянии до 9 км.
Над акваторией залива в навигационный период наблюдаются
преимущественно северо-западные и юго-восточные вегры, совпа-
дающие с продольной осью водоема. В этих условиях в заливе фор-
мируется вертикальная циркуляция водных масс. Так, весной при
северо-западном ветре скорости дрейфового течения составили
10,0—11,8 см/с, компенсационного — 3,6—4,6 см/с. Осенью преоб-
ладают горизонтальные циркуляции, что подтверждается данными
буквопечатающих вертушек, устанавливавшихся на четырех буйко-
вых станциях. Па горизонте 6 м зарегистрировано увеличение ско-
ростей до 50—62 см/с. Характерно, что такое резкое увеличение ско-
ростей происходило иа фоне слабых и средней силы ветров.
13 наступлении экстремальных значений скорости наблюдается
определенная периодичность (2—3 суток).
Данные натурных наблюдений за течениями Кондопожского за-
лива, полученные с помощью буквопечатающих вертушек, были
подвергнуты массовой статистической обработке на ЭВМ Минск-32.
В результате получены составляющие скорости, величина п направ-
ление скользящих средних со сдвигом на срок наблюдения, средние
суммарные скорости и направление течений. Кроме того, получена
средняя скорость за каждый цикл наблюдений (25 сроков) и повто-
ряемость скоростей течения по градациям направления (8 основ-
ных румбов).
В октябре 1970 г. преобладали течения восточного и юго-восточ-
ного направлений (соответственно 10,1 и 16,6%), причем более
60% числа случаев приходилось па скорости от 10 до 40 см/с. Наи-
меньшей повторяемостью характеризовались течения северо-запад-
ного направления (6,5%). Средняя скорость за весь период наблю-
дений составила 20,4 см/с. Направление результирующего вектора
96°. Важной характеристикой течений является их устойчивость,
рассчитываемая как отношение величины суммарного результирую-
щего вектора к средней скорости за каждый цикл наблюдений.
Осенью наиболее устойчивы течения в интервале 90—130 , которые
наблюдались в период с 6 по 10/Х: коэффициент устойчивости со-
ставлял 0,80—0,95. Анализ колебаний скользящих средних во вре-
мени показал, что изменение направления течений в отдельные
периоды характеризуется определенной цикличностью. Так, с нуля
часов 20/Х до 5 ч 24/Х результирующий вектор совершил последо-
вательно 2,5 оборота против часовой стрелки, тогда как в первой
декаде октября удерживалось стабильное юго-восточное течение.
Совмещенные графики скорости п направления течений подтверж-
дают существование в заливе продолжительных циркуляций вод-
ных масс: вертикальных летом п горизонтальных (циклопических
или аптициклонических) осенью. Для выяснения степени влияния
динамики вод открытой части Онежского озера па структуру скоро-
стного ноля в Кондопожском заливе предполагается постановка
натурных наблюдений по всей акватории водоема.
11аряду с экспериментальными работами выполнялось модели-
рование динамических процессов в водоемах с применением ЭВМ.
Для расчета стационарных течений и пункций полных потоков
в Кондопожской губе и открытой части Онежского озера использо-
ван метод полных потоков [4] в том виде, в каком он представлен
для случая малых глубин. В пе^м учитывается действие ветра на
водную поверхность, расходы впадающих притоков, турбулентная
вязкость, рельеф дна. Функция полных потоков определяется из
уравнения
д / Л tty \ . d / А \ 1 _ . Т ...
~дх~\Цл 7/х~) + ,)у ~^Г) Ч)
. т дТу дТх
где rot I =—т--------т------вихрь тангенциального напряжения
дх ду
ветра; Тх и Ту — составляющие тапгенцпа.ниюго напряжения негра
соответственно на оси координат л и у\ Н — глубина водоема; /1
коэффициент турбулентного обмена; ф — функция полных потоков,
характеризующая осредпеппый по вертикали горизонтальный пере-
нос. Опа связывается с динамическими наклонами поверхности во-
доема следующими соотношениями:
dz 3/\ 3 1 ()у ' (2)
()Х 2^р// ч Р I №
d$ згу зл (3)
Оу Дгр//3 dx ’
где и —-—уклоны по осям х и //; g— ускорение свободного
падения; р—1 г/см3 — плотность воды.
Горизонтальные составляющие скорости течения выражаются
через динамические уклоны уравнениями:
(4)
и
Тх zzv
Л И7 Ч । А 2 5F ’
(5)
где и и v — проекции скорости течения соответственно па оси х и у\
г— расстояние от поверхности воды до расчетного горизонта.
Кондопожская губа характеризуется рядом морфологических
особенностей: глубокой врезанностыо в сушу, расчлененностью кот-
ловины, сравнительной изолированностью от открытой части Онеж-
ского озера в связи с поднятием дна и наличием большой группы
островов на граничном участке. Для приближенного численного ре-
шения уравнения (1) область с криволинейной границей (северная,
наиболее мелководная часть губы) была покрыта сеточным прямо-
угольником, включающим 138 внутренних узлов. Центральная глу-
боководная п южная зоны губы составили сеточную область, насчи-
тывающую 420 внутренних узлов. Шаг сетки выбирался с учетом
изрезаиности берегов и выполнения условия [5]:
| ^/-М, 7 - 1, Y I «
(6)
Коэффициент турбулентного обмена в уравнении (1)
лялся по формуле
опреде-
А =
IV7/,
где у = 3,25- 10 6 г/см3 — постоянная величина; W — скорость ветра,
м/с; k — ветровой коэффициент, принятый на основании натурных
определений равным 0,0125 [2].
На твердой границе нормальная составляющая <>,,=0, что соот-
ветствует
’pip—const. (8)
Граничные условия для ф заданы в соответствии с требованием
о постоянстве объема водных масс п с учетом многолетнего расхода
р. Супы, равного 69,8 м3/с. На границе между двумя сеточными об-
ластями и открытой частью Онежского озера принято условие сво-
бодного протекания
4г=°' ' С)
где п — нормаль к жидкой границе.
В основу расчетов положен преобладающий ветер, что позво-
лило построить схемы течений для наиболее часто встречающихся
синоптических ситуаций. В частности, выполнен расчет для запад-
но-юго-западного (скорости 3 и 8 м/с) и западно-северо-западного
(скорость 4 м/с) направлений ветра.
При западно-северо-западном ветре нулевая изолиния функции
полных потоков в центральной и южной частях Кондопожского за-
лива проходит через район больших глубин вблизи осевой линии.
Между этой линией и западным берегом установились две инте-
гральные циркуляции циклонического характера: одна со значе-
нием ф = 2247 м3/с в центре (к востоку от о. Ком), другая со значе-
нием ф = 1968 м3/с в центре (к востоку от о. Сосновец).
У восточного берега формируются две антициклонические цир-
куляции. Скорость потока в центральной и южной глубоководных
частях между изолиниями достигает 6—8 см/с. Водообмен между
центральной частью и прибрежными районами составляет 6500 м3/с.
В северной части губы, в районе до о. Ламп, установились анало-
гичные циркуляции, но водообмен составил всего 150 м3/с. В этой ча-
сти губы поверхностное течение совпадает с направлением ветра;
скорость его изменяется от 3 до 10 см/с. В остальной части расчет-
ной области поверхностное течение также соответствует ветру,
а скорость изменяется от 8 до 16 см/с у западного берега и от 8 до
20 см/с — у восточного. В центральной глубоководной части напра-
вление течения меняется от юго-восточного до северного, а ско-
рость— от 2 до 5 см/с. С 10-метровой глубины прослеживается
компенсационное течение. Скорость его на этом горизонте 2—-9 см/с,
па глубине 30 м—2—5 см/с. Следы этого течения прослеживаются
до глубины 60 м.
Онежское озеро характеризуется сложным строением котло-
вины, пзрезанностью береговой линии в северной части и наличием
заливов, вытянутых с северо-запада па юго-восток. Для открытой
части озера построена сеточная область, содержащая 423 внутрен-
них узла. Значения ф в граничных точках сеточной области заданы
таким образом, что алгебраическая сумма притока п стока воды
из озера равна пулю. Введенный в расчет средний приток в Онеж-
ское озеро за многолетий период составил 189 м3/с, сток —
571 м3/с. Разность между количеством осадков и величиной испа-
рения была равномерно распределена вдоль границы водоема. Рас-
чет выполнен тля разных скоростей ветра всех основных и проме-
жуточных румбов для восьми горизонтов: 0, 5, 10, 20, 30, 40, 50
и 60 м. При западпо юго-западном ветре скоростью 8 м/с нулевая
изолиния функции ф проходит OI Петрозаводской губы па ioiо во-
сток до устья р. Андомы. К западу и востоку от нее образуются две
циркуляционные области разного знака. В зоне пх раздела поверх-
ностное течение направлено преимущественно па север со скоро-
стями 5—13 см/с. В зоне циклопической циркуляции (к югу от Кли-
мепицкпх островов) течение па поверхности соответствует ветру;
скорость его 12—14 см/с. В районе антнцнклопической циркуляции
поверхностное течение у восточного берега направлено на северо-
восток (скорости 12—17 см'с), а на остальных участках этой зоны
(за исключением мелководной юго-западной области, примыкаю-
щей к истоку р. Свири) скорость порядка 14—22 см/с.
С глубины 20 м развивается компенсационное течение запад-
ною направления. Его скорость па горизонте 30 м равна 1—7 см/с.
Водообмен в центральной части озера составляет 77 000 м3/с. Ре-
зультаты расчета обнаруживают удовлетворительную сходимость
с данными натурных наблюдений. Схемы течений, построенные для
ветров разных румбов и силы, могут служить основой для прогно-
зирования изменения динамического режима водоема в связи с раз-
работкой проекта переброски части стока из бассейна Онежского
озера в бассейн р. Во зги. Не исключено, что это мероприятие будет
сопровождаться изменением характера проточности, появлением
повых зон активного водообмена и усиленным распространением
циркуляционных течений и специфических веществ из Кондопож-
ского и Петрозаводского заливов в район сработки, что в конечном
счете может привести к перестройке биоценозов и экологических
систем.
При решении ряда теоретических и практических задач часто
приходится иметь дело с неустановившимся характером движения
водных масс. Такой режим течений может быть обусловлен неоди-
наковым воздействием ветра на отдельные участки водоема, изме-
нением его интенсивности во времени, неравномерностью поступле-
ния приточных вод и попусков через сооружения гидроузлов и т. и.
Учет пеустаповпвшегося характера движения необходим при
выяснении вопроса о том, как развиваются динамические про-
цессы во времени, какова инерция водных масс, как быстро ноле
скоростей приходит в соответствие с определяющими его факто-
рами.
Л. В. Караушев []] предложил схему расчета neyci аповпвшихся
ветровых течении и депнвеляцпй в водоеме применительно к узло-
вому сечению. О шако по этому способу нельзя исследовать изме-
нение ноля скоростей во времени на всей акватории. Нами была
составлена расчетная схема, позволяющая полечить поле скоростей
в водоемах (канальная задача) практически любых размеров и иа
любой глубине в условиях пеустаповпвшегося дрейфа [3]. Задача
решалась иа ЭВМ Урал-2.
Анализ хода уровней и изменения скоростей течения показал,
чго при действии ветра на водную поверхность в водоеме возни-
кает система незатухающих периодических колебаний уровня, по-
добных сейшам. Амплитуды колебаний и периоды их возрастают
с увеличением длины водоема. Развитие ветровою дрейфа характе-
ризуется неирекращающимся колебанием свободной поверхности
относительно некоторого среднего (наклонного) положения. Как
показал расчет, водные массы обладают значптельной инерцией,
вследствие, чего скорости течения и уклоны периодически меняются
длительное время после прекращения действия сил, выводящих
водные массы из состояния равновесия.
Решение задач комплексного использования водных ресурсов
требует изучения общих закономерностей развития динамических
процессов для долгосрочного прогнозирования изменений режима
водоемов в связи со сбросами сточных вод.
Нами начата разрабон<а метода расчета потя скоростей и рас-
пространения пассивной примеси в озере на основании уравнений
турбулентной диффузии. Эта модель позволит прогнозировать про-
странственное распределение различных ингредиентов загрязнения
в зависимости от комплекса гидрометеорологических условий, рас-
ходов впадающих притоков, объемов сточных вод и особенностей
гидродинамического режима. В качестве исходной принимается си-
стема уравнений движения (трехмерная модеть) с учетом турбу-
лентного обмена по вертикали.
Граничные и начальные условия формулируются с учетом на-
турных данных. Задача будет решаться на ЭВМ БЭСМ-6. На ос-
нове этой модели будет дан прогноз изменения режима и качества
вод Кондопожского залива под влиянием сброса в него сточных вод
целлюлозно-бумажного производства.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. К а р а у hi с в А. В. Сгонно-нагонные явления на водохранилищах и озе-
рах. Л., Гндрометсоиздаг, 1960. 216 с.
2. Л и ф hi и ц В. X., Р а у т и а й и е и IO. С. Пример расчета установившихся
течений в озерах с применением метода полных потоков.— «Тр. СевПППГпМ»,
1965, вып. 23, с. 258—266.
3. Лифшиц В. X. Расчет неустановнвшегося ветровою дрейфа с примене
пнем электронно-вычислительной машины.— В кн.: Водные ресурсы Карелии
и пути их использования. Петрозаводск, 1970, с. 277—291.
4. Фельзснбаум А. 11. Теоретические основы н методы расчета устано-
вившихся морских течений. М., «Паука», 1960. 127 с.
5. Шкудова Г. Я. [и др.]. Методика расчета усiаиовившнхея течений
в мелководных морях. М., «Паука», 1970. 64 с.
И. А. Шеренков
(ВОДГЕО, Харьков)
РАСЧЕТ ПЛАНА ТЕЧЕНИЙ В РЕКАХ
И НЕСТРАТИФИЦИРОВАННЫХ ВОДОХРАНИЛИЩАХ
Уравнении плановой задачи
Идеализация трехмерного турбулентного движения в водотоках
и водоемах в виде двухмерного планового течения представляется
весьма важной для решения многих прикладных задач. Переход
к плановой задаче, т. е. к рассмотрению средних по вер гикали ско-
ростей, возможен для широкого класса течений в реках и водохра-
нилищах при отсутствии скачков плотности но вертикали и в маге
матпческой постановке осуществляется путем интегрирования по
глубине общих уравнений турбулентного движения Рейнольдса
и уравнения турбулентной диффузии с учетом зависимости преде-
лов интегрирования отметки дна гд и отметки свободной поверхно-
сти II от горизонтальных координат Xi, х>.
В результаге ингегрирования после пренебрежения членами
высшего порядка малости получим два уравнения движения плано-
вой задачи — уравнение неразрывности и уравнение переноса при-
меси [10, 11]:
Здесь а — коэффициент неравномерности распределения скорости
по вертикали; z — вертикальная координата; 1г = Н — z^— глубина;
2Д — отметка дна; t — время; Ui, U>— составляющие средней по
вертикали скорости; и'2, и'2— средние но глубине значения диспер-
сии пульсационной составляющей скорости, учитывающие нормаль-
ные турбулентные напряжения; т — средние по глубине значения
горизонтальных турбулентных касательных напряжений; Т;— со-
ставляющие касательного напряжения на свободной поверхности,
обусловленные ветром; Л — коэффициент гидравлического трения
русла; 0— средняя по глубине концентрация примеси; —сред-
нее по вертикали значение коэффициента горизонтальной суммар-
ной диффузии, обусловленной турбулентными пульсациями и кон-
вективным переносом; G — суммарная интенсивность порождения
и поглощения примеси в рассматриваемой точке плана течении,
включающая поток примеси от дна и свободной поверхности.
Если в качестве примеси рассматривается тяжелая взвесь, то
где Р— вероятность взвешивания взвеси потоком; w — гидравличе-
ская крупность; 0Д, 0л— соответственно концентрации у дна н на
свободной поверхности;
для шуги
где ауП1 — ее гидравлическая крупность, а Fni— интенсивность по-
рождения шуги в потоке.
Если в качестве примеси рассматривается тепло, то G равно
суммарному потоку тепла через свободную поверхность; если при-
месь— растворимое вещество, то G равно мощности порождения
или поглощения вещества в потоке в результате химических или
биохимических реакции плюс пост) илеиие вещества (например,
кислорода) через свободную поверхность.
Граничные условия плановой задачи в начальном (или конеч-
ном) створе A^o(.vi, л2) притока или отбора воды запишутся в виде
^='Ло(м); 2. (4>
Вдоль берегового уреза должно выполняться физическое усло-
вие
^=0. (5)
Однако выполнение условия (5), строго говоря, требует детали-
зации структуры потока в пристенной (прибрежной) области и вве-
дения вязкого подслоя, что является неоправданным усложнением
для плановой задачи расчета средних по глубине скоростей. Кроме
того, в случае пологого берега, когда глубина на урезе воды обра-
щается в нуль, выполнение условия (5) приводит к большим труд-
костям, так как изменение отметки свободной поверхности соизме-
римо с глубиной потока, а смещение уреза воды в плане чрезвы-
чайно осложняет расчет. Эти затруднения легко преодолеваются,
если исключить из рассмотрения область течения в непосредствен-
ной близости от >реза воды и выделить условную береговую линию
L, несколько отстоящую от действительного уреза воды1, на кото-
рой будет выполняться менее жесткое ио сравнению с (5) условие
(6)
выражающее физически очевидное условие отсутствия расхода по
нормали it — п к урезу воды.
Второй член в правой части уравнения (1), учитывающий нор-
мальные турбулентные напряжения, по крайней мерс на порядок
меньше инерционных членов [11] и в дальнейшем им можно прене-
бречь. Роль турбулентных касательных напряжении, обусловленных
горизонтальным турбулентным обменом, в формировании плана
течении весьма значительна, особенно в прибрежных участках
и в пограничных слоях смещения струи и водоворотной зоны, где
касательные напряжения существенно больше сил трения по дну
[3, 8], и поэтому при решении плановой задачи их необходимо учи-
тывать.
Для замыкания системы уравнении движения (1) и (2) и выра-
жения касательных турбулентных' напряжении используем обоб-
щенную гипотезу Рейхардта—Коновалова для плана течений
Г • у
UsUn-]-iisiin=—A (.s\ //)—
(7)
устанавливают^10 свя зь касательных турбулен гиых напряжений
с полем осреднениых скоростей. В работе [12] показано, что гипо-
теза Рейхардта в строгой постановке может быть использована
только для течений в естественных координатах s, 11 и в этом случае
она практически совпадает с гипотезой Коновалова. Эти гипотезы
могут быть обобщены для прибрежных (пристенных) течений,
а при соответствующем выборе коэффициента обмена A(s, п) можно
получить хорошо аппроксимирующие экспериментальные данные
логарифмического или степенного профилей скорости. Обобщенная
гипотеза Рейхардта—Коновалова при рассмотрении течении в ес-
тественной системе координат
Р — Ihlln. — ($, #) (8)
может быть обоснована в той же мере, как и классические гипотезы
пути смешения, и дает хорошие результаты при расчете плана
1 В расчетах для пологого берега за условную береговую линию можно
принять изобату 10 см
течений в струйных и прибрежных областях, когда Un = 0, или в си-
стеме координат, близкой к естественной, когда можно положить
^1^2 i LJi U2 U1 • (9)
Отметим, что гипотеза (8) следует из выдвинутого В. М. Мак-
кавсевым предположения о пропорциональности коэффициенте) тур-
булентной вязкости локальной скорости, если коэффициент пропор-
циональности при этом полагать зависящим от 5 и п и равным
фл (s, «).
Расчет течений в естественной системе координат является чрез-
вычайно трудным, так как сами координаты зависят ог поля скоро-
стей. Поэтому расчет безот-
рывных течении в русле и
транзитной струп отрывных
течений целесообразно ве-
сти в такой фиксированной
системе плановых коорди-
нат, для которой выиолия-
ds'=(Mdn)ds
PiiC. 1. Схема криволинейных параллель-
ных координат плановой задачи.
ется условие (9). В качестве
такой системы была выбра-
на система криволинейных
параллельных координат, в
которой за продольную ось
принимается динамическая
ось потока или струн, а по-
перечные координаты пред-
ставляют прямые линии, ор-
тогональные динамической
координат уравнения двпже-
(9) заии-
оси потока (рис. I). В этой системе
ипя и неразрывности после упрощении с учетом условия
шутся в виде
dU s а ^.у /г дН
(И х OS х Os
0 ( ,т ,, , ?-Су , Ts
дп \.аС^С„ + h I рЛ -
п I „ ° Г 7% fy дН । тп .
dt ‘ х 9 ° On рА *
-4—— -4- t/^4- -г- U„h---------— Unh=Q.
1 х OS ъ 1 on 11 у. п
(10)
(И)
(12)
Здесь о — кривизна динамической оси потока; х=14-ст— коэф-
фициент Лямэ криволинейной системы координат.
Учитывая условие (9), используем обобщенную гипотезу (7)
и записываем уравнение динамического продольного равновесия
(10) в виде
dUs а ди^
dl l ds
g дН | д ( . 2£|
у- ds дп \ * дп I п
7\
р/г
(13)
Таким образом, план течений описывается замкнутой системой
трех дифференциальных уравнений (10), (И) и (12) относительно
трех неизвестных функций US) Un, Н, так как h = H — z^ и гд (s, и)
известно.
Расче! плана безотрывных течений в речных руслах
Сообразуясь с рельефом русла, необходимо наметить динамиче-
скую ось потока, являющуюся продольной координатой s, и опреде-
лить ее кривизну о(х) в соответствии с известными зависимостями
ds= | dx2-\-dy*
(О)
где Л', у — базовая система плановых декартовых координат.
Величину коэффициента обмена Л в формуле (7) примем для
пристенных течений исходя из условия получения эллиптического
профиля скорости но сечению при движении равномерного прямо-
линейного плоского потока между параллельными стенками. Отме-
тим, что эллиптический профиль скорости, предложенный и обосно-
ванный Л. В. Караушевым |4], хорошо аппроксимирует не только
вертикальное распределение скоростей, но и, как показали маши
опыты, вполне удовлетворительно описывает распределение скоро-
сти в плане в неравномерных потоках и прибрежных участках
струйных течений (рис. 2) .
Аппроксимация распределения скоростей эллиптическим про-
филем имеет принципиально важное преимущество для решения
дифференциального уравнения (13), так как позволяет получить
п dlJs
плавный профиль скорости в общем случае без разрыва Us и —.
Значение Л (s) зависит от коэффициента гидравлического трения
боковых стенок или прибрежного участка русла Аб и определяется
по формуле
_______Ms
2,3 + 3
где b — расстояние от динамической оси до берега;
скорость; Um — максимальная скорость по сечению.
Формула (15) получена исходя из рассмотрения
(15)
V — средняя
предельного
для плановой задачи случая двухмерного движения и в предполо-
жении, что влияние рельефа и сопротивление дна на горизонталь-
. „ к dUs
иын турбулентный обмен проявляется в изменении Us и ---- и не
дп
сказывается иа величине А, зависящей в основном от сопротивле-
ния берегов. Отметка свободной поверхности речного потока Н=
==Я (s, /2) может быть представлена в виде
Я=//ср(л)+С(5, «),
(16)
где //С|, — средний уровень свободной поверхности в створе, опреде-
ляемый но расчету кривой свободной поверхности руслового по-
тока; £— отклонение уровня от свободной поверхности.
Рис. 2. Распределение скоростей в прибрежной области плана
течении (при Z/ = cons().
1 — эксперимент; 2 — эллиптический профиль.
Очевидно, при таком выборе £ можно полагать для речных
русел
C«/z, А=Яср-гд и -^-=--0. (17)
С учетом изложенного запишем уравнение для установившегося
движения в виде
а d ( . \ о г)//ср Ts
% ds On \ дп ) /7 % ds
Начальным условием для уравнения (18) является известное
распределение скоростей в начальном створе (4). Граничным усло-
вием является условие (6) на фиктивной береговой линии А, где ве-
личина продольной скорости UsГр будет отличной от нуля и опреде-
лится в первом приближении по зависимости, являющейся следст-
вием гипотезы (7) для плоской задачи:
(19)
Величина максимальной скорости в сечении Um является пара-
метром, входящим в выражение для Л и в граничное условие (6)
в соответствии с зависимостью (19). Значение Un, после решения
системы уравнений (18), (Н) и (12) определяется из интеграль-
ного уравнения неразрывности, учитывая, что расход Q задан
в
J Uhdtt—Q. (20)
6
Если кривизну динамической осп о и глубину h па рассматри-
ваемом участке реки можно принять постоянными, то произведя
в уравнении (18) замену переменных
Г 1 2 / у
£=jAt/s, 7)=— In-/., <р=(75ехр I — Л-Д—£
можно привести его к линейному неоднородному уравнению
'О
d'f ()2т
(21)
с начальным условием <р *вя=фо(л) и граничными условиями
ГГ =|фгр, решение которого дано в работе [1].
'll Игр
В наиболее общем случае, если значения сг и h нельзя описать
функциональной связью с координатами, уравнение (18) в числен-
ном виде решается иа ЭВМ с использованием стандартных про-
грамм для уравнения теплопроводности общего вида.
Подставляя полученное решение для £Л = £Л($, и) в уравнение
(И), находим величину £, а из уравнения (12) определяем Un и тем
самым решаем динамическую задачу расчета плана течений. По из-
вестному распределению течений в плане Us, £, о (см. рис. 1) и при-
нятому распределению скоростей но вертикали можно определить
скорости поперечной циркуляции в сечениях, пользуясь способом,
предложенным Караушевым [4].
Распределение концентрации примеси в плане определяется пу-
тем решения уравнения турбулентного переноса, которое для при-
нятой криволинейной параллельной системы координат запишется
в виде
Величины U6 п Un будут известны из решения динамической за-
дачи. Значения коэффициентов продольной и поперечной суммар-
ной диффузии Ds и Dn (с учетом турбулентной и конвекционной
диффузии, обусловленной неоднородностью распределения скоро-
стей и концентрацией по глубине) можно принять по эмпирическим
зависимостям для речных потоков [13].
Расчет плана течений в проточных водохранилищах
и озерах (стационарная задача)
Течение в проточных водоемах представляет собой весьма слож-
ную картину движения струп в ограниченном пространстве с пере-
менной глубиной. В плане можно выделить транзитные струи (ядро
постоянной массы), водоворотпые и застойные области, струйные
и пристенные пограничные слон. Картина течении существенно ос-
ложняется действием ветра. Поскольку в таких геченпях горизон-
тальный турбулентный обмен является определяющим фактором
или же весьма значительным, необходима разработка методов рас-
чета плана течений, учитывающих это обстоятельство, так как рас-
чет плана течений по Н. М. Вернадскому и расчеты морских течений
(при отсутствии проточности) либо не учитывают горизонтальных
турбулентных напряжений, либо рассматривают их как второсте-
пенный фактор.
Однако разработка метода расчета плана течений с учетом ка-
сательных напряжений представляет принципиальные трудности,
поскольку в фиксированной системе координат нельзя выделить
преимущественное направление течения, а существующие полуэм-
пирические гипотезы турбулентности разработаны и апробированы
в настоящее время только для таких течений, как пограничные слои,
струи в безграничном пространстве и течение в каналах. Эти трудно-
сти можно преодолеть, если в плане течений выделить фрагменты:
транзитную струю и водоворотные зоны (рис. 3). Тогда рас-
чет плана течений в пределах транзитной струи производится с уче-
том касательных турбулентных напряжений с использованием пол-
noil системы уравнений плановой задачи и обобщенной гипотезы
Рейхардта—Коновалова; для расчета циркуляционных течений
в водоворотной зоне применяется теория морских течений, прибли-
женно учитывающих горизонтальный турбулентный обмен [7]. При
этом положение транзитной струи можно определить, привлекая
дополнительное условие максимальной устойчивости ее в плане.
Для расчета транзитной струи примем ее динамическую ось
в качестве продольной оси s — s системы криволинейных коорди-
нат (см. рис. 1).
План установившихся течений в транзитной струе будет описы-
ч ч dU dh
ваться системой уравнений (10) — (12), полагая - — и —равными
пулю. При этом уравнение продольного равновесия (10) преобра-
зуется в уравнение
1 01 д 7 01 \ X/ . Ts
х 0s дп \ ’ дп ) h рЛ
(23)
для интегральной функции продольного импульса / = сДД+ g£, по-
лагая, чти отклонение отметки свободной поверхности £ ($, п) от
гг
среднего постоянного уровня /7ср мало по сравнению с----------и что
—2=0. Начальным условием будет известное распределение ско-
ростей в начальном створе (4). Граничные условия при решении
уравнения продольного равновесия для транзитной струн сведутся
к определению величины
dU*
дп
при nlv = b
(пц> — поперечная коор-
дината границы транзитной струп).
Гели полагать, что максимум турбулентных напряжений будет
иметь место на границе транзитной струи, что согласуется с экспе-
риментальными данными [3, 8], то задание граничного условия
C'Us . тгр
——• , сводится к оиоеделению величии так как
дп 1 * р
dUs2 и2
—— =-------; для определения же двух заранее неизвестных вели-
oz? А
чин U\ и b имеем для каждой полуструи интегральные условия со-
в
хранения расхода
Uhdn и уравнения
динамического про-
о
дольного и поперечного равновесия (24) и (25), рассмотренные
л
ниже, где для случая стационарной задачи член =
Таким образом, в результате расчета будут определены скоро-
сти, отметки свободной поверхности и границы транзитной струи.
Для выполнения такого расчета необходимо знать положение дина-
мической осн стр\и. Исходя из анализа движения струи в ограни-
ченном пространстве [9, 14] п принципа максимальной устойчивости
осредпеипых турбулентных течении [2, 6], в предлагаемом методе
расчета постулируется, что из всех динамически возможных осред-
ненных течений и соответственно возможных положений динамиче-
ской оси струи в плане реализуется только устойчивое положение
струн. Поэтому при расчете плана течений на каждом шаге счета
As необходимо проверять по критерию устойчивости значение кри-
визны осп ст в соответствии с уравнением (14) и принимать такое
значение о, которое отвечает устойчивому положению струи. Для
решения этой задачи предлагается использова ib энергетический ме-
тод анализа устойчивости осредпепного течения.
С этой целью рассмотрим интегральные уравнения движения
всей транзитной струн, устанавливающие динамические соотноше-
ния между средними но сечению струн скоростью, уровнем и расхо-
дом
dV ,, dV ХУ2
-------F
(21)
(25)
где \£ — поперечный перепад уровня но ширине струн Вг; — ко-
эффициент гидравлического трения на нравов /=1 и левой 1 = 2
тгр , I72
границах струн, определяемый из соотношения -------------•.
р 2
Введем малые возмущения средней скорости и уровня, представ-
ляя действительное движение в виде суммы вевозмущенпого (ин-
декс 0) и возмущенного (обозначенного штрихом) движения
У=14+^; //ср=//ср,о+С'; Д;=Д:0+^; //ср=АсР> о+С. (26)
Используя обычную процедуру получения уравнений возмущен-
ного движения, получим выражение для полной производной
v'2,
квиетической энергии возмущений Е =-^у
D
~dT~
(ниже
в формулах индекс «0» опущен)
(27)
Условие затухания энергии возмущенного движения
является условием устойчивости движения струн и позволяет опре-
делить о:
Предполагая, что максимально устойчивое положение соответ-
ствует максимальному затуханию энергии возмущении, из условия
максимального (по абсолютной величине)
значения — можно
получить величину, отвечающую максимально устойчивому поло-
жению.
доворотпых зон в плане и значение £7гр и тгр
Таким образом, при расчете гранзиiпой струн от створа к створу
леобхо щмо определять значение о из условия устойчивости.
После расчета транзитной струи будет известно положение во-
dUs \
или —— I на гра-
дп i
лицах струи и водоворотной юны (см. рис. 3). Учитывая, что вдоль
хреза воды граничное условие известно, можно рассчитать цирку-
ляционное движение в водоворотной зоне, полагая значение коэф-
фициента горизонтального обмена А постоянным и используя ме-
тоды расчета замкнутых циркуляционных течении в мелководных
морях |1].
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Голдштик М. А. Принцип максимальной устойчивости осредпеипых
турбулентных течений.— «ДАН СССР», 1968, т. 182, № 5, с. 1026—1028.
2. Дидковскнй М. М., II о зиял Н. Г Распределение касательного на-
пряжения по дну па участке расширения потока.— В кп.: Г1дравл1чн досл!д-
ження та розрахункп. 1963, Киев. Изд. АП УССР, с. 15—21.
3. 1\ а р а у ш с в А. В. Проблема динамики естественных потоков. Л.,
Гидрометеопздат, 19(>0. 385 с.
4. К а р а у ш с в А. В. Распределение скоростей и коэффициентов турбулент-
ного обмена по вертикали.— «Тр. ГГП», 1947, вып. 2(56), с. 38—79.
5. К у т а т е л а д з е С. С. Проблема устойчивости в пристенной турбулент-
ности.— В кп.: Проблема тепло- и массоперсноса, вып. 4 М., «Энергия», 1970,
с. 35—40.
6. П о л о ш и й Г. Н. Уравнения математической физики. М., «Высшая
школа», 1964. 559 с.
7. Проблемы теории ветровых и термохалинных течении. Севастополь, 19 0.
182 с.'
8. Соловьева А. Г. Экспериментальное исследование планового расши-
рения потока при наличии водоворотных зон.— «Пзв. ВНПИГ,» 1951, т. 46,
с. 33—53.
9. Шсренков II. А. Устойчивость спокойного потока в плане при расши-
рении его в нижнем бьефе с образованием водоворотных зон.— «Гидравлика
и гидротехника», 1968, вып. 6, с. 14—18.
10. Шере и ков II. А. Гидродинамическое описание плановой задачи гид-
равлики.—«Тр. Харьковского отд. ВНИИ ВОДГЕО», 1971, вып. 9, с. 3—20.
11. Шер си ко в И. А. О роли нормальных турбулентных напряжений
в формировании плана течении.— «Гидравлика и гидротехника», 1973, вып. 16.
12. Ill е р с и к о в II. А. Обобщение гипотезы Рснхардта — Коновалова для
решения плановой задачи.— «Гидравлика и гидротехника», 1973, вып. 19.
13. Bansal М. К. Dispersion in natural stream.— “J. Hydraul. Div. Proc.
Amer. Soc. Civ. Eng?’, 1971, vol. 97, N ИМ I, p. 1867—1884.
14. Shercnkov I. A. Hydraulic solution and definition of the unstability
criterion of stream wandering within bed and vortex zones.-—“Proc. Twelfth Con-
gress of the Intern.” Ass. Hydr. Research. Sept. 11 —14, 1967, vol. 1, p. 240—249.
А. И. Кобзарь, В. М. Кузьменко,
А. П. Нетюхайло, Э. Д. Тележкин,
И. А. Шеренков
(ВОДГЕО, Харьков)
К РАСЧЕТУ ПОЛЕЙ СКОРОСТИ И ПРИМЕСЕЙ
В ВОДОХРАНИЛИЩАХ И МОРЯХ С УЧЕТОМ ДЕЙСТВИЯ
ПЛОТНОСТНОЙ СТРАТИФИКАЦИИ
Задача о расчете полей скорости и распределении примесей
в водоемах является одной из центральных при решении проблемы
прогноза качества воды.
Определение гидродинамических характеристик турбулентного
потока приводит к проблеме замыкания уравнений турбулентного
движения. Если для неоднородных турбулентных течений с нейт-
ральной стратификацией расчет полей скорости может осущест-
вляться независимо 01 решения диффузионной задачи, то в условиях
действия стратификации необходимо совместное решение этих урав-
нений. В данной работе рассматривается частный случай общей
проблемы стратифицированных течении — движение жидкости
с температурной стратификацией.
В общем случае система уравнений Рейнольдса и турбулентной
теплопроводности имеет вид [5]:
ди-, । ~ dtLi _ 1 д/У ди'^ I . d2lli
Ox Uk dxk p dx, dxk ' Ox],
dT ri Г , d?T d,lk(
дт 11 k дхь ' dxk
4^=o,
(1)
(2)
(3)
где i, /, k = 1, 2, 3. Под дважды повторяющимся индексом подразу-
мевается суммирование от 1 доЗ. tit — компоненты осредненной ско-
рости; и'— пульсационные составляющие скорости; Р — давление;
т — время; р — плотность; v — кинематическая вязкость; К — коэф-
фициент теплопроводности; Т — осредненная температура; /' —
пульсация температуры; Xt— декартовы координаты; fi —гравита-
ционная сила.
Система уравнений (1) — (3) является незамкнутой из-за нали-
чия членов, учитывающих турбулентный обмен, в связи с чем опа
должна быть дополнена уравнениями для турбулентных напряже-
ний Рейнольдса (и/ и' ), турбулентных потоков тепла (w' t') и стан-
дарта пульсаций температуры (/'2), которые строятся хороню изве-
стным приемом [7,10]:
ди\и, - ди\и, —т—- —r-r duj
---л—— + -------I Г Ч кН i -----Г и /, и I --
д- 1 Л 0xft 1 7 дх/, 1 дхк
ди/ ! _ ди/ ! о
dz ' 111: Ох/. Ох/.
ди i
дх/{
ди\( -z—г
л" + II ill к-—
UXk J uxk
1 rv О dUi (^f I ' d2/' 1— /7
=-------pr-------------2v —----------5------C w// -------q------73----
P 0xt 0xk dxk 1 f)x2 pr
dtfi . — дГ . 0 . d('2
dx 11 k dxk ' дх/. Jl'b 4
OX dt’
dxk dxk ;
, 1 dp
где P —пульсация давления; b =₽gr, f = 3; |3 =----——; g —
г p oT
v
гравитационное ускорение; Pr——; a — коэффициент температуро-
проводности; —символ Кронекера.
Первые два члена уравнения (4) характеризуют полное измене-
ние напряжений Рейнольдса во времени; третий и четвертый — ра-
боту напряжений Рейнольдса, преобразующую энергию осреднен-
ного потока в энергию пульсаций; пятый — процесс обмена энер-
гией между пульсационными компонентами вектора скорости
посредством пульсаций давления; шестой — диффузию напряжений
Рейнольдса по пространству. Первый член уравнения с правой сто-
роны определяет диссипацию пульсационной энергии пи компонен-
там скорости, второй член — работу архимедовых сил.
Первые два члена уравнения (5) характеризуют полное измене-
ние турбулентных потоков тепла во времени; третий — гурбулент-
пую диффузию и't' в пространстве; четвертый — порождение тур-
булентности п't' из среднего температурного поля; пятый — по-
рождение турбулентного теплового потока за счет взаимодействия
пульсационного движения и осредненного течения. Первый член
справа — изменение и't' в результате взаимодействия пульсаций
давления и градиента пульсаций температуры. Последующие члены
определяют вязкую диссипацию и работу архимедовых сил.
Уравнение (6) выражает баланс между полным изменением
во времени //2 при взаимодействии среднего и пульсационного 1ем-
псрагурных полей, а также молекулярной и турбулентной диффу-
зней и диссипацией.
Система уравнений (1) — (6) ио-прежпему является незамкну-
той, так как появились новые дополнительные члены, которые мо-
гут быть аппроксимированы следующим образом [3, 10]:
d“'i
дх i
ди;
— — k
р
(7)
диди.
дхк дхк
2 .
Т СГ>Ч
u(uj
/2
(8)
•I
2л
dxk dxf. Си(К №
дГ }
dxk дхк ~C[ufk P
(9)
2v
<>t< Of
где /г, c, Ci, kt, Ctt, C\tt, C\XLt— нолуэмипрнческие коэффициенты; E—
энергия турбулентных пульсаций; / — масштаб турбулентности.
Эти полуэмпирические коэффициенты рядом авторов либо при-
нимаются постоянными, исходя из представления о локальной тур-
булентной изотропии [2], либо подбираются их компромиссные
значения таким образом, чтобы теоретические расчеты по опреде-
лению турбулентных характеристик с той или иной степенью при-
ближения соответствовали бы экспериментальным данным [4].
Однако в реальных условиях эти коэффициенты не являются
постоянными, поэтому для более обоснованного использования ап-
проксимаций (7)—(11) необходимо изучить поведение полуэмпи-
рических коэффициентов в условиях стратифицированных турбу-
лентных течений в широком диапазоне изменения параметров,
определяющих взаимодействие турбулентности и архимедовых
сил.
При определении зависимости полуэмпирическпх коэффициен-
тов от параметров турбулентного стратифицированного потока бу-
дем исходить из анализа системы уравнений (4) — (6), в которых
градиенты осредпенных скоростей и температуры рассматриваются
как параметры.
В дальнейшем будем рассматривать двумерную задачу (в при-
ближении пограничного слоя) для пограничного слоя раздела раз-
ноплотностных потоков [6]:
й9=0. 4^=0.
ех] дх3 ~ дх2
Здесь и далее принимается: Xi— по направлению потока, х2—попе-
рек потока, л'з—по вертикали в сторону свободной поверхности.
Согласно экспериментальным данным Лауфера [9], для изотер-
мического потока турбулентная диффузия пульсаций существенна
лишь вблизи оси трубы или на внешней границе пограничного слоя;
конвективный перенос практически отсутствует вдали от входа в ка-
нал, а в пограничном слое пренебрежимо мал.
Для получения аналогичных данных применительно к пспзотер-
мическому потоку стратифицированной жидкости были проведены
специальные экспериментальные исследования [1], результаты ко-
торых представлены в виде распределения отдельных составляю-
щих турбулентной энергии по толщине динамического пограничного
слоя раздела. Из апалп ta этих данных следует:
1) в зоне турбулентного ядра величина конвективной состав-
ляющей энергии оказывается значительно меньше энергии порож-
дения турбулентности и диссипации. В общем балансе энергии кон-
векция здесь играет определенную роль. Однако, имея в виду, что
эта зона смещена в сторону внешней границы пограничного слоя
раздела, т. е. в область, имеющую второстепенное значение с точки
зрения выявления особенностей стратифицированных течений, свя-
занных с влиянием архимедовых сил на турбулентность, эту сосяв-
ляющую энергии можно будет опустить;
2) энергия, обусловленная переносом кинетической энергии
пульсационными компонентами скорости, мала по сравнению
с энергиями порождения турбулентности и диссипации и в уравне-
ниях (4) не учитывается;
3) молекулярная диффузия в общем балансе турбулентной
энергии пренебрежимо мала;
4) относительная роль переноса турбулентной энергии пульса-
циями давления по сравнению с переносом турбулентной энергии
осреднсннымп течениями (конвекцией) определяется значением
Рг\ II1
отношения -т—.'Поэтому влиянием пульсаций давления
\Е и\ и
на баланс вторых центральных моментов (4) также можно прене-
бречь;
5) величина г/.-—--г;—- при Рг=1
1 OX2 Рг
обращается тождест-
венно в пуль. В случае, если РГ^Л, эта величина не вносит новых
эффектов во взаимодействие порождения турбулентности и архи-
медовых сил, и может лишь отразиться иа величинах «диффузион-
ных» и «диссипативных» членов. Ввиду отсутствия каких-либо ап-
проксимации и трудности падежной экспериментальной его оценки
этот член в последующих выкладках не учитывается.
Принимая во внимание сделанные допущения, а также учиты-
вая выражения (7) — (11), система дифференциальных уравнений
dT
и ----входят в нее как параметры
б/Л'з
В безразмерном виде систему уравнении (12) можно предста-
вить в виде
(k ReF+d)+ 2 Rez --j- Re^ (k - с)=0,
«Г , k ReF + С1 “1“з ф ReZ; р n
Е “Г Re; Е Rez R |/£~ U>
-J-^Re^+d) —-|-Ref (& —c)=0,
Ua ll-.Ua n
-jr~ (k Re£+d)+2 Rez Rf -CL —L Re. (k - c)=Q,
Z-* * Eh О
»?' o/i Ri ) I ci^ + *zRc/- p »R ,_..o
УГ P\ Rf У Rez P уЁ ~ ’
~2 --7—7
z/> A U-d
-p-+(c}ut+kt Re.) P -L— - Ф Rcrp2/' =0,
z r ] E
-^==-2№+(cltt+cttPr Re/:)p2f =0,
I £
(13)
число Рейнольдса Re/j =-------- ; Rcz— локальное число Рой-
\ "V /
^Lr
dx
l о
E
иольдса I Rcz =
; Ф—аналог
динамическое число Ричардсона
I<[ =----------------
' '7"' , du
В — ТСНЛО-
(ГГ
BOii параметр \ В =
Решая систему уравнений (13) относительно
получаем выражения для
U 2
Е~ ’ ~Ё~ f
пульсацион-
ных характеристик динамического пограничного слоя раздела раз-
ной ютностных жидкостей с прямой температурной стратификацией:
«1 _2 (A —ORe,, ( Л[(ЛКее+ C1)2 + 2Rez(l—Rf)] B-|-(Rf—1)£> ,
Е -3 /гКе^+С] [ Л [(* Re^. + С1)2 — 2 Re2 Rf] В + Rf Р J’
(14)
где
Л—Ciut-\~kt Rc>,
Re±) (C]tt-{-cttPr Re£-)4“29<I) Re^,
D—2 Re^ Rez (гш-|- cttPr Re£) fl -|—
* r \ KI
u<2 2Re/?(^ — c)
E 3(k Re^. 4- cj ’
(15)
-|-Re£ (Л — с) (1 — Rf) + Rf^Re^+Cj)-^-
Е k Re^ 4- rt
Д
___ 2 lt\
Ujllf -g-Re£(^ f) (£Re/;+<i) £
~~Ё~==' 2Rej
,2
2 11 \
- 202 [ _f_Re£(A —c)(l—Rf) +Rf^Re^ + c!)—g—
Pr (k Re^. 4- Cj) |20Ф Re^. 4- (c]u/ 4- kt Re£) (сш 4- <'ltPr Ref)|
(16}
(17)
(18)
(19)
(20)
u\t' Rc' (* + Rf ) (cizz + cttPr Re£) —2
P j £ - 20 (c1//Z + kt ReF)
Для оценки полуэмпирических коэффициентов, входящих в вы-
ражения (7) — (11), были проведены экспериментальные исследова-
ния распределения основных турбулентных характеристик по тол-
щине пограничного слоя раздела разпоплотностпых потоков с пря-
мой те м н е р а гу р п о й ст р а г п ф 11 к а ц и с й.
Описание экспериментальной установки и методики исследова-
ний приведено в работе [8]. Измерение осредпеипых скоростей
и пульсационных составляющих скорости осуществлялось посред-
ством метода «водородных пузырьков»; поле осредпеипых и пульса-
ционных температур измерялось соответственно термометрами со-
противления и термисторами типа М1-51 с последующей записью
реализации процесса па регистрирующий прибор.
В комплекс регистрирующих приборов входила специальная ап-
паратура, позволяющая усилить и линеаризовать первичный сигнал
от датчика.
На рис. 1 и 2 представлены соответственно распределения тур-
булентных характеристик по глубине стратифицированного потока
для случая устойчивого плотностного расслоения [6] (с==
2 \
= Re6Fr'6 ~ 100 ) и турбулентного смешения (с~1200).
тт т 7з 71
Измерения потоков импульса •— и потоков тепла -------, ---
Р рср рСр
осуществлялись непосредственно путем измерения корреляционных
моментов и'ц', и' tf и и\ t' с последующим статистическим осред-
нением. Выбор падежного статистического ряда производился па
основании сопоставления значений моментов при различной протя-
женности ряда. Все расчеты выполнялись с использованием ЭВМ.
Масштаб турбулентности определялся но формуле [5]
где kT — коэффициент турбулентной вязкости; и...—динамическая
скорость; RfK1) = 0,2.
Рис. 1. Распределение турбулентных характеристик по толщине по-
граничного слоя раздела для устойчивой стратификации.
На основании экспериментальных данных были проведены
оценки полуэмпирических коэффициентов, из которых следует, что
коэффициенты k, ki, с, ctt не являются постоянными, а зависят от
турбулентного и локального чисел Рейнольдса и динамического чи-
сла Ричардсона.
При этом коэффициенты щ, Сщ и Ciut принимались постоянными
5 3
С1 = — ЗТ, Сц[ = ~ TCP =
согласно работам [3, 10].
При достаточно больших турбулентных числах Рейнольдса
(Rer>304-40) эти коэффициенты изменяются в небольшом диапа-
______I_______I_______1_______I_______I
25 30 35 40 45 50t°C
i_____i_______i_______i_______i_______1 _
0 12 3 4 5Ucm/c
I_____i_______i_______i_______1_______l_______l
0 50 100 150 200 0^'-Ю3;-0^^смград/с
0 50 100 150 200 300 p'w CM /c
0 0,2 Ofi OfiJ&JWcM/c
' 0,5 Ц/
Рис. 2. Распределение турбулентных характеристик по толщине
пограничного слоя раздела для неустойчивой стратификации.
зоне и могут быть в первом приближении приняты постоянными
100, /? ~ 1; с ^0,2; ku ^1). При значениях Re#, лежащих в ин-
тервале (0—30), коэффициенты изменяются в широком диапазоне
в зависимости от Rej?, Re, и Rf. На данном этапе исследований вы-
явить функциональную связь этих коэффициентов с указанными
параметрами не удалось.
Таким образом, результаты проведенных исследований позво-
ляют производить оценки турбулентных характеристик стратифи-
цированного потока (при больших турбулентных числах Рейноль-
дса Re7) и, следовательно, получить замкнутую систему уравнении
для описания полей скорости и температуры в водоемах.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1 Баланс турбулентной энергии в пограничном слое раздела разпоплог-
ностиых жидкостей.— В кн.: Водоснабжение, канализация и гидротехнические
сооружения, вып. 16. Киев, «Будпвелышк», с. 87—93. Авт.: А. П. Нетюхайло,
IL A LH е р е и к о в, А. II. К и б з а р ь, В. М К У з ь м е и к о, Э. Д. Теле ж к и и.
2. К исследованию основных характеристик турбулентного теплообмена
в вертикальном канале при естественной конвекция.— В кн.. Тепло- и массо-
перенос, т. 1. М., «Энергия», 1968, с. 661— 679. Авт.: А. В. Лыков, О. Г. М а р-
т ы и с и к о, Б. А. К о л о в а п д и и, В. Е. А е р о в
3. К о л о в а п д и и В А К расчету основных характеристик теплообмена
в турбулентных течениях со сдвигом.— В кн.: Тепло- и массонерспос, т. 1. М.,
«Энергия», 1968, с. 154—166.
4. Лев и и В. Б. К расчету основных характеристик турбулентных потоков
с поперечным сдвигом.— «Теплофизика высоких температур», 1964, т. 2, № 1,
с. 588 —598.
5. Мопин \ С., Я гл ом А. ДА. Статистическая гидромеханика, ч. 1. М.»
«Наука», 1965. 639 с.
6. lit тюха и ло \ И, Шерипков II. А. Структура пограничного слоя
раздела потоков разнонлотиостпых жидкостей.— «Изв. высш. учеб, заведений».
Энергетика, 1969, Ai? I, с. 99 105.
7. Хинце И. О. 1 урбулентность, Д\., Фнзматгнз, 1963. 607 с.
8. III с рои ко в II А., Нетюхайло А. II Вопросы гидравлики водо-
пропускных сооружении и водохранилищ. «Тр. ОВХН ВНИИ ВОД ГЕО», вып. 2,
1968, с. 3 I.
9. La ufer J. The structure of turbulence in fully developed pipe flow.
“Nat. \dns. Coin. Aeronaut.”, 1951, Rep. N 1174, p. 1 —18.
10. R о t t a J. C. Stalistisclie Ihcorie nichthoniogener Turbuleii/. 1, Zs. Phvs..
129, 1951, N 5, 547 p.
Н. А. Картвелишвплп, Г.П. Кумспашвили,
М. В. Аппель, О. Н. Еременко
(МГУ, Москва)
УРАВНЕНИЯ ПЕРЕМЕШИВАНИЯ ПРИРОДНЫХ ВОД,
ПУТИ ИХ ИССЛЕДОВАНИЯ И ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНОЙ
ПРОВЕРКИ
Расчеты перемешивания необходимы для анализа загрязнения
и самоочищения природных вод и выработки различных мер для
управления этими процессами. Па характер и скорость протекания
процессов перемешивания природных вод существенное влияние
оказывает кинематическая структура потока. Кроме юго, учет ки-
нематики течения имеет важное значение в расчетах заиления во-
дохранилищ, движения наносов, размыва русел и других гидроло-
гических характеристик во штоков.
Существующие методы расчета перемешивания и разбавления
вод предполагают априорное задание кинематической структуры
потока или принимают достаточно грубые схематизации течения.
В данной работе главное внимание уделяется исследованию кине-
матической картины течения с учетом основных факторов, опреде-
ляющих процессы перемешивания.
В общем случае в основу модели перемешивания природных вод
должна быть положена жидкость переменной плотности с учетом
изменения температуры и плотности компонентов смеси. Простран-
ственная модель перемешивания может быть получена обобщением
уравнений Рейнольдса для несжимаемой жидкости и термодинами-
ческого уравнения на случай движения компонентной смеси раз-
личного состава и плотности. Система уравнении, описывающих пе-
ремешивание химически не взаимодействующей смеси, имеет
вид [2]:
1) уравнение движения
^-(pv-f-piH15-|~ • • • + p«Hns-aHJ+div(pvv)—pF —
— gradP-pdivT;
(1)
2) термодинамическое уравнение
“г(_¥“+ v grad (pv2))+ с (“7Г—v grad 0) + div (pv)=
=pFv+4-AP-+Q: <2>
3) уравнения неразрывности
-^-+ div (5,P,v - a/S1He+p(HO=0, (3)
A- + div(pv+P1Hl,+ . . . 4-р„Н,и-аНч)=0, (4)
где р/, Sf-, Ci — соответственно плотность, концентрация и теплоем-
кость /-той компоненты смеси; Т — тензор турбулентных напряже-
ний; /1 (Т) — первый инвариант тензора Т; Q — приток тепла за
счет внутреннего трения; 6 — температура; at — постоянные
п п
Н —5,v ; Н =0'v'; ctSi] а= xj
i = 1 i = 1
Решение полученных уравнений встречает большие принципи-
альные трудности, связанные с высокой степенью незамкнутое! и
системы уравнений, а также трудности вычислительно!о характера,
обусловленные многомерностью и сложностью структуры уравне-
нии. Поэтому приходится прибегать к трехмерным, двумерным или
одномерным моделям различной с тенен и детализации в зависимо-
сти от сложности изучаемого явления и требуемой достоверноеi и
расчетов, а также к предположению о пассивности примесей.
Пассивность примеси означает, чю ее наличие в жидкости по
влияет на кинематическую картину течения. Это предположение по-
зволяет производить расчет ноля скоростей независимо от расче-
тов изменения концентрации примесей. В этом случае уравнения
движения смеси аналогичны уравнениям движения однородной
жидкости:
dv
dt
+(V grad)v]=pF
grad P-J-div T,
(5)
div v=0.
(6)
Поле концентраций может быть рассчитано из уравнения тур-
булентной диффузии па основании полученной кинематической кар-
тины течения
-“-+(vgrad)S-Xllv(D„-g-)+/;
«=1, 2....п.
(7)
Обозначения здесь общепринятые.
Достаточно общей моделью течения является модель трехмер-
ного пограничного слоя, которая лежит в основе большинства су-
ществующих схематизаций течения жидкости со свободной поверх-
ностью. Однако следует иметь в виду, что любая схематизация
течения, основанная на этой модели, не учитывает вторичных тече-
ний, т. с. поперечной циркуляции, воли малых амплитуд и высоких
частот (опдуляцпй) и др. Например, известные уравнения Сен-Ве-
вапа, которые по существу являются одномерной гидравлической
идеализацией модели пограничного слоя, не описывают ондуляций
на свободной поверхности потока, так как последние отвечают ряду
производных, отбрасываемых при выводе уравнении пограничного
слоя.
При изучении перемешивания в морях и океанах в соответст-
вующих уравнениях пограничного слоя обычно пренебрегают кон-
вективными членами [6]. Дальнейшее упрощение приводит к урав-
нениям мелкой воды, которые используются для расчета течений
в мелководных морях [10].
В реках и водоемах с ярко выраженным основным течением
предположения, приводящие к двум последним схематизациям, не
выполняются. Поэтому, с пашей точки зрения, наиболее приемле-
мой для расчетов кинематики течения в этом случае является пла-
новая схематизация. Соотношения глубины и ширины большинства
рек и водохранилищ таковы, что если не учитывать вторичных те-
чении и плотностной стратификации по глубине потока, то плановая
схематизация вполне приемлема для расчетов перемешивания вод-
ных масс, теплового загрязнения прудов-охладителей, размывов ру-
сел, заиления водохранилищ и многих других задач гидравлики
и гидрологии.
Исключая из уравнений трехмерного пограничного слоя давле-
ние и осредпяя их но глубине с учетом обычных для плановой схе-
матизации предположений, получаем систему уравнений в декар-
товой системе координат (лт, \д, хД с плоскостью (ад, лД, парал-
лельной плоскости среднего уклона дна:
дПи, , дтНи\И; . дт11и>и} гг( дН \
Й3 -------
-^’/£з^г+-7-(<--)п + 2Л> 2; (8)
дНи\ , дНи2 . дП р , .
' дхх 1 дх2 1 дГ~~U’ vJ)
где Ц1, U2 — компоненты осреднением по глубине Н скорости;
z (лт„ ад) —функция, описывающая рельеф ложа русла; ед, е2, е3 —
направляющие косинусы вектора силы тяжести; Tih— среднее по
глубине значение компонентов тензора напряжения; а — корректив
количества движения
2-___ дЛя
£1 дх\
dTi2
дх2 *
(10)
После осреднения по глубине уравнений турбулентной диффузии
получаем, обозначая черточкой сверху осредненные величины:
dSj d^UjSj । d$ii2Sj ____ д (у ту dSi \ , д
dt дх\ дх2 \ 1 1 длу / ' дх}
x(/.2D2-g-), Z=l, 2, .... /г, (11)
где Р, Ai, /,2— отражают распределение по глубине Н соответст-
венно величин (vSi), (D^Si).
Члены Qh в уравнении (8) учитывают сопротивление, обуслов-
ленное влиянием береговых границ, а члены &v>—сопротивление,
вызываемое трением о дно и явлениями па свободной поверхности.
Система уравнений (8) и (9) незамкнута, и основной трудно-
стью при исследовании плановых течений является получение до-
полнительных соотношений, связывающих силовые члены Пи,
с характеристиками осредненного движения.
Для бурных потоков, где величины членов Пд, Пг-2 пренебре-
жимо малы по сравнению с величинами конвективных членов, тео-
рия плановых течений достаточно разработана [1].
Для спокойных потоков эти величины сравнимы с конвектив-
ными членами и ими пренебрегать нельзя. В 1931 г. 11. М. Вернад-
ский предложил замкнутую систему уравнении для теченпп в доста-
точно широких и малой жилистых руслах, где пренебрег влиянием
границ. 1 Годобное пренебрежение является достаточно грубым,
а в областях резких расширений потока пли водоворотиых зон при-
водит, как показа.1 II. И. Леви |7], к существенным ошибкам.
Береговые границы двояко влияю! па кинематику планового те-
чения. С одной стороны, они в значительной мере определяют по-
перечное распределение плановых скоростей и порождают тем са-
мым напряжения на вертикальных гранях. С другой стороны, ис-
кривление береговых границ вызывает искривление линий тока
и порождает дополнительные сопротивления, которые в ряде слу-
чаев могут значительно превышать сопротивление трепня о дно.
В настоящее время имеется ряд исследований, учитывающих
влияние береговых границ введением в рассмотрение турбулентного
касательного напряжения [4, 7, 9]. В них, независимо от гипотезы
замыкания системы уравнений, нормальными напряжениями прене-
брегают, и получаемые уравнения оказываются справедливыми
в областях сравнительно небольшой кривизны струй. При этом Пг2
представляют в виде
Qi2=-g~c2n-, (12)
где С — коэффициент Шези; и — полная осредпепная скорость.
Г-7-ГГ ( ttj)2 4“ (*4)2
Однако из очевидного неравенства |wiw2| ---------н---— еле-
дует, что само по себе пренебрежение нормальными напряже-
ниями является неправомерным и приводит к существенным ошиб-
кам. Поэтому в течениях, осложненных наличием водоворотных
зон, резким расширением или искривлением линий тока, где отсут-
ствует преимущественное направление течений и возникает необ-
ходимость учитывать обе компоненты осредненной скорости, пре-
небрежение величинами
дТ12
—----, недопустимо.
OX i
дТи
дТ22
дх2
сравнимыми с величинами
Предложенные II. А. Шеренковым [12] гипотезы замыкания
уравнений плановых течений с учетом нормальных напряжений ос-
нованы па представлениях А. Н. Колмогорова об однородной тур-
булентности [8]. О возможности применения этих гипотез к тече-
ниям в реках и водохранилищах, характеризующихся существенной
неоднородностью своей структуры, в данное время сделать какое-
либо заключение трудно.
Для замыкания уравнений плановых течений Н. Л. Картвели-
швилп предложил связать гидравлические сопротивления, возни-
кающие при искривлении линии тока, с их кривизной, и вывел для
этой связи формулу (см. работу [2])
\ии!
о
(13)
где R — радиус кривизны линий тока; Z —безразмерная константа.
Система уравнений (8) и (9) совместно с соотношениями (12)
и (13) описывает плановое течение па участках значительного ис-
кривления потока п водоворотных зон, где кривизна линий тока
и трепне о дно оказывают решающее влияние па величины гидрав-
лических сопротивлений.
Для получения замкнутых уравнений плановых течений в общем
случае для потоков произвольной конфигурации обратимся к гид-
родинамическим теориям турбулентного равномерного течения жид-
кости в прямолинейном канале или круглой трубе, которые нахо-
дятся в хорошем соответствии с опытными данными.
Исходя из предложенной Л. Прандтлем [13] физической модели
турбулентного обмена и обобщая его идеи на случай планового те-
чения, можно получить
дТц = д
dxk Р dxk
А ди \2
\ дп / ’
i, j\ k=\, 2.
(14)
Функции /гДх1, х2) характеризуют плановую геометрию водоема
и аналогично длине пути перемешивания I Прандтля, которая по ис-
следованиям Никурадзе [13] не зависит от распределения скоро-
стей и числа Рейнольдса, являются универсальными характеристи-
ками для данного водоема. Следует заметить, что члены Qu и Пг-2
с учетом уравнений (12) и (14) предусматривают все факторы,
влияющие на гидравлические сопротивления в спокойных потоках:
влияние шероховатости береговых границ и дна, искривление ли-
ний тока и ортогональных к ним линий нормалей.
Таким образом, существует хорошее соответствие между обоб-
щением полуэмпирической теории Прандтля на случай плановых
течений и концепциями Картвелишвплп для гидравлических сопро-
тивлений двумерной схематизации.
Для решения полученных уравнений необходимо прибегнуть
к численным методам расчета. Сложность геометрии береговых гра-
ниц естественных водотоков накладывает значительные трудности
на использование сеточных методов расчета. Поэтому целесооб-
разно прибегнуть к достаточно разработанным методам аппрокси-
мации рядами, применение которых позволяет свести достаточно
сложную задачу решения дифференциальных уравнений эллипти-
ческого типа к оптимизационной задаче по небольшому (5-4-10 в за-
висимости от требуемой точности) числу параметров.
Для проверки предложенных гипотез и полученных решений
в гидрофизической лаборатории МГ^ проводился эксперимент по
моделированию водоворотной зоны па участке резкого расширения.
В настоящее время результаты эксперимента обрабатываются.
Уравнения (8) и (9) не учитывают вторичных течений, плотно-
стной стратификации и определены в основном в области устойчи-
вых решении. Однако нельзя попять механизма процессов переме-
шивания без анализа устойчивости различных форм движения жи ц
кости. Например, плотностная стратификация течений физически
осуществима только в определенной области значении параметров
потока, которая называется областью устойчивости для данной
формы движения. При изменении параметров под воздействием
ветра па свободную поверхность водоема пли по другим причинам
эта область может быть нарушена, вследствие чего интенсивность
перемешивания возрастает в десятки раз, происходит быстрое вы-
равнивание плотности и температуры на всю глубину потока. Это
явление определяет потерю устойчивости стратифицированного
течения. Новая форма течения не является уже стратифицирован-
ной и с пей хорошо согласуются допущения о пассивности примеси,
о мгновенном перемешивании потока и равномерном распределе-
нии концентрации по определенным направлениям. Из сказанного
становится ясной роль, которую играет устойчивость тех или иных
форм движения жидкости в процессах перемешивания. Она опре-
деляет не только степень интенсивности процессов обмена и раз-
бавления, по и области применимости различных допущений и схе-
матизаций течения.
Как указывалось выше, при устойчивой стратификации примесь
нельзя считать пассивной. Наиболее рельефным примером в этом
смысле является движение водных масс с четко выраженной грани-
цей раздела жидкостей разного химического состава и мало отли-
чающихся ио плотности. Устойчивость границы раздела зависит
от многих параметров. В устойчивой области этих параметров ин-
тенсивность перемешивания через границу очень мала; при нару-
шении области устойчивости резко возрастает интенсивность пере-
мешивания, граница раздела пропадает, примесь ведет себя как
пассивная, а поток как однородный. Ряд авторов в своих работах
рассматривает эту границу как зону, охватывающую слой больших
градиентов плотности; в других работах эта граница схематизиру-
ется в виде поверхности раздела. При этом исследуется устойчи-
вость, в первом случае — движения внутри зоны, а во втором
поверхности раздела. Например, в работе1 [11] исследуется движе-
ние ламинарного слоя жидкости над неподвижным слоем жидкости
другой плотности. Промежуточная зона рассматривается как спе-
цифический пограничный слой, в котором исследуется нарушение
гидродинамической устойчивости движения. В других работах [5]
рассматривается устойчивость поверхности раздела.
Действительно, как следует из описания К. Я. Кинд [3] и других
авторов, нарушение устойчивости стратификации двух жидкостей
разной плотности сопровождается появлением па поверхности раз-
дела сначала мелкой ряби, а затем длинных волн с опдуляцнями
на них. Аналогичные волны сравнительно малой амплитуды и вы-
соких частот но сравнению с основным волновым движением воз-
никают на свободной поверхности в реках и водоемах, например,
под воздействием ветра. Самопроизвольное возникновение таких
волн является физическим проявлением неустойчивости. Поэтому
при изучении устойчивое!и движения, наряду с основным движе-
нием, необходимо учитывать вторичные течения. Пренебрежение
пос 1СДПИМН в соответствующих уравнениях может сохранить в них
некоторые неустойчивые решения, имеющие принципиальное зна-
чение для процессов перемешивания.
Модель пограничного слоя не учитывает вторичных течений,
а извлечение нужной информации из общих уравнений (1) — (4)
практически не представляется возможным пз-за их сложности. По-
этому неизбежны соответствующие упрощения. Наиболее простой
моделью водотока пли водоема является одномерная идеализация.
Одномерное уравнение движения разноплотностных жидкостей
с учетом волн па свободной поверхности и внутренних волн па по-
верхпостп раздела имеет вид
д!Ц 1 1 Р2 1 dU ।
4 дх Р1 дх ГУ* dt
1 dU а — 1 и дН\
(У* (JX g* Я1 dt
f дчи п2 I дЩ
[ дх^ * dxdt
dm dH\
дх дх
2р2А2 ^(//2-/70 /Ао , TJ* д2(н2-Н1)
Pl£*(Af2 —/Л)2 <^2 с/ о/л-гоо/д dxdt
где U — средняя по глубине скорость нижней жидкости; II i,
(Hz— Я1), pi, р2 — глубины и плотности соответственно нижней
и верхней жидкостей; С — коэффициент Шсзи; i— уклон оси от-
счета х\ коэффициенты а, рь р2, р.з, р4, Р'Р', Р', Р/, опре-
деляют неравномерность распределения по глубине потока скоро-
стей, a Li, L2 — длины путей перемешивания по Прандтлю; N —
коэффициент, выражающий гидравлические сопротивления па
поверхности раздела.
Уравнение (15) получается из выражения (1), написанного для
нижней жидкости путем осреднения по глубине потока /Л. Характе-
ристики движения верхней жидкости вводятся через граничные ус-
ловия па поверхности раздела. Это уравнение вместе с уравне-
ниями неразрывности для ппжпей и верхней жидкостей образуют
систему трех уравнений относительно трех неизвестных функций:
U, IIп Я2. При осреднении предполагалось, что распределения со-
ответствующих величии не меняются со временем и по длине по-
тока. Без этого предположения невозможно получить замкнутую
систему уравнений. На поверхности раздела принималось равен-
ство продольных составляющих скоростей и гидростатических дав-
лении в обеих жидкостях. Для касательных турбулентных напря-
жений использовалась классическая гипотеза Прандтля.
Высшие производные (вторые и третьи) в уравнении (15) опре-
деляют вторичные течения (опдуляцпй). Исследовать полученную
систему уравнений удается с помощью методов теории устойчиво-
сти, которая позволяет судить о наличии или отсутствии неустойчи-
вых решений в зависимости от параметров соответствующих урав-
нений.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Емцев Б. Т. Двумерные бурные потоки. М, «Энергия», 1967. 212 с.
2. Картвелишвили Н. А. Потоки в педсформируемых руслах. Л.,
Гидрометеопздат, 1973. 279 с.
3. Кинд К. Я. К вопросу о взаимодействии между движущимися слоями
двух жидкостей разных плотностей.— «Сб. докладов по гидротехнике», 1961,
вып. 3, с. 129—136.
4. К о н о в а л о в II. М., Б а л а и и н В. В., С е л е з н е в В. М. Новая теория
турбулентных струй и некоторые ее приложения в гидротехнике.— «Тр. Л НВТ»,
1962, вып. 26, с. 78—89.
5. Кочин Н. Е. Собрание сочинений. Т. 1. М.—Л., изд. АН СССР, 1949.
616 с.
6. К у л л а с Т. Э., Тамса л у Р. Э. Метод расчета трехмерного поля
гидрологических характеристик Балтийского моря.— «Мат-лы 4 Всесоюз. симпо-
зиума по современным проблемам самоочищения и регулирования качества
воды», 4 секция. Таллин, 1972, с. 65—73.
7. Леви И. И. Развитие плановой задачи гидравлики.— «Тр. координац.
совещ. по гидротехнике нижних бьефов гидроузлов», 1964, вып. 15, с. 40—52.
8. Монин А. С., Я гл ом А. М. Статистическая гидромеханика. Т. 1. М.,
«Наука», 1965. 639 с.
9. Нумеров С. Н. К вопросу о построении плана спокойных течений.—
«Изв. ВГШИГ», 1950, № 42, с. 16—37.
10. Синельников В. С. Перенос примеси в мелководном водоеме.—
«Мат-лы 4 Всесоюз. симпозиума по современным проблемам самоочищения и ре-
гулирования качества воды», 4 секция. Таллин, 1972, с. 108—114.
11. Ш е р с п к о в И. А., II с т ю х а й л о А. П. Гидравлический расчет движе-
ния потока в водохранилище.— «Тр. ОВХП ВНИИ ВОДГЕО», вып. 2, 1968,
с. 3—9.
12. Шерен ков II. А. Гидродинамическое описание плановой задачи гид-
равлики открытых потоков.— «Тр. ОВХП ВНИИ ВОДГЕО», вып. 9, 1971,
с. 3—13.
13. III л п х т п н г Г. Теория пограничного слоя. М., «Наука», 1969. 774 с.
И. Д. Железняк, Л, Б. Бышовец,
А. И. Шерешевскай
(УкрНПГМИ, Киев)
ОСНОВЫ ИНЖЕНЕРНЫХ РАСЧЕТОВ И ОПЫТ
МАТЕМАТИЧЕСКОГО МОДЕЛИРОВАНИЯ ПЕРЕМЕЩЕНИЯ
ПАВОДОЧНЫХ ВОЛН ПО ДНЕПРОВСКОМУ КАСКАДУ
ВОДОХРАНИЛИЩ
Распластывание паводочной волны в процессе се перемещения
в реке является результатом неизбежного в условиях пеустаповив-
шегося движения изменения объема наполнения русла и поймы
в пределах рассматриваемого участка реки (емкостная трансфор-
мация). Влиянием различия уклонов (расходов, глубин) во фрон-
тальной и тыльной частях волны (динамической трансформацией)
можно пренебречь, так как при перемещении паводочной волны
в реках дополнительный уклон А/ очень мал в сравнении с основ-
ным продольным уклоном реки /0, а параметр нестационарное™
4-
При таком режиме движения, который получил название квази-
установившегося, расчет перемещения паводочной волны может
выполняться упрощенным (инженерным) способом. Он сводится
к последовательному расчету трансформации расходов по сравни-
тельно небольшим участкам, длина которых, в соответствии с реко-
мендациями И. А. Железняка [2, 3], принимается такой, чтобы
время добегания воды в пределах каждого участка т было равно
или близким к продолжительности расчетного интервала времени
А/. При соблюдении этого условия решение дифференциальных
уравнений неустановившегося движения воды можно заменить
расчетом уравнения баланса воды на участке
Q н + Ок
Об. н 4~ Об. к
wK-wn
(1)
Сн 4- Qk
где QH и Qk, qu и qK— соответственно расходы воды в верхнем
и нижнем створах; Qs. н и Qg.k— расходы бокового притока; IFn
и IFK — объемы воды в пределах расчетного участка па начало
и конец расчетного интервала А/, определенные по кривой зависи-
мости объема наполнения русла и поймы в пределах участка от
расхода (ниже везде — по кривой объемов):
-^=/(Qo). (2)
Время перемещения волны в пределах речного участка длиной
L оценивается приближенно по формуле
TB=AU7/AQ0, (3)
а скорость соответственно по формуле
К=£/тВ) (4)
где АН —увеличение русловой емкости, установленное ио кривой
объемов, обусловленное увеличением расхода иа AQo в пределах
верхней половины рассматриваемой амплитуды его изменения.
В условиях квазпустаиовившегося движения продолжительность
и скорость добегаиня, вычисленные по формулам (3) и (4), с до-
статочной для описываемых расчетов степенью точности отражают
фактическое время и скорость перемещения воды в пределах уча-
стка.
Ординаты кривой объемов для каждого участка определяются
по двум кривым: зависимости геометрической емкости па участке
от уровней воды №=/(//), установленной но топографическим дан-
ным, и зависимое!и уровней от расходов воды в условиях устано-
вившегося движения Qo=/(//), построенной но гидрометрическим
данным.
Решение уравнения (1) —определение расхода ql{ в конце каж-
дого расчетного участка — идентично расчету регулирования стока
водохранилищем с аналогичной кривой зависимости сбросных рас-
ходов от объемов его наполнения. Поэтому расчет перемещения
волны паводка в естественных условиях сводится к ряду последо-
вательных расчетов трансформации стока, выполняемых любым из
известных способов подобных расчетов.
Достоверность упрощенной методики решения рассматриваемой
задачи подтверждена многочисленными расчетами движения воли
половодий и паводков на реках, различных как по длине, так и по
морфометрии их русла и поймы (от беспойменных горных рек
в Карпатах до р. Припяти с ее широкой и заболоченной поймой)
[2, 3, 5—8]. Сопоставление результатов ряда расчетов, выполненных
упрощенным и «строгими» способами (основанными на решении
уравнений Сен-Венана), показало хорошее их соответствие. Это
объясняется, во-первых, полным учетом основной причины рас-
пластывания паводочной волны (емкостной трансформации) при
упрощенном расчете, и, во-вторых, ограниченным количеством
и низкой точностью сведений об уровнях, расходах, шерохова-
тости и других исходных данных, необходимых для строгих расче-
тов, что снижает их достоверность до уровня, который достигается
в результате применения предельно простого инженерного расчета.
Трансформация воды в водохранилищах каскада также выпол-
няется упрощенным способом Железняка, в основе которого лежит
расчет ежесуточного баланса воды ио уравнению (1). Однако из-
менение объемов определяется не по расходу в нижнем створе,
а по сбросному расходу из водохранилища и уровню воды у пло-
тины:
. -д7-=/(^ г)- О)
Применение этого способа расчета трансформации расходов
в крупном водохранилище, подробно описанного в работе [4], ока-
залось возможным потому, что даже при длине свыше 200 км ко-
лебания расходов (уровней) в верховьях водохранилища переме-
щаются к плотине в пределах одного расчетного интервала вре-
мени— суток. При резком увеличении расхода Q во входном створе
водохранилища образуется волпа возмущения, скорость добегапия
которой приближается к скорости распространения единичной
волны но поверхности почти неподвижной жидкости, определяемой
но формуле Лагранжа
П=п0± | gih , (6)
где Vo и Но — соответственно средние скорость течения и глубина
в заданном створе.
В эти непродолжительные периоды времени (в Каховском водо-
хранилище по натурным наблюдениям время добегапия нс превы-
шает 4—6 ч), когда параметр псстациопарпостп /^>1, и расход
увеличивается за счет существенного изменения уклона, а не жи-
вых сечений, возрастает роль динамической трансформации и со-
ответственно уменьшается влияние емкостной трансформации.
В остальную преимущественно большую часть периода поло-
водья процесс перемещения волны определяется емкостной
трансформацией, величину которой с достаточной полнотой харак-
теризует изменение объемов, определяемое по кривым динамиче-
ской емкости, приведенным в проектах гидроузлов.
Предвычисленне расходов (уровней) воды на Нижнем Днепре
(ниже Киева) является актуальной и важной задачей. Днепр —
основной источник воды для орошения и водоснабжения значитель-
ной части Украины. Шесть гидроэлектростанций дают миллиарды
киловатт часов дешевой электроэнергии. Река служит воднотранс-
портной магистралью, на пей созданы крупные рыбные хозяйства
и базы отдыха.
После ввода в эксплуатацию Киевского гидроузла в 1966 г. вод-
посты, на протяжении многих лет характеризовавшие водность
Днепра (Киев, Кременчуг, Лоцмано-Каменка), оказались в под-
поре. Поэтому приток к Киевскому водохранилищу, расходы воды
у Киева и сбросные расходы из всех водохранилищ можно опре-
делять только по расходам в створах водпостов на основных реках
в бассейне Верхнего Днепра: р. Припять — г. Мозырь, р. Днепр —
г. Речица, р. Сож — г. Гомель, р. Десна — г. Чернигов (рис. 1).
При этом сумма расходов первых трех водпостов, соответственно
Qi, 0.7 и Q5, вычисленная с учетом бокового притока Qc. 1-4
И Q6 5 7,9 И трансформации стока в пределах девяти речных уча-
Рис. 1. Створы водпостов (/) и границы участков (2) для расчета
воды на Днепре от входных створов до Каховки.
стков, условно обозначенная Гп-4, 775,6,9 и Гг?, 8,9 (табл. 1,
рис. 2), определяет величину притока к Киевскому водохрани-
щу Q4, п.
Расчет трансформации волны в Киевском водохранилище
77в, выполненный с учетом заданного режима его эксплуатации, дает
возможность установить расходы сброса qu, сумма которых с рас-
ходами р. Десны у ее устья Q2o, определенными в результате рас-
чета перемещения волны половодья от Чернигова до устья в пре-
делах пяти речных участков, позволяет вычислять расходы
у Киева Q21.
64-11
Qi Мозырь
Q7 Речица
Qs Го мель
Qfs Чернигов
1-2
2-3
HZ
8-3
5-6
nz
6-9
~1—
15-16
3-4
zzz
(8)
[ 10-11
(10)
Ого
16-17
“"f—
17-18
18-19
"1—
19-20
Киевское
(11)
И=
(12)
ЧД
Каневское
(7)
(13)
ЧЛ
23-24> Кременчугское
(14)
ЧД
Днепродзержинское
(15)
ЧД
Днепровское
им. в И. Ленина
(16)
Каховское
(17)
@27
Рис. 2 Схема счета па ЭВМ М-220 притока
воды к г. Киеву и перемещения волны поло-
водья по каскаду водохранилищ на Днепре.
/ — подсчет притока (номер формулы по табл. 1);
2— расчет трансформации на речном участке (но-
мера сгворов); 3 — то же, на водохранилище (но-
мера створов); 4 — оценка точности; 5 — печать.
Таблица 1
Определение транзитного q бокового Q6 и суммарного Q притока к основным расчетным створам
bo o> 00 Река, водохранилище Пункт Створы по рис. 1 Условные обозначения Площадь водосбора, К.Ч2 Сток и боковая приточность, вычисленные по формулам
Десна г. Чернигов 15 015
Десна 20 Сзо С20 = С15^г 15-20
Днепр г. Киев 21 С21 328 000 С21 = #14 + С20 (11)
Каневское 21—23 С21-23» #23 С21-23 = С21 + Сб21 -23 (12)
Стугна с. Здоровка Ост. Зд 186 Сб21-23 = 16,1CL Зд 4“ Стр. П.-Х +
+ O.63 3 + 0,4Qq м
Трубеж г. Переяслав- Хмельницкий Стр. п.-х 3 430 #23 = С21-23^гв
Золотоношка г. Золотоноша Сз. 3. 431
Ольшанка с. Млеев Qo. м 749
Кременчугское 23—24 0’23-24» #24 382 000 С23-24 = #23 4“ С623-24 (13)
Рось г. Корсунь-Шев- ченковскии Ср. к.-ш 10 300
Сула г. Дубны Сс. л 14 200 Сбзз-24 = Ср. к.-ш + Сс. л + СтГбя 4“
+ $Сс. п 4- И .2Qq. м
Тясмин с. Большая Ябло- новка Ст. БД 1 780
Супой с. Песчаное Сс. п 1 900 #24 = С23-24
Река, водохранилище Пункт Створы по рис. 1 Условные обозначения Площадь водосбора, км2 Сток и боковая приточность, вычисленные по формулам
Днепродзер- 24—25 С24-25’ #25 434 000 С24-25 = #24 4” Сб24-25 (14)
жинское
Псел с. Запселье Сп. 3 22 400
Ворскла с. Кобел яки Св. К 13 500 Об24-25 = <?П. 3 + Ов7к + 1 '5Qr. М + 3'3$Б. Е.-Н
Голтва с. Михновка С Г. М 1560
Базавлук с. Екатерино-На- О СП ГП i 1050 #25 = С24-25' Тгь
тальевка
Днепровское 25—26 С‘25-26» #26 463 000 С25-26 = #25 4“ Сб25-26 (15)
Орель пгт Царичанка Со. Ц 9 100
Самара с. Кочережки Сс. К 19 800 Сб25-2б = Со7ц 4“ Сс. к 4- 26,6Q^l с к
Мокрая Сура с. Кринички См. СК 389 #26 = С25-26’
Каховское 26—27 С26-27» #27* С27 482 000 С26-27 = #26 4- Сб26-27 (15)
Конка г. Пологи Ск. П 353 Сб2б-27 = ’^Ск. п 4- 4Qe. е.-н 4" Сб. е.-н
#27 = С26-27*
Северо-Крым- Скан а С27 ~ Скан (17)
ский канал1
Для определения ежедневных расходов (уровней) воды ниже
Киева необходимо, зная принятый для условий данного года режим
пропуска паводка по каскаду и расходы в указанных четырех
входных створах и у 21 водпоста на притоках (см. рис. 1), которые
характеризуют боковой приток, выполнить расчеты трансформации
Рис. 3. Фактические (/) и вычисленные
(2) сбросные расходы воды из Киев-
ского (а), Кременчугского (б), Днепро-
дзержинского (в), Днепровского им. Ле-
нина (г) и Каховского (б) водохрани-
лищ в период половодья 1970 г.
половодья под влиянием ре-
гулирующей емкости пяти
крупных водохранилищ.
Опыт расчетов (прогно-
зов) перемещения паводоч-
пон волны от входных ство-
ров на Верхнем Днепре до
г. Каховки, выполненных
при оперативном обслужи-
вании заинтересованных ор-
ганизации, особенно в пери-
оды пропуска по каскаду
половодий 1970—1972 гг., п
многочисленные поверочные
расчеты для условий 1965—-
1969 гг. показали, что пред-
лагаемып метод вычислений
обеспечивает необходим)ю
гочпость определения расхо-
дов (уровней) иа Нижнем
Днепре (рис. 3).
Достоверность расчетов
нависи г прежде всего от
точности прогноза стока во
входных створах и юлько
в начальный период полово-
дий (при низких транзит-
ных расходах) — от точности
прогноза бокового притока.
Далее, на результатах про-
гноза сказывается точность
определения уровнен воды
в водохранилищах, особенно
Кременчугском и Кахов-
ском, где ошибка в уровне
па 2 см влечет за собой по-
грешность в величине среднесуточного расхода па 400—500 м3/с.
Поэтому в процессе исследования значительное внимание уделено
повышению точности учета искажающего влияния сгонно-нагонных
изменений уровня [4, 5].
Расчет трансформации в пределах отдельного речного участка
или водохранилища иа непродолжительный период, например, 3—
5 суток (по краткосрочному прогнозу расходов), прост и не трудо-
емок, так как для каждого участка и водохранилища составлены
номограммы для графоаналитического расчета системы уравнений
соответственно (1) и (2) или (1) и (5). Прогноз расходов уров-
ней на всем протяжении Нижнего Днепра и на весь период поло-
водья (90—120 суток) требует большой затраты времени. Поэтому
в соответствии с описанной методикой разработан алгоритм и со-
ставлена программа счета на ЭВМ М-220 (см. рис. 2) [1, 6].
Создание математической модели перемещения паводочной
волны по Днепру позволяет на основе численного эксперимента
определять оптимальные режимы пропуска ио каскаду водохрани-
лищ прогнозируемых половодий. При этом определяются расходы
(уровни) воды при пропуске паводочных волн не только для наи-
более вероятных величин объема и максимального расхода, но
и при возможной ошибке на ±20% в объеме половодья и отдельно
в максимальном расходе и т. д.
Все уточнения долгосрочного прогноза развития половодья,
корректировка расходов па ближайшие 3—5 суток ио кра досроч-
ному прогнозу расходов во входных сгворах,— все это немедленно
учитывалось в виде новых вариантов прогноза расходов (уровней)
воды па Нижнем Днепре.
Подобная организация оперативного обслуживания позволила
Министерству мелиорации и водного хозяйства Украины разрабо-
тать и осуществить оптимальный вариант пропуска выдающегося
по высоте половодья 1970 г., сведя к минимуму ущерб от затопле-
ния, а в период экстремально низкого половодья 1972 г.— способ-
ствовала наиболее эффективному исиоль ювапию весьма ограни-
ченных водных ресурсов всеми участниками созданного па Днепре
водохозяйственного комплекса.
Исходя из оптимального режима пропуска половодий различной
ВЫСО1Ы через каждое водохранилище и каскад в целом, ио факти-
ческим (естественным) расходам во входных створах и на прито-
ках в периоды половодий 1931, 1956, 1946 и 1925 гг. вычислены
ежедневные зарегулированные расходы, какими они могли быть
в эти годы при наличии каскада (табл. 2).
Замена иа модели каскада каждого водохранилища 2—4 реч-
ными участками (соответственно их длине) позволила создать ма-
тематическую модель перемещения но Днепру весеннего стока
в естественных условиях. Это сделало возможным вычисление
естественных весенних расходов на Нижнем Днепре для 7 лет
(1966—1972), когда в эксплуатации были все пять гидроуз-
лов, по ежедневным расходам воды во входных створах и на при-
токах.
Данные о максимальных расходах и объемах весенних поло-
водий у г. Киева соответственно Смаке, к и Sk и максимальных
сбросных расходах пз каждого водохранилища ^макс использованы
ДЛЯ построения графиков <7макс=/(^к) и 7макс = (р(Смак€.к).
Пользуясь графиками #макс=/(*$к), по первой прогностической
информации (в феврале — первых числах марта) о вероятном объ-
еме притока к г. Киеву можно приближенно оценить максимальный
сбросной расход из каждого водохранилища, в том числе и из
Таблица 2
Характеристики максимального весеннего стока р. Днепра
у Киева и Каховки
Год Максимальный расход, м3/с Объем половодья у Киева км3
у Киева у Каховки
естествен- ный $макс. К зарегулиро- ванный ?макс. К естествен- ный $макс. Кх зарегулиро- ванный *7макс. Кх
1931 23 000 21300 22 500 12 900 46,1
1970 17910 17 200 17 570 9 450 46.0
1956 12 100 10600 11 100 6 200 33,1
1967 6 780 6 610 6 420 3 300 31,5
1966 6510 5 470 6 640 2900 34.8
1916 5 850 5 480 5 750 4 000 23,6
1971 5 820 5 500 5 890 3 960 25,1
1969 5 700 5 400 5 560 2 940 24,0
1968 5170 5 070 5 380 2 600 23,8
1972 2 630 2 600 2 820 800 1 1.0
1925 1500 • 1200 I 530 •100 8,2
Каховского, величина которого определяется принятым режимом
регулирования всего каскада.
Получив в марте (апреле) прогностические гидрографы притока
к Киевскому водохранилищу и р. Десны у г. Чернигова и вычислив
максимальный расход притока к г. Киеву Фмакс.к, можно (еще
до выполнения детального расчета перемещения всей волны) по
графикам t/макс = ф(Фмакв.к) определить максимальные сбросные
расходы из Кременчугского и всех нижележащих гидроузлов.
Вычисленные естественные максимальные расходы и объемы
весеннего стока, начиная с половодья 1956 г., когда был введен
в эксплуатацию Каховский гидроузел, дополняют многолетние ряды
наблюдений за стоком Нижнего Днепра у Киева и Лоцмано-Ка-
менки, столь необходимые для детальных исследовании закономер-
ностей колебаний речного стока одной из крупнейших рек Европы.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Бышовец Л. Б., Маргулис Р. II. Применение ЭЦВМ для расчета
распространения волн половодий по каскаду гидроузлов на Днепре.— «Тр.
УкрПИГМИ», 1972, вып. 112, с. 51—56.
2. Железняк II. А. Регулирование паводочного стока. Л., Гидромстсо-
издат, 1965. 326 с.
3. Ж е л е з н я к II. А., Ш е р е ш е в с к и й А. И. Оптимальные длина и ин-
тервал времени при расчетах неустаповившегося движения воды по методу
Калинина—Милюкова.— «Тр. УкрНИГМИ», 1969, вып. 76, с. 136—143.
4. Ж е л е з н я к И. А., Шерешевский А. Н. Упрощенный расчет транс-
формации половодья в Киевском водохранилище.— «Тр. УкрПИГМИ», 1970,
вып. 88, с. 148—162.
5. Железняк II. А., Бышовец Л. Б., Ткаченко II. Л. Методика
расчета движения весеннего стока по каскаду водохранилищ на Днепре.— «Тр.
УкрНИГМП», 1971, вып. 100, с. 3—22.
6. Железняк II. А., Бышовец Л. Б., Шерешевский А. II. Опыт
расчета движения волны половодья 1970 г. по каскаду днепровских водохра-
нилищ.—«Тр. УкрПИГМИ», 1971, вып. 100, с. 23—30.
7. III ереше веки й А. И. Расчет притока воды к водохранилищу Киевской
ГЭС.— «Тр. УкрНИГМИ», 1969, вып. 80, с. 52—63.
8. Шерешевский А. И. Трансформация паводочного стока р. Десны на
участке Чернигов — устье.— «Метеорология и гидрология» (информ, бюлл. АН
УССР), 1969, № 13, с. 220—226.
18 Зак. № 325
А. Г. Богачев, Т. И. Филатова
(УГМС ЭстССР) (ГГИ, Ленинград)
ТЕЧЕНИЯ В МЕЛКОВОДНЫХ НЕСТРАТИФИЦИРОВАННЫХ
ВОДОЕМАХ
(НА ПРИМЕРЕ ЧУДСКО-ПСКОВСКОГО ОЗЕРА)
Исследование течении внутренних водоемов в пашен стране и
за рубежом за последние десятилетня стало особенно актуальным
в связи с необходимостью прогнозирования качества воды, выбора
рациональных мест расположения коммунальных и технических
водозаборов и сбросов промстоков и подогретых вод ГРЭС и АЭС.
Несмотря па наличие методов расчета и гидравлическою модели-
рования течении натурные исследования продолжают занимать
важное место, являясь главным критерием для оценки теоретиче-
ских и экспериментальных методов, а также основой при изучении
режима водоемов.
Важнейшей задачей натурных исследований является анализ
и обобщение материалов измерений. Из-за сложности процесса вы-
явление основных закономерностей переноса вод по материалам
натурных измерении представляет значительные трудности. Отча-
сти но этой причине до сих пор отсутствуют достаточно надежные
схемы течений, полученные на основании натурных данных не
только для больших глубоководных, ио и для мелководных пестра-
тифицироваппых водоемов.
В настоящей работе на примере Чудско-Псковского озера рас-
сматривается методика анализа и обобщения материалов натурных
измерений течений и полученных на ее основе схем поверхностных
и придонных течений при определенных ветровых условиях. Оце-
нивается применимость метода И. М. Соскипа [8, 9] для расчета
дрейфовых течений в условиях озер, рассматривается временная
структура и горизонтальная турбулентность течений в придонном
слое. Кроме небольших методических работ [2, 4, 13] в таком
аспекте результаты натурных исследований в литературе не рас-
сматривались.
В основу анализа положены сетевые наблюдения за течениями
на 20 постоянных вертикалях (1948—1970), проводимые ОГМС
Тпйрикоя п специальные исследования течений, выполненные ГГИ
совместно с О ГМ С Тпйрикоя в течение 1971—1973 гг.
Выбор Чудско-Псковского озера в качестве объекта специаль-
ных исследований течений в значительной мере обусловлен про-
стым рельефом его дна и отсутствием устойчивой термической
стратификации. Вертикальные градиенты температуры в Чудско-
Псковском озере наблюдаются эпизодически в мае—июле и обычно
нс превышают 0,2—0,6е С/м [11, 12]. Их влияние на течения озера
инструментальными измерениями не обнаружено.
Чудско-Псковское озеро имеет важное рыбохозяйственное зна-
чение. В последние годы в связи с уменьшением в озере ценных
видов рыбы становится особенно важным прогнозирование мест
их локализации. Господствующие течения являются одним из ос-
новных факторов, определяющих особенности миграции рыбы ио
акватории водоема. Например, в период нереста снетка течения,
вызванные сильными ветрами южных направлений, относят
икру от нерестилищ в глубоководные более холодные районы
озера и гем самым уменьшают воспроизводство рыбы. Таким
образом, изучение течений имеет непосредственное прикладное зна-
чение.
Измерения течений на сети станций выполнялись вертушками
ВММ и поплавками на 20 постоянных вертикалях (рис. 1), сог-
ласно рекомендациям, изложенным в наставлении [5]. Специальные
измерения проводились с судов вертушками БПВ-2р и ГР-42 и аэ-
рофотосъемкой по методике, изложенной в работах [I, 6]. Приборы
БПВ 2р устанавливались на устойчивом основании па глубине
0,8 —1,0 м от дна1 па постоянных (1971 —1973 гг.) и дополнитель-
ных (1973 г.) вертикалях. Продолжительность и интервалы ди-
скретное! и работы ВПВ-2р в каждом отдельном пункте указаны
в табл. 1.
Точность измерений с помощью БПВ-2р равнялась приборной
ошибке [1], а судовых измерений ВММ и ГР-42 была значительно
ниже вследствие ошибок методики наблюдений [4].
Измерения вертушками ГР-42 выполнялись через каждый метр
глубины на постоянных и дополнительных вертикалях. Последние
располагались в проливах и узкостях (см. рис. 1). Результаты
наблюдений на них использовались для оценки характера водо-
обмена между различными частями озера.
Аэрофотосъемка течений в поверхностном слое производилась
с самолетов ЛП-2 (1971 г.) и АН-2 (1972 г.) при помощи поплав-
ков различных конструкций, снабженных уранином [4]. В 1971 г.
аэрофотосъемки течений выполнялись по акватории всего озера,
в 1972 г.— только в проливах и в прибрежной пятикилометровой
полосе. Количество съемок, выполненных при ветрах разных на-
правлений, указано в табл. 2.
1 Глубины Чудского озера изменяются постепенно от нуля до 8—10 м,
а Псковского от нуля до 2—4 м. Максимальная глубина около 15 м отмечается
на вертикали 15 (см. рис. 1), расположенной в Теплом озере.
ND
О
Таблица 1
>
Сроки работы БПВ-2р на различных вертикалях Чудско-Псковского озера
Номер верти- кали 1971 г. 1972 г. 1973 r. Номер верти- кали 1973 г.
2 3 4 5 6 9 10 11 27/VII—16/VIII (20) ч 25/VII—14/VIII (20) 29/VII—14/VIII (20) 9—19/VII (10), 19/VII—4/VIII (15) 4—18/VIII (15). 18/VIII—4, IX (20) 4—18/IX (5), 18—26/IX (15), 26/IX—13/Х (30) 4—7/VIII (5) 19/VII— 4/VIII (15) 9/VII—19/VIII (20), 19/VII—4/VIII (15) 10—19/VII (10) 10—19/VII (10), 18/VIII—5/IX (20) 10—19/VII (10) 8—19/VI (10) 15/VI— 22/VI (10) 101 104 105 106 109 112 113 114 115 116 127 128 140 22/VI—2/VII (10) 22/VI—2/VII (10) 22/VI—2/VII (10) 22/VI—2/VII (10) 22/VI—2/VII (10) 11/VII—10/VIII (30) 11/VII—10/VIII (30) 11/VII—10/VIII (30) 11/VII—10/VIII (30) 11/VII—10/VIII (30) 16—28/VIII (10) 16—28/VIII (10) 8—9/VI (10)
12 13 15 16 17 18 19 80 81 82 18/VIII—5/IX (20) 7—5/VIII (10), 15—18/VIII (5), 18—23/VIII (20), 15—26'IX (15) 7—И/VI11 (5), 11—15'VI11 (5), 15/VIII—7/IX (20) 7—12/VIII (10), 12—16/VIII (5) 27/IX—10/X (10) 8. IX—12/IX (5) 8/IX—14/IX (5) 7—11/VIII (10) 16—18/VIII (5) 11—15/VIII (5), 16—18/VIII (5), 15/IX—11/X (15) 7/VIII—21/VIII (15) 141 142 143 144 145 146 147 148 149 150 151 152 8—19/VI (10) 8—19/VI (10) 28/VIII—11/IX (15) 28/VIII—11/IX (15) 28/VIII—H/IX (15) 28/VIII—11/IX (15) 28/VIII—11/IX (15) 28/IX—12/X (15) 11/IX—28/IX (15), 28/IX—12/X (15) 11/IX—28/IX (15), 28/IX—12/X (15) 11/IX—28/IX (15), 28/IX—12/X (15), 12/X—23/X (15) 11—28/IX (15), 28/IX—12/X (15), 12—23/X (15)
Примечание. В скобках указаны интервалы дискретности работы прибора в минутах.
11Z,
Ветер фиксировался при судовых измерениях, а также иа ме-
теостанциях и водпостах. Непрерывный ход ветра самописцем
Рис 1. Схема расположения пунктов наблюдении за течениями,
уровнем и ветром па Чудско-Псковском озере.
Вертикали с измерениями течений: 1 — ВММ, ГР-42 и ВПВ-2р; 2 — БПВ-2р;
3—ВММ и ГР-42; 4—створы, на которых выполнялись исследования водооб-
мена путем учащенных измерений течений с судов; 5 — самописцы уровня;
6 — водомерные посты без самописцев уровня; 7 — самописец ветра; 8 — пункты
наблюдений за ветром по флюгеру.
М-12 регистрировался только в г. Муствээ (ОГМС Тийрикоя).
Измерения уровня проводились в 11 пунктах, в четырех из которых
были установлены самописцы (см. рис. 1).
Таблица 2
Число авиастворов измерений поверхностных течений при различных направлениях
ветра
Направление ветра Чудское оз. Теплое оз. Псковское оз. Общее число створов
1971 г. 1972 г. 1971 г. 1972 г. 1971 I. 1972 г.
всв 1 3 4
в 1 1
вюв 1 5 3 4 13
юв 4 7 9 1 21
ююв
ю
ююз 2 11* 57
юз 2 6 2
3103 3 7 Л 3
3 6 6
зез 2 1 3
сз 7 3 10
ссз 2 2
Неустойчивый 2 2 4
Bcci о 31 13 18 17 11 10 100
* Ветры южных румбов, неустойчивые по направлению.
Для выявления закопомерпосте i в переносе вод, анализ и обоб-
щение данных измерении посредством БПВ-2р и ВММ проводились-
для определенных ветровых условии. Гакой подход дает возмож-
ное I ь установить наиболее устойчивые системы течении при ветрах
преобладающих направлений.
Результаты измерений обобщались в виде повторяемостей для
различных направлений ветра. Подобная форма обобщения мате-
риалов наблюдений за течениями принята на озерной сети Гидро-
метслужбы с 1972 г. [7]. Однако результаты использования дан-
ных, полученных таким образом на основании большого натурного
материала, в литературе до настоящего времени не рассматрива-
лись.
Первая попытка обобщения такого рода была выполнена также
на примере Чудско-Псковского озера ио материалам судовых из-
мерений ВММ на восьми постоянных вертикалях [4, 13]. При этом
направление течений объединялось по градациям через 20° для
каждого из четырех основных направлений ветра. Более полное
обобщение всех имевшихся материалов по течениям, полученных
с помощью ВММ па 20 постоянных вертикалях, частично представ-
лено в работе [2]. В ней рассматривались результаты объединения
данных по градациям через 30 , сгруппированные по отношению
к восьми румбам ветра, выбранных на каждый час измерений
самописцем ветра. В работу [2] вошли также первые результаты
обобщения данных измерений БПВ-2р в северной части Чудского
озера при ветрах южных румбов.
Материалы наблюдений, анализируемые в настоящей работе,
фазбиты на градации направлений через 20° и сгруппированы по
отношению к ветрам 16 румбов, выбранных в зависимости от диск-
ретности измерений БПВ-2р через интервалы времени 10 мин и бо-
лее. Использование более детальных сведений о ветре вызвано
быстрой перестройкой скоростного поля на любой вертикали при
изменении ветровых условий, что было установлено результатами
исследований на Чудско-Псковском озере и других водоемах [4].
В качестве основных данных по ветровому режиму использо-
вались показания самописца ветра (см. рис. 1), которые в первом
приближении были приняты репрезентативными для всего озера.
Сравнение повторяемости направления течений для отдельных на-
правлений ветра, зарегистрированных одновременно по метеостан-
ции Тпйрикоя и более удаленной от пес метеостанции Псков, при-
водят к аналогичным результатам. Основное различие заключается
в том, что выделенному направлению ветра по метеостанции Тий-
рпкоя соответствует ветер того же направления и одного из смеж-
ных румбов по метеостанции Псков или наоборот, что не сказыва-
ется на изменении направления выявляемых течений (рис. 2 а, 6, в).
Примененная в настоящей работе методика анализа и обобще-
ния данных наблюдений с детальной градацией течений по направ-
лениям в зависимости от достаточно полных сведений о ветре
позволяет выявить основные циркуляции и их локализацию более
точно, чем при помощи методик, использованных в работах [2, 13].
Целесообразность применения рассматриваемой методики иллю-
стрируется па примере расположенной в 9 км от г. Муствээ вер-
тикали 2 (см. рис. 1), по которой имеется наибольший ряд наблю-
дений (см. табл. 1). Установлено, что во многих случаях направ-
лениям ветра, различающимся на 22,5 , в придонном слое могут
соответствовать течения, существенно отличающиеся по направле-
нию. На рис. 2 г—ж рассмотрены два таких случая при ветрах
ВЮВ и ЮВ, а также ЮЗ и 3103 румбов.
Однако в значительном числе случаев при изменении направ-
ления ветра па 90 и более направление течения в придонном слое
может оставаться неизменным. Так, па той же вертикали 2 при
ветрах западных и северных румбов в придонном слое имеет моею
устойчивый перенос воды в северном направлении.
Важнейшим показателем устойчивости выявленного направле-
ния является число случаев, подтверждающих эту закономерность.
Определение предельного их числа, ниже которого установитьпре-
обладающий перепое не представляется возможным, требует спе-
циальных проработок. В настоящей работе за такой предел условно
принято 20 случаев измерений при определенном направлении
ветра и прочих равных гидрометеорологических ситуациях, обу-
словливаемых в значительной мере сезоном года.
Кроме количества измерений при ветрах отдельных направле-
ний в данной точке, большое значение имеет проверка полученных
результатов по направлениям течений, выявленных аналогичным
образом, но по ветрам двух смежных румбов. При такой проверке
возможны три случая изменения направления течений в зависимо-
сти от изменения направления ветра в пределах трех смежных
румбов: 1) аналогичное проверяемому, 2) отличающееся от прове-
ряемого до 45° (рис. 2з,и,к) и 3) резко отличающиеся (рис. 2 г, д,
е, ж), что обычно имеет место только при ветрах одного из проти-
воположных румбов. Выявление переноса в последнем случае тре-
бует подтверждения значительным числом случаев измерений.
1
о)
320
280
240
ЮВ
»% О
100
200
ЮВ
ЮВ
М>0
ЮЮВ
% О
д)
320
28,0
240
120
160
80 280
0-4
298
200 г. г.
СВ
20% 0
320
280
240
320
80 280
240
О 280
160
200
Н)3
10-14
е)
320
28
120 240
200
320
40
240
80 280
всв
80
120
160
fy20 240
280
ж)
г) ВЮВ
320
95
80'
120
200
ССВ
°/о О
240
320
40
80280
200
3/03
320
254
О280
80
120 240
120'
200
200
160
Рис. 2. Диаграммы повторяемостей направления течений па вертикалях 2, 10 и 18
при ветрах различных направлений по данным БПВ-2р.
Цифры па диаграмме: в числителе — значение модальных градаций скоростей течений, в зна-
менателе— число случаев измерений при ветрах данного направления; а — вертикаль 18
(8—12/IX 1972 г.), ветер по метеостанции Тпйрикоя; б, в — вертикаль 18 (8—12/IX 1972 г.),
ветер по метеостанции Псков; г, д — вертикаль 2 (9—19/VII 1972 г.), ветер по метеостанции
Тпйрикоя; с, ж — вертикаль 2 (18/VIII—4/IX 1972 г.), ветер по метеостанции Тпйрикоя; з, и, к—
вертикаль 10 (15—22/VI 1972 г.), ветер по метеостанции Тпйрикоя.
Расстояние между окружностями соответствует повторяемости 5%.
Ниже рассматриваются течения в поверхностном и придонном
горизонтах при ветрах СЗ (поверхностные течения) и ЗСЗ (при-
донные течения) румбов. Выбор указанных направлений ветров
в значительной мере обусловлен большим количеством измерений
БПВ-2р в придонном горизонте при ветрах ЗСЗ румба, а также
наличием некоторого количества измерений в поверхностном слое
при ветрах СЗ румба посредством аэрометодов (см. табл. 2) и на-
блюдений с судов на постоянных вертикалях (см. табл. 1).
Из-за недостаточности данных непосредственных измерений
дрейфовые течения рассчитывались методом И. М. Соскииа [8, 9]
и оценивались по результатам авиасъемок и поплавочных наблю-
дении па постоянных вертикалях (см. рис. 1). В последнем случае
направление течений и преобладающие скорости при определенных
направлениях ветра получены путем сложения векторов, выявлен-
ных при ветрах северных и западных румбов. Эта операция вы-
полнялась из-за отсутствия рядов непосредственных измерении при
ветрах СЗ румбов.
Для расчета дрейфовых течений Чудское озеро условно разде-
лено на пять районов (рис. 3). Течения в районе 1 рассчиты-
вались по отношению к азимутам мористых направлений нормали
к соответствующим участкам северного пли северо-западного бе-
рега, в районе II — западного, в районе III — юго-восточного, в рай-
оне IV — восточного. При расчетах дрейфовых течений района V
использовались углы отклонения, определенные по отношению
к азимутам мористых направлений северного берега, а ветровые
коэффициенты взяты относительно части восточного берега. Такая
комбинация характеристик рассчитываемых течений в наибольшей
степени соответствовала измеренным течениям. Расчет выполнялся
для скорости ветра 3 м/с, поскольку эта скорость была принята
в качестве преобладающей в открытой части озера во время авиа-
съемок [1]. В зависимости от азимута мористого направления нор-
мали и глубины данной вертикали (пункта) в расчетах использо-
вал псь ветровые коэффициенты от 1,7 до 4,0% и углы отклонения
дрейфовых течений от направлений ветра (куда) от —50 до 24°.
Рассчитанные данные сравнивались с результатами авиасъемок
течений, выполненных в июле—августе 1971 и 1972 гг. ио 18 ство-
рам, включая висячие (см. рис. 3). Помимо данных измерений при
ветрах СЗ румбов, являющихся основными, на рис. 3 приведены
данные измерений при ветрах ССЗ и ЗСЗ румбов, а также при не-
достаточно устойчивых ветрах этих же направлений.
Ветровые коэффициенты, определенные па основании натурных
данных, лежат в пределах 1,6—5,0% при преобладающей его вели-
чине около 3,0%. На эту величину ветрового коэффициента при
скорости ветра 3 м/с указывается и в работах американских иссле-
дователей на оз. Мендота [4]. Наибольшие значения ветровых ко-
эффициентов отмечаются у наветренного берега и в южной части
озера; наименьшие — в проливах, где возможно развитие встреч-
ного течения даже при ветрах рассматриваемых румбов.
Как показано на рис. 3, расчетные характеристики течений до-
статочно хорошо подтверждаются результатами натурных изме-
рений. При ветрах рассматриваемого направления отмечается
перемещение вод, близкое к параллелоструйному. Исключение со-
ставляют участки у истока р. Нарвы. Перемещение поверхностных
вод по ветру отмечается и при других ветровых условиях и под-
тверждается косвенными данными.
Результаты сопоставления свидетельствуют о перспективности
использования метода Соскина для расчета дрейфовых течений
Рис. 3. Схема дрейфовых течений Чудского озера при северо-западном
ветре по расчету методом Соскииа и по измерениям аэросъемкой и
с судов.
/ — азимут мористого направления нормали к берегу; 2 — вектор течения рассчи-
танный; 3 — то же, по данным аэросъемок; 4 — то же, по измерениям на постоян-
ных вертикалях. Цифры у векторов — ветровые коэффициенты, %.
в озерах. По-видимому, потребуется некоторое уточнение вели-
чин ветровых коэффициентов для условий внутренних водоемов.
В рассматриваемом случае такая попытка сделана на примере
участка V.
Схема течений на глубине 0,8—1,0 м от дна при ЗСЗ ветрах
(рис. 4) составлена на основании модальных значений характери-
стик течений на 44 вертикалях при числе измерений БПВ-2р (от
49 до 1422) и ВММ (от 23 до 66). Преобладающее число измере-
ний БПВ-2р превышало 100 случаев. В отдельные промежутки
времени одновременно работало 5—7 приборов. Несмотря па то
что измерения течений по акватории озера проводились неравно-
мерно, при ветрах рассматриваемых направлений отмечаются до-
статочно четкие закономерности в переносе вод.
Так, в придонном слое озера возникают компенсационные тече-
ния, включающиеся в придонные циркуляции разного знака. Эти
циркуляции четко прослеживаются в восточной и южной частях
Чудского озера и южной части Псковского озера. Между восточ-
ным берегом и центральной частью Чудского озера развивается
крупномасштабная антициклоническая циркуляция с преобладаю-
щей скоростью 5—9 см/с. Вторая циркуляция, расположенная
в южной части Чудского озера, характеризуется меньшими скоро-
стями (см. рис. 4). Граница разделов основных циркуляций при-
урочена к относительно резким изменениям глубин.
Следует заметить, что в местах расположения обеих циркуляций
в июле и октябре 1972 г. отмечалось скопление ряпушки, причем
в антпцпклопической циркуляции эти скопления имели промысло-
вое значение. Возможно, что эта локализация рыбы как-то связана
с характерными структурными образованиями, ио гипотеза нуж-
дается в дополиителыюм подтверждении результатами исследо-
ваний.
При длительном действии ветров рассматриваемого направле-
ния, что имеет место в основном осенью, отмеченный характер
течений может видоизменяться, включая появление новых цирку-
ляций. Об этом свидетельствуют данные о изменении направлен-
ности придонных течений в заливе у г. Мусгвээ в течение сентяб-
ря—октября (1973 г. (рис. 4а, б, в). Так, данные, приводимые па
рис. 4 в, позволяют предполагать в октябре 1973 г. наличие цикло-
нической циркуляции в западной части озера, которая ранее не
•отмечалась.
Наиболее сложные закономерности в развитии придонных тече-
ний отмечаются в Теплом озере, в проливах которого (см. рис. 1,
створы /—VI) при рассматриваемых ветровых условиях равнове-
роятен перенос вод в прямо противоположных направлениях. По-
лученные данные позволяют в первом приближении при скоростях
ветра 4—5 м/с оценить расходы через створы II, III величиной
600—700 м3/с, а через створ I — 80—100 м3/с. На вертикали 81,
расположенной между створами II—ПЦ зафиксированы скорости
течения 60 см/с. Обеспеченностью 100% на этой вертикали могут
характеризоваться градации скоростей 25—29 см/с.
Рис. 4. Схема придонных течений при ветрах ЗСЗ направления.
/ — цифры над векторами (5—9, 0—4) модальные скорости течения
в см/с, цифры у вертикалей — число случаев измерений при ветрах ЗСЗ
направлений; 2 — створы, для которых результаты синхронных измере-
ний при ветрах ЗСЗ направлений выделены на рисунке отдельными
фрагментами 28/VIII-l 1/IX 1973 г. (a), 11/IX-28/IX 1973 г. (б), 28/IX-
12/Х (в). При изображении переноса вод закругленной стрелкой основ-
ное направление определяется по хорде.
Под действием стоково-ветровых течений со скоростью 5—9 см/с
на расстоянии не менее 15 км к западу от истока р. Нарвы про-
слеживается донный подток озерных вод к истоку.
Па остальных участках озера ci оково-ветровые течения нс вы-
являются, что характерно для озер со средним водообменом [3].
Нем
7
Усм/с
1?г U
0\----1-----L
16 17 18
_1_____Е_____I____I I ~~ У- I
13 20 21 22 23 1
-J-----1---1-----1____i_____I.....i
2 3 Ч 5 6 7 8ч
15 августа
16 августа
Рис. 5. Колебания составляющих характеристик течения на вертикали 2 при
сгонно-нагонных колебаниях уровня 15—16/VIII 1971 г.
Составляющие течения: / — иа параллель, 2 — па меридиан, 3 — уровень, 4 — векторы,
течения, см/с.
Коэффициент условного обмена озера-—0,4 прп периоде обмена его
вод 2—3 года.
Рассмотренная схема придонных течений требует дальнейшего
уточнения, поскольку в ее основу положен материал наблюдений,
освещающий акваторию водоема неравномерными и недостаточно
синхронными измерениями. Тем не менее следует подчеркнуть, что
даже такие материалы при соответствующей обработке позволяют
получить достаточно надежные выводы, что невозможно сделать,
используя существующие расчетные методы.
По полученным неполным данным линия раздела поверхност-
ных и глубинных течений располагается несколько выше половины
глубины [2]. По данным специальных судовых измерений, компен-
сационный ноток охватывает 2/3 глубины, что подтверждается также
данными, приведенными в работе [4].
Характер изменения течений во времени иа отдельных участках
озера зависит от сейшевых и сгонно-нагонных колебаний водной
поверхности. Так, на вертикали 2 (рис. 5) были выявлены колеба-
ния составляющих течении с периодом 2 ч 20 мин, совпадающие
с периодом поперечной сейши, зафиксированной на водпосту Муст-
вээ [1]. Эти колебания вызваны действием устойчивых ветров ЮЮЗ
и 3103 направлений, продолжавшихся более 5 суток. Во время
отмеченных колебаний действовал также ветер того же направ-
ления скоростью до 7 м/с. В районе вертикали 2 по данным уро-
венных наблюдений в течение июня—ноября 1971 г. могло быть
около 60 подобных ситуаций. Несмотря иа то что интенсивность
их была различной, большая повторяемость подобных явлений
свидетельствует о значительной роли сейшевых и сгонно-нагонных
колебаний в режиме течений озера.
Подобные изменения в составляющих течений отмечаются и па
других вертикалях. Они определены па основании анализа авто-
корреляционных и спектральных функций составляющих течений
преимущественно на параллель; период 2 ч 20 мин установлен по
данным измерений иа вертикалях 2, 5, 6 и 140—1 12. Та же авто-
корреляционная функция составляющих течений иа параллель, по-
строенная по данным измерений на наиболее глубоководных верти-
калях 9 и 10, позволила выявить период, равный 14 ч, т. с. близкий
к инерционному периоду [4]. Период же изменения ветрового поля
над водоемом значительно превышает указанный период, что по
позволяет объяснить выявленную периодичноегь ветровым воздей-
ствием.
Значения коэффициентов горизонтального турбулентного об-
мена, рассчитанные методом, изложенным в работе [10], по данным
измерений БПВ-2р изменяются на разных вертикалях от 0,01 • 10б
до 8,27-10° г/(см -с). Максимальные значения отмечаются на вер-
тикали 81. Для течений, характеризующихся периодическими коле-
баниями составляющих (рис. 5), коэффициенты турбулентного об-
мена по основным осям имеют один порядок и равны 0,30-106—
0,40-106 г/(см-с).
На основании проведенного анализа можно говорить только
о некоторой тенденции в распределении коэффициентов горизон-
тального турбулентного обмена. Выявление причин, вызывающих их
значительную изменчивость по площади, требует дополнительного
анализа особенностей скоростного поля.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Арсеньева Н. М. [и др.]. Сейши на озерах СССР. Изд. ЛГУ, 1963.
183 с. *
2. Б о г а ч е в А. Г., Ф и л а т о в а Т. Н. Методика исследований и некоторые
сведения о ветровых течениях Чудского озера.— В кн.: Лимнология Северо-
Запада СССР. Отпеч. на множит, аппарате АН ЭССР, Таллии, 1973, т. 1,
с. 59—62.
3. Богословский Б Б. Внешний водообмен водоемов и некоторые
особенности водных масс пресных озер.— В кн.: Тр. Всесоюз. симпозиума по
основным проблемам пресноводных озер. Т. 1. Вильнюс, 1970, 237—258.
4. Исследование течении в озерах и водохранилищах (практическое посо-
бие). Л., Гидрометеоиздат, 1972. 319 с.
5. Наставление гидрологическим станциям и постам. Вып. 7, ч. 1. Л., Гидро-
метсоиздат, 1957, с. 162—184.
6. Наставление гидрометеорологическим станциям и постам. Вып. 7, ч. 1.
Л., Гидрометеоиздат, 1973, с. 211—298.
7. Руководство по обработке и подготовке к печати материалов наблюде-
ний на озерах и водохранилищах. Л., Гидрометеоиздат, 1972. 251 с.
8. С о ск и и И. М. Эмпирические зависимое!и для расчета ветровых те-
чений.— «Тр. ТОНН», 1962, вып. 70, с. 3—27.
9. С о ск ин И. М Схема расчета ветровых течении Балтийского моря.—
«Тр. ТОНН», 1964, вып. 81, с. 54—62.
10. Тимофеев В. Т., Панов В. В. Косвенные методы выделения и ана-
лиза водных масс. Л., Гидрометеоиздат, 1962. 351 с.
11. Тихомиров А. II. Классификация озер умеренной зоны по термиче-
скому режиму.— В кн : Тр. Всесоюз. симпозиума по основным проблемам пресно-
водных озер. Т. 1. Вильнюс, 1970, с. 174—185.
12. Улек си н а А. Г., Филатова Г. II. Пространственно-временная из-
менчивость температуры воды в Чудском озере.— В кп.: Лимнология Северо-
Запада СССР. Ч. 3. Отпеч. па множит, аппарате АП ЭССР, Таллин, 1973,
с. 141—144.
13. Kalejrv Т. О, Fil itova Т. N. Some results of 20-year network ob-
servation on currents in Tchudsko-Pskovskoe Lake—-“hit. Sympos. on Man-Made
Lakes”, 3—7 May, 1971, USA, 59.
И. Н. Янтер
(Иркутское УГМС)
ОСОБЕННОСТИ РЕЖИМА ВОЛНЕНИЯ оз. БАЙКАЛ
И МЕТОДЫ ЕГО ПРЕДСКАЗАНИЯ
В последние годы значительно возрос научный и практический
интерес к оз. Байкал. Рядом постановлений Правительства при-
ияты меры по сохранению его богатств. Проблема полного и ра-
ционального использования природных богатств озера требует,
в частности, глубокого и всестороннего изучения его гидрометео-
рологического режима, особенности которого во многом отличают
Байкал от других озер земного шара. Определенное значение при-
обрели и исследования волнения.
Своеобразие режима ветра над оз. Байкал в сочетании с отно-
сительно большими размерами озера создают благоприятные усло-
вия для развития сильного волнения в отдельные периоды. Крупные
штормовые волны наблюдаются в большинстве его районов, в част-
ности там, где проходят основные судовые трассы, что создает
трудности для судоходства, буксировки плотов и рыбного про-
мысла. Знание характеристик волнения необходимо при исследо-
ваниях течений, процессов теплообмена между водой и атмосферой,
термического и химического режимов, загрязнения озера промыш-
ленными сточными водами. Штормовое волнение в прибрежной
зоне обусловливает переформирование берегов и движение нано-
сов, что вызывает необходимость строительства берегоукрепитель-
ных и волнозащитных гидротехнических сооружений. Особенно
важен этот вопрос для Кругобайкальского участка ВСЖД.
Народнохозяйственным и проектным организациям, связанным
с работой на оз. Байкал, необходимы различного рода сведения
о волнении на озере: текущая обстановка, прошедшая или ожида-
емая, па короткий срок или за длительные периоды времени, по
озеру в целом или в отдельных его районах, в открытой части озера
(на глубокой воде) и в прибрежной мелководной зоне. Для прогно-
зирования береговых процессов необходимо знать также наиболь-
шие элементы воли определенной режимной обеспеченности, т. е.
вероятность их возникновения в том или ином районе один раз
в заданное числошлет (1, 5, 10, 20 и 50 лет). Решение такого круга
вопросов возможно осуществить в результате всестороннего иссле-
дования данного явления в условиях оз. Байкал и в первую оче-
редь изучения режима волнения в открытой части озера и разра-
ботки метода его прогноза.
Стационарные наблюдения за волнением на оз. Байкал (полу-
инструментальные, визуальные и отчасти инструментальные) отно-
сятся к прибрежной зоне озера. В открытой его части записи
волнения производились эпизодически и крайне редко. Визуальные
наблюдения с судов хотя и осуществляются систематически в тече-
ние навигации, но относятся в основном к районам наиболее ин-
тенсивного судоходства, расположенным у западного берега Сред-
него и Южного Байкала. Все эти наблюдения не могут характери-
зовать волнение но акватории озера и тем более не могут отражать
штормовые условия в том или ином его районе, так как они
проводятся в виде разовых измерений элементов воли и отдельных
точках водоема и не связаны между собой едиными процессами
развития волн во времени и пространстве. Следовательно, эти дан-
ные не могут явиться основой для получения режимных характери-
стик волнения, столь необходимых и для разработки метода его
прогноза. 01 сюда, исследования волнения на данном этане необхо-
димо проводить не только па основе непосредственных наблюде-
ний, но и путем применения расчетных методов.
Составленные ранее карты ветрового волнения оз. Байкал 12]
являются мало падежными, так как при их построении не учиты-
валось разнообразие ветровых условии над акваторией озера, от-
личающихся большой пространственно-временной изменчивостью,
а использованный для расчета волнения метод A. II. Браславского
не предусматривает учета сложных форм контура озера и его ис-
ключительной глубоководное!и.
Для получения наиболее достоверных величин элементов волн
но акватории оз. Байкал и их вероятное!пых характеристик был
применен расчетный метод построения нолей воли в зависимое! и
от распределения над озером скоростей и направлении ветра при
различных синоптических условиях. В основе его лежит cboiicibo
процесса волнения быстро изменяться в соответствии с изменени-
ями ветровых условии над водоемом.
Метод расчета элементов волн по полю ветра позволяет учи-
тывать самые разнообразные случаи изменения скорости ветра во
времени и пространстве, т. е. основные факторы развития волнения
па акватории озера. Применение его в условиях больших озер,
в том числе и на оз. Байкал, может дать хорошие результаты, если
карты нолей ветра достаточно правильно отражают действитель-
ность, а выбранный метод расчета элементов волн позволяет учи-
тывать основные особенности волнообразования на водоеме.
Проведенные в последние годы исследования ветрового режима
на оз. Байкал [6] являются наиболее полными и отвечают совре-
менному научному уровню. По материалам наблюдений за ветром
и атмосферным давлением на прибрежных и островных станциях
и в открытой части озера и по синоптическим картам за навига-
ционные периоды (май—декабрь) с 1959 по 1968 г. систематизи-
рованы многолетние сведения о распределении давления и ветра
по акватории водоема и получены их вероятностные характери-
стики. Расчет и построение полей ветра над оз. Байкал, в отличие
от применяемого метода иа морях, производился по данным непо-
средственных наблюдений путем определения по участкам озера
переходных коэффициентов от барического поля над озером
к ветру па высоте 10 м над водной поверхностью. В процессе ис-
следования определены степень и территориальное распространение
влияния орографии побережья на ветровой режим над оз. Байкал
путем сравнения скорости невозмущенного потока (геострофиче-
ского ветра) с фактической скоростью ветра над открытой частью
озера; при этом выявлены районы, подверженные орографическому
усилению ветра при различных его направлениях, и определены
зависимости скорости ветра от барических градиентов над озером.
Устойчивость стратификации атмосферы в приводном слое учиты-
валась косвенно и весьма приближенно путем выделения на
оз. Байкал двух периодов навигации с различной степенью устой-
чивости атмосферы в нижнем 10-метровом слое: с мая по сен-
тябрь— период с устойчивой стратификацией и с октября по де-
кабрь— с неустойчивой. Условия равновесно стратифицированной
атмосферы, наблюдающиеся обычно в сентябре, отнесены к устой-
чивому периоду, хотя в этом месяце довольно часто синоптические
процессы осуществляются по-осеннему, что существенно сказыва-
ется па условиях волнения в этот период. Типовые поля ветра над
оз. Байкал, учитывающие особенности местной циркуляции, при-
вязывались к общссипоптпческпм процессам над территорией Во-
сточной Сибири.
Такой подход к изучению ветровых условий над водоемом обес-
печил получение достаточно падежных многолетних характеристик
ветра по акватории оз. Байкал в течение навигационного периода,
которые были приняты в качестве исходных данных для расчета
волнения в открытой части озера, при этом повторяемость полей
волн взята в соответствии с ветровыми условиями.
Расчеты элементов волн осуществлялись в соответствии с ме-
тодами, изложенными в руководстве [5]. В основу этих методов
положено современное представление о спектральной структуре
вол пения, что позволяет рассчитывать параметры воли для реаль-
ных условий, практически при любых сочетаниях волнообразующих
факторов, в основном при сложных условиях волнообразования,
не прибегая к схематизации полей ветра или формы берегов кон-
кретных акваторий озера. Наши предварительные исследования
[9] показали возможность применения метода ГОИНа в условиях
оз. Байкал, что дало основание отнести озеро по характеру волно-
образовательных процессов к глубоководным водоемам морского
типа. Детальное сопоставление принятых методов расчета эле-
ментов волн с инструментальными наблюдениями волнения на
оз. Байкал [1] дало вполне удовлетворительные результаты: для
высот воли среднее квадратическое отклонение составило 9%, для
периодов —13%.
В условиях оз. Байкал наиболее важной характеристикой вет-
рового волнения является высота максимальных волн и средний
период. Карты типовых полей ветровых волн 1%-ной обеспечен-
ности и средних периодов рассчитывались с большой подробностью,
чтобы лучше отразить местные особенности волнения на оз. Бай-
кал. Опи соответствуют всем типовым ветровым условиям при
средней их непрерывной продолжительности. Установлено, что при
относительно ограниченных размерах озера расхождение между
элементами волн, рассчитанными при средней и максимальной про-
должительности действия ветра, не превышает 10%. Следовательно,
полученные типовые поля воли можно принять нолями установив-
шегося, т. е. предельно развитого волнения при данной ветровой
обстановке.
Результаты проведенных исследований и расчетов позволили
выявить основные черты режима волнения в открытой части
оз. Байкал.
В течение навигации па акватории озера преобладает ветровое
волнение четырех основных направлений: северо-западного, юго-
западного, северо-восточного и юго-восточного. Довольно часто
наблюдается развитие нескольких систем волнения (северо-запад-
ного и юго-западного, юго-западного и севсро-восточного и др.),
развиваемых либо при одновременном действии различных но на-
правлению ветров, либо при быстрой их смене, что является ха-
рактерным для оз. Байкал особенно в осенний период.
Интенсивность волнения па оз. Байкал существенно зависит
от направления штормового ветра. Шторм северо-западного на-
правления характеризуется как интенсивным развитием, так и до-
вольно быстрым затуханием волнения. При относительно неболь-
ших разгонах ветра (50—90 км) в периоды этих штормов создаю тся
благоприятные условия для развития сильного волнения в отдель-
ных районах озера, и ветровые волны сравнигслыю быстро дости-
гают предельных высот (обычно через 5—6 ч после начала шторма).
В периоды наибольших усилений северо-западного ветра (до 40 м/с)
наблюдается п наиболее интенсивное волнение, при котором вы-
соты волн в центральной части озера достигают по расчету 5,5 м
при среднем периоде до 6,5 с.
Исключительная глубоководпость озера па всей акватории и
вытянутость его котловины с северо-востока на юго-запад (почти
на 650 км) приводят к значительным разгонам при продольных
направлениях ветра и создают условия для развития наиболее ин-
тенсивного ветрового волнения в периоды этих штормов. Однако
сравнительно ограниченная ширина оз. Байкал и сложный контур
береговой черты обусловливают неодинаковый вклад отдельных
составляющих спектра волнения от разных направлений, в резуль-
тате чего, несмотря на значительные разгоны, очень сильное вол-
нение не развивается даже в условиях максимальной продолжи-
292
тельности штормового ветра. Наибольшие расчетные высоты воли
на Среднем и Южном Байкале в жестокие штормы этих направ-
лений не превышают 3,5—4,5 м при среднем периоде 4,5—5,5 с.
Развитие и затухание волнения юго-западного и северо-восточного
направлений носят более спокойный и плавный характер, а распре-
деление областей различной интенсивности волнения но разгону
более равномерное, чем в периоды северо-западных штормов.
Существенную роль в режиме волнения отдельных районов на
оз. Байкал играет зыбь и смешанное волнение, возникающее вслед-
ствие неравномерного распределения скорости ветра по акватории
озера и во времени. Волны зыби очень характерны для прибреж-
ных "акваторий наветренных берегов озера, куда ветер приходит
чаще всего ослабленным. По данным береговых наблюдений на
северном Байкале [4], повторяемость затухающего волнения дости-
гает 30% и более. Наблюдается как местная зыбь (при ослаблении
скорости ветра по разгону), так и приходящая из соседних областей
шторма. Зыбь обычно образуется при штормах юго-западного и се-
веро-восточного направлений и приходит па северный Байкал и
в Баргузпнскпй залив с юга и юго-запада, а на южный Байкал,
в Малое Море и Чивыркуйскпй залив — с севера и северо-востока.
Расстояние от областей возникновения зыби до районов, куда она
приходит, в большинстве случаев составляет 100—200 км. Наи-
большая высота волн зыби и смешанного волнения для акваторий
северного и южного Байкала составляет по расчету 4—5 м,
а в указанных обособленных районах озера — 3—4 м. Средний пе-
риод волн зыби составляет 7—8 с, средняя длина их 80—90 м.
Мертвая зыбь на оз. Байкал удерживается сравнительно недолго.
Гак, при начальной высоте воли 1 м опа затухает до небольших
значений (0,5 м) в течение 15—20 ч в зависимости от направления
ее распространения |3|. Практически менее чем ш сутки волны
зыби могут достичь любого отдаленного берега на озере. Затуха-
ние воли, распространяющихся с северо-востока, происходит мед-
леннее, чем с северо-запада, н чем больше высоты волн, тем интен-
сивнее процесс их затухания.
Характер волнения существенно различается в течение нави-
гации.
Май—июль является наиболее спокойным периодом на оз. Бай-
кал. 79% времени отмечается штиль и слабое волнение (до 0,5 м).
Возникающие усиления ветра непродолжительны, имеют неболь-
шое территориальное распространение и относятся в основном
к районам среднего и южного Байкала. Развиваемое волнение
чаще всего находится в пределах 1 —1,5 м и только в 0,4% случаев
высоты волн превышают 2 м и могут представлять опасность для
передвижения судов и плотов. В наиболее штормовых областях
повторяемость такого волнения увеличивается в июле до 1,8%.
Волны особоопасной высоты (^3 м) в этих же районах наблюда-
ются очень редко (0,03%), а на крайнем севере и юге озера
практически не отмечаются. В мае развитие волнения ограничива-
ется наличием ледяного покрова в северной половине озера и
большой устойчивостью верхних слоев водных масс, в результате
чего высоты волн в этот период, по данным визуальных наблюде-
ний с судов, могут быть па 30% меньше представленных на картах
типовых полей (при прочих равных условиях).
В августе—сентябре в связи со смсиой’синоптических процессов
на осенние отмечается увеличение повторяемости, силы и непре-
рывной продолжительности ветров в основном северо-западного
направления. Интенсивное волнение па озере увеличивается во вре-
мени и пространстве и практически может возникать но i^ceii аква-
тории озера, но с различной степенью вероятности. На эти месяцы
приходится до 80% всех летних штормов па озере. В основных
штормовых областях южного и среднего Байкала доля опасного
волнения (^2 м) в сентябре возрастает до 3,4%. За счет действия
продолжительных ветров увеличивается и вероятноегь возникно-
вения на озере особоопаспых волн (^3 м), повторяемость которых
в указанных районах составляет уже 0,76%. Наиболее высокие
волны в этот период достигают 4—4,5 м.
Октябрь—декабрь — самый штормовой и наиболее опасный для
плавания период. Волнообразование происходит почти непрерывно
за счет постоянной смены ветров различных направлений. Байкал
в это время почти всегда взволнован, периоды затишья редки и не-
продолжительны. С1 ратификация приводного слоя атмосферы
очень неустойчивая и при очередном усилении ветра иа рост волн
требуется сравни гелыю меньше времени, чем в весенне-летний пе-
риод. Волнение развивается быстрее и скорее достигает установив-
шегося, предельного значения. Наибольшей интенсивностью отли-
чаются штормы северо западного и северо-восточного направле-
ний, Охватывающие большие районы, а часто и всю акваторию
озера. Особенно штормовым является ноябрь, в течение которого
в 50% случаев высоты волн могут достигать 2 м. Значительно воз-
растает удельный вес сильного волнения. В центральной и южной
частях озера опасные высоты волн составляют 17%, а особоопас-
пые — 3%. В этом месяце чаще всего отмечаются здесь и самые
высокие волны на озере (^5 м), повторяемость которых достигаем
0,19%.
В гидрометеорологическом обеспечении па оз. Байкал основной
удельный вес (до 90%) падает на обслуживание лесосплава. Не-
большие по размерам суда озерного и морского типов при букси-
ровке плотов имеют малую скорость хода (3—5 км/ч) и ограни-
чены сравнительно невысокими показателями опасности волнения.
Так, при высоте волн в 2 м уже возникают опасные условия для
сигарных плотов (для пучковых — при 1,5 м), а при волнении вы-
сотой в 3 м и более — особоопасные, при которых плоты могут
приходить в аварийное состояние. При сложном характере ветро-
волнового режима на озере и сравнительно малом количестве па-
дежных укрытий судов во время шторма часто создаются значи-
тельные затруднения. В периоды быстрой смены направлений
штормового ветра возникает исключительно трудная обстановка
для буксировки леса, когда судью буксир, укрываясь от ветра од-
ного направления, испытывает воздействие сильного волнения дру-
гих направлении. Наблюдения и расчеты показывают, что опасные
условия встречаются практически по всей акватории оз. Байкал
и особенно часто в осенний период. Отсюда вытекают повышенные
требования к прогнозам волнения на оз. Байкал и необходимость
в большой их детализации как во времени, так и пространстве
в целях своевременного и правильного предсказания штормовых
условии на озере.
Основной предпосылкой для успешного прогнозирования вол-
нения является наличие достаточно надежных сведений о волновом
режиме водоема, учитывающих особенности ветровой обстановки,
так как прогноз ветра служит основой при прогнозировании вол-
нения. (Ведь только при хороших прогнозах ветра прогнозы волне-
ния могут иметь высокую оправдываемость.) Другим условием
надежных прогнозов волнения является выбор расчетного метода
элементов волн. В настоящее время в практике морских прогнозов
волнения наибольшее распространение получили несколько мето-
дов: численный, по локальным связям между ветром п волнением
и по типовым полям воли [8].
При численном методе прогноза волнения используются теоре-
тические и эмпирические формулы для расчета элементов волн по
прогнозируемому полю давления над большими водными прост-
ранствами. Этот метод достаточно сложный п требует применения
в расчетах ЭВМ, что в условиях оз. Байкал является пока что не-
приемлемым.
В юрой метод уже применяется. Полученные зависимости для
расчета за!ухания волнения в южном Байкале [3] вполне успешно
используются в прогнозах волнения и в других районах озера, где
хорошо подтверждаются данными наблюдений. Попытки постро-
ения связей между ветром и волнением для установившегося вол-
нения ио наблюдениям береговых пунктов [-1] не дали положитель-
ных результатов. Хотя для отдельных пунктов (при некоторых
направлениях ветра) такие зависимости получены, по они отра-
жают условия волнения в береговой зоне мелководья и не связаны
с волнением в открытой части озера п поэтому нс могут приме-
няться для прогнозов волнения иа прилегающих к ним глубоко-
водных акваториях. Построение локальных зависимостей в условиях
установившегося волнения на оз. Байкал, достаточно надежных
и обоснованных, вряд ли возможно вообще, так как ветер в точке
(волномерпом пункте) не может отражать всего его разнообразия
по пути разгона. В этом, на наш взгляд, и состоит основная при-
чина неудачных попыток в этом направлении. В любом случае та-
кие местные связи в прогностических целях следует строить для
условий глубокой воды в данном районе с учетом осрсдненпых по
разгону скоростей ветра, а от них уже переходить к условиям мел-
ководья.
Метод прогноза по типовым полям волн, рассчитанным заранее
по типовым полям ветра, менее всего разработан и получил срав-
нительно ограниченное распространение. К условиям оз. Байкал
этот метод в большей степени подходит, так как позволяет учиты-
вать самые разнообразные случаи изменения скорости ветра во
времени и по акватории, при этом в расчете учитывается скорость
ветра не в точке, а осредненная вдоль участков .разгона (над зна-
чительным водным пространством), т. е. близкая к действитель-
ности. Типовые поля дают возможное распределение элементов
волн сразу по всей акватории, а при смене синоптических процес-
сов— их изменение во времени. Они рассчитываются при средней
продолжительности действия ветра, но практически возможен учет
любых ее значений. Так, расчеты элементов волн для оз. Байкал
произведены при различной продолжительности ветра: от 1 ч до
максимальной. Типовые ноля имеют строго определенную обеспе-
ченность рассчитанных элементов волн и могут быть сравнимы
с результатами синхронных съемок волнения в многочисленных
точках всего водоема в течение продолжительного времени, что
на практике осуществить довольно трудно.
Использование полученных нами материалов по режиму вол-
нения на оз. Байкал [1] является одним из путей улучшения приме-
няемого в настоящее время метода прогноза волнения. В опытном
порядке это уже осуществляется. Основная задача на данном
этане — это тщательная разработка всех вопросов, связанных с их
применением в прогнозах волнения. Будущее, конечно, принадле-
жит точным численным прогнозам, к которым уже сейчас ведется
подготовка: расчет типовых полей волн для оз. Байкал нами про-
изведен с помощью ЭВМ. Для прогнозирования необходимо эю
осуществлять в оперативном порядке, для чего требуется численный
прогноз ветра или барического поля над оз. Байкал.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Атлас волнения и ветра оз. Байкал Л. Гидрометеопздат, 1975.
2. Карга ветрового волнения оз. Байкал. Иркутск, Изд. Вост.-Спб. басе,
упр. пути, 1959. 29 л.
3. К у к л н и А. К-, Яптср II. II. Развитие и затухание волнения на южном
Байкале.— «Сб. работ Иркутской ГМО», 1970, вып. 1, с. 3—28.
4. Осмоловская Е. В Ветровое волнение озера Байкал по наблюдениям
береговых станций.— «Сб. работ Иркутской ГМО», 1966, вып. 1, с. 61—73.
5. Руководство но расчету параметров ветровых волн. Л , Гидрометеопздат,.
19G9. 138 с.
G. С а в и и о в а II В О построении потей ветра над Байкалом.— «Тр.
ЗСРНШМП», 1972, вып 6, с 149—157.
7. Савинова II. В., Яптер И. И Типовые поля ветра и волнения на
озере Байкал.— «Тр. ЗСРПИГМИ», 1973, вып. 10, с. ИЗ—132.
8. С и р о т о в К. М. Прогнозы морских ветровых волн и локальные зависи-
мости.— «Тр. Океанографической комиссии АН СССР», 1961, т. И, с. 63—G8.
9. Яптср II. II. Оценка возможности применения некоторых методов рас-
чета высоты волны па озере Байкал.— «Сб. работ Иркутской ГМО», 1967, вып. 2,
с. 88—102.
В. Л. Максимчук,
(Киевский государственный университет)
А. И. Томильцева
(М-во мелнорац. и води, х-ва УССР)
РЕЖИМНО-КЛИМАТИЧЕСКИЕ ФУНКЦИИ
РАСПРЕДЕЛЕНИЯ ЭЛЕМЕНТОВ ВОЛН
НА ВОДОХРАНИЛИЩАХ ДНЕПРОВСКОГО КАСКАДА
Борьба с абразией берегов водохранилищ требует знания гид-
родинамических характеристик потоков воды и наносов, которые
определяются режимом штормового волнения этих водоемов. Од-
нако статистические закономерности нестационарного волнения па
водохранилищах до сих пор изучены слабо, что не может не влиять
на точность прогнозов береговых переформирований и расчета бе-
регозащитных сооружений.
В настоящей работе излагаются результаты исследования неко-
торых статистических характеристик нестационарного волнения и
ветра па Каховском, Днепровском им. Лепина, Днепродзержин-
ском, Кременчугском и Киевском водохранилищах. Теоретические
предпосылки для получения этих характеристик были сформулиро-
ваны В. Л. Максимчуком при рассмотрении им нестационарного
морского волнения. Из них следует, что для водоемов, обладающих
размерами меньше, чем Черное море, высота волны является одно-
мерной случайной величиной, обеспеченность которой равна обес-
печенности соответственной скорости ветра и описывается экспо-
ненциальным законом распределения. Для подобных водоемов ре-
жимно-климатические функции распределения элементов волнения
в прибрежной зоне методически наиболее правильно строить
в форме распределения модульных коэффициентов. При таком по-
строении они не зависят от местных геоморфологических и гид-
рологических характеристик побережья и могут быть описаны
универсальными кривыми, пригодными как для глубокой, так и мел-
кой воды. Влияние таких факторов, как уклоны дна, глубина в ме-
сте установки волнографа, очертания и ориентация береговой ли-
нии, направление и величины разгонов воли находит свое отраже-
ние в численных характеристиках распределения вероятностей вол-
нения (в величине математического ожидания высоты и периода
волны).
Исходя из этих соображений в настоящей работе при обработке*
данных натурных наблюдений определялась обеспеченность Г(/\)
модульных коэффициентов Kb-
it
И Кх =—
Тер
где Лит соответ-
ственно высота и период волны заданной обеспеченности; Лср и
тСр — средние высота и период волны, которые определялись по*
формуле математического ожидания случайной величины. Для
отыскания связи между обеспеченностью волнения и ветра функ-
ция распределения скоростей ветра строилась также для относи-
тельных величии. Эмпирические функции распределения определя-
лись отдельно для каждого года наблюдений, т. е. описывалось
разнообразие воли в том или ином районе водохранилища за до-
статочно длительный промежуток времени, когда волнение несом-
ненно не являлось стационарным. Вместе с тем принятая мегодика,
позволяла обнаружить наличие многолетних длннноиернодиых ко-
лебании в уровне ветровой и волновой активности, являющихся,
ио-видимому, проявлением солнечно-земных связей и, в частности,
ритмов солнечной активности.
Наблюдения за волнением и ветром относились к нижним и
средним зонам водохранилищ, ио классификации С. Л. Вспдрова
[2], и при этом были использованы данные наблюдении следующих
гидрометеорологических пунктов:
а) Каховское водохранилище — Каховка, Ушкалка, Кэмепка-
Днепровская, Благовещенка, Грушевская дамба, Золотая балка;
б) Днепровское им. Ленина водохранилище — Запорожье, Ни-
кольское;
в) Днепродзержинское водохранилище—Днепродзержинск, Ор-
лик, Верхпедпенровск, Мишурин Рог, Бородасвка;
г) Кременчугское водохранилище — Светловодск (берег), Свет-
ловодск (остров), Топиловка, Адамовна, Апдрусовка, Градижск;
д) Киевское водохранилище — Вышгород, Толокуиь, Казаро-
вичи.
Кроме того, были использованы данные по ветру верховых зон
водохранилищ в гидрометеорологических пунктах Днепропетровск
и Чернобыль.
Наиболее длинный ряд наблюдений (12 лет) имелся по Ка-
менке-Днепровской; ио пунктам Светловодск (остров) и Толокуиь
данные об элементах волнения имеются за два года; по пункту
Бородаевка — за один год.
В соответствии с принятой методикой измерения и обработки
данных для построения режимно-климатических функций распре-
деления использовалось множество воли
однопроцентной обеспеченности в дан-
ной системе волнения. Результаты этих
построений представлены па рис. 1,2и 3.
Плотность расположения опытных точек
на графиках свидетельствует о том, что
режимно-климатические функции рас-
пределения высот и периодов волн, а
также скорости ветра на каскаде дне-
провских водохранилищ не зависят от
местных гидрологических и геоморфоло-
гических характеристик побережья и мо-
гут быть описаны универсальными кри-
выми. Аналитическое выражение этих
функций k тождественно зависимостям
Максимчука, предложенным ранее для
морских условии:
— 100 exp
F(/Q=100 exp
О)
(2)
где F(J\w) и — соответст-
венно обеспеченность в процентах мо-
дульного коэффициента высоты волны
Л W
——, скорости ветра — и периода
ft Ср "ср
Т
ВОЛНЫ-----.
Тер
Таким образом, на основании натур-
ных данных установлено, что для водо-
хранилищ днепровского каскада обеспе-
ченность относительной высоты волны
ft
—— равна обеспеченности соответствен-
ft ср
пой скорости ветра. Из формулы (1) сле-
дует, что при F = F (Kw)
<3)
"ср ср
Этот вывод служит подтверждением
правомочности определения расчетной
высоты волны через расчетную обеспечен-
ность ветра.
20 30 40 50 60 70 80 90 35 5 % ском им. Ленина (5).
Согласно зависимостям (1) и (2), между модульными коэффи-
циентами высоты и периода волны одной и той же обеспеченности
существует постоянное отношение
т
тср
/ h у/з
\ ^ср /
(4)
Отсюда видно, что связь между относительными высотами и пе-
риодами воли одинакова как в режимно-климатических, так и в си-
стемных функциях распределения, для которых указанное соотно-
шение было найдено еще в 1955 г. Я. Г. Виленским и Б. X. Глухов-
скпм [1].
Влияние локальных характеристик побережья находит свое
отражение в величинах математического ожидания скорости ветра,
высоты и периода волны, что может быть проиллюстрировано дан-
ными по Каховскому водохранилищу (табл. 1).
Таблица 1
Средние высоты волн ZzCp и скорости ветра П7ср
на Каховском водохранилище
Пункт наблюдений Годы наблюдений ^ср м W-о М/С
Каменка-Днепровская 1961—72 0,252 4,42
У школка 1963—70 0,416 4,51
Благовещенка 1963—70 0,317 3,98
Каховка 1960-70 0,321 4,17
[ рушевская дамба 1963-70 0,245 3,85
Золотая балка 1965—70 0,254 3,28
Таким образом, средневзвешенные высота волны и скорость
ветра для каждого пункта наблюдений имеют различные значения
и являются интегральной гидрологической и геоморфологической
характеристикой того пли иного пункта водохранилища.
Осредненная высота волны и скорость ветра по озерной части
каждого из рассмотренных водохранилищ приведены в табл. 2.
Таблица 2
Средние высоты волн hср и скорости ветра ПСр на каскаде
днепровских водохранилищ
Водохранилище Площадь зеркала при НПГ, км2 Лер м IV'cp м/с
Кременчугское .... 2252 0,36 4,05
Каховское 2155 0,30 4,03
Киевское 922 0,23 3,39
Днепродзержинское . . 567 0,27 3,15
Днепровское 200 0,19 2,82
Анализ данных, приведенных в табл. 2, показывает, что ско-
рость ветра над зеркалом водохранилища прямо пропорциональна
его площади. Графический вид этой зависимости для каскада дне-
провских водохранилищ приведен па рис. 4. Величина скорости при
5 = 0 равная 2,8 м/с, видимо, имеет физический смысл средней
в году скорости ветра над поверхностью суши в долине р. Днепра.
Это позволяет определить коэффициент /?в приведения данных на-
блюдений материковых станций за скоростями ветра к тем скоро-
стям ветра над водной поверхностью, которые будут наблюдаться
после создания водохранилища. Знание этого коэффициента необ-
ходимо при определении волновых воздействий па берега водохра-
нилищ и гидротехнические сооружения. Пам представляется, что
данные табл. 3, составленные по результатам наблюдении па кас-
Рис. 4. График связи между скоростью ветра над водной поверх-
ностью и площадью зеркала водохранилищ днепровского каска ха.
кадс днепровских водохранилищ, помогут нс только осветить этот
вопрос для условий Украины, но и дадут возможность назначать
в первом приближении этот коэффициент приведения при проек-
тировании водохранилищ в сходных климатических условиях.
Таблица 3
Значения коэффициента приведения ku
Площадь зеркала водо-
хранилища, км2 . . . 250 750 1250 1750 2250 2750
/гн ;............... 1,05 1,15 1,25 1,35 1,45 1,55
Хотя для многих практических целей достаточно пользоваться
средними за многолетие величинами йср, тСр и для того или
иного пункта побережья и универсальными режимно-климатичес-
кими функциями распределения, следует помнить, что йгр, тср
и IFCp не остаются из года в год постоянными, а испытывают, как
нам удалось установить, определенные циклические колебания со
сравнительно небольшой амплитудой. Характер этих колебаний за
двенадцать лет (1961—1972) по данным наблюдений в пункте Ка-
менка-Днепровская на Каховском водохранилище представлен иа
рис. 5. Из рисунка видно, что в 1966 и 1967 гг. IFcr ц /?ср приоб-
рели значение, отвечающее средпемпоголетией величине, а годы
1961 и 1971 для lFCp и 1963 и 1968 для йср были соответственно
годами минимального и максимального значения этих величин.
Иначе говоря, наблюдениями была обнаружена ритмичность
в уровне ветровой и волновой активности на водохранилище, ви-
димо связанная с ритмами солнечной активности [3]. Этот график
позволяет также сделать прогноз, что начавшийся в 1966 г. ритм
повышенной всгро-волновой активности в настоящее время идет на
убыль и в 1976—1977 гг. должен смениться ритмом пониженной
ветро-волновой активности на Каховском водохранилище, что, ве-
роятно, следует учитывать при расчетах переформирования берегов
на этот период.
Обращает па себя внимание также и синхронное изменение
во времени величии IFcp и ЛСр, что говорит о наличии фупкцио-
Рис. 5. Колебания в уровне ветро волновой активности за период 1961—1972 гг.
в пункте Каменка-Днепровская (Каховское водохранилище).
/ — изменение во времени Р7( р; 2 — среднемпоголетняя величина U ср; 3 — изменение во вре-
мени Z/( • 4— среднемпоголетпия величина h{ .
нальной связи между этими численными характеристиками ре-
жимно-климатических функции распределения. Анализ данных по
всему каскаду днепровских водохранилищ позволил установить,
что аналитическое выражение этой функции может быть представ-
лено в виде
h =£л—(5)
где k.[ — коэффициент, зависящий от локальных характеристик по-
бережья в том или ином пункте наблюдений. В частности, для Ка-
менки Днепровской он равен 0,121.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Виленский Я- Г., Глухо вский Б. X. Некоторые закономерности
ветрового волнения — «Тр. ТОНН», 1955, вып. 29(41), с. 3—34.
2. Опыт и методика изучения гидрогеологических и ипженерпо-геологпче-
ских условии крупных водохранилищ Под род. Г. С. Золотарева, Д. С. Соколова
и Е. Г. Чаповского. Ч. 2 и 3. Изд. МГУ, 1961. 360 с.
3. О с и и с к а я Б. Ф. О гелиофизической природе волновых процессов.—
«ГеолоНя узбережжя i дна Чорного та Азовського мор!в у межах УРСР», 1972,
вып. 6, с. 161—165
Е. М. Федулова
(Тольяттинская ГАЮ)
МЕТОДИКА И РЕЗУЛЬТАТЫ ИЗУЧЕНИЯ ВЕТРО-ВОЛНОВЫХ
ХАРАКТЕРИСТИК КУЙБЫШЕВСКОГО ВОДОХРАНИЛИЩА
Ветер и волнение воздействуют па берега и гидротехнические
сооружения, оказывают влияние на динамику водных масс водоема
и осложняют работу водного транспорта.
Для изучения Beipo-волповых условии использовались 11-летние
инструментальные и частично иолуппструмептальные данные ста-
ционарной сети Гидрометслужбы (рис. 1), ежегодные экспедици-
онные наблюдения, а также материалы экспериментальных иссле-
дований.
Анализ фактических наблюдений показал, что ежечасные изме-
рения с достаточной полнотой описывают изменение волнения во
времени. Как правило, кривая хода высоты волны повторяет ход
скорости ветра или незначительно отстает ио фазе. Такая зако-
номерность сохраняется и при смене направления ветра в преде-
лах румба. Следовательно, режимные характеристики элементов
воли в конкретных условиях определяются режимом ветра.
Ежечасные наблюдения за ветром осуществлялись па опорных
ветроизмерптельных пунктах (ОВП), расположенных в озеровнд-
иых плесах вне экранирующего влияния высоких берегов. По ним
подсчитывалась повторяемость разных значений скорости ветра по
16 румбам за месяц и безледоставный период (по годам и в мно-
голетием разрезе). Для всех волномерпых пунктов данного плеса,
как прибрежных, так и в открытой его части, строились графики
зависимости высоты волны от скорости ветра па ОВП по направ-
лениям. Для этого достаточно 3—5-летнего ряда наблюдении. Пов-
торяемость высот воли определялась по повторяемости соответст-
вующих им скорости и направлению ветра па ОВП.
Исследование ветрового режима осуществлялось по натурным
данным только тех пунктов, которые расположены на самом во-
доеме, так как прибрежные установки, за редким исключением, не
отражают условия открытых частей водоема.
Рис. 1. Схематическая карта Куйбышевского водохранилища.
/ — Приплотинный, II — Новодевиченский, III — Нижнеульяновский,
IV — Верхнеульяновский. V — Нижнететюшский, VI — Верхнететюшский,
VII — Волжске Камский районы, VIII — Чистопольская, IX — Волжская
зоны переменного подпора; / — плавучая ГМС, 2—островная ГМС,
3 — ветро-волномерный пункт, 4 — радиоветромер, 5 — максимально-ми-
нимальная веха, 6 — граница и номер района.
На водохранилищах обычно имеются сравнительно длинные
ряды четырех- или восьмисрочных наблюдений по флюгеру и огра-
ниченное число лет апеморумбографических записей пли ежечас-
ных данных по радиоветромеру. В таких случаях флюгерные изме-
рения могут быть приведены к ежечасным данным. Для этого пред-
лагается использовать графики зависимости между вероятностями
одинаковых скоростей ветра соответствующих направлений, вычис-
ленных по флюгеру и самописцу ветра за имеющийся синхронный
ряд наблюдений. Такие зависимости особенно устойчивы в преде-
лах сезона. Полученные в данном пункте по одному месяцу или за
теплый период года (Mail—ноябрь) они пригодны для приведения
к ежечасным значениям за другие месяцы или безледоставный
период в целом. При этом ошибки, вычисленные относительно
истинных величин, колеблются от пуля до 10%; максимальные из
них достигают 12—17%. Если оба месяца относятся к одному и
тому же сезону, то ошибки по всем направлениям нс превышают
4-9% [4].
Повторяемость вычисляется путем последовательного вычита-
ния значений вероятности скорости ветра соответствующего на-
правления, предварительно приведенной к ежечасным данным.
Па основании всех имеющихся материалов была составлена
картотека штормов. Ее данные послужили основой как для ана-
лиза отдельных штормов, гак и при подсчете их обобщенных ха-
рактеристик ио пяти элементам одновременно. Последние состав-
лены по месяцам и за безледоставный период но образцу табл. 1.
Опи дают достаточно полное представление о количестве, силе,
продолжительности, площади распространения и направлении
штормового ветра.
По лептам апеморумбографа для двух плавучих ГМС и ком-
сомольской островной ГМС были получены сведения о скорости
ветра >10 м/с по четырем элементам одновременно. Сводные таб-
лицы по форме похожи па таблицу штормов, по без учета площади
одновременного воздействия. Направление взято по 16 румбам.
Такие материалы являются объективными исходными данными для
решения многих инженерных задач. По ним можно, например, под-
считать давление ветра па поверхность, расположенную перпенди-
кулярно или под углом к его направлению. Кроме того, по лентам
самописцев было определено суммарное количество часов разных
градаций скорости сильного ветра для всех направлений. Эти и
другие виды обработки легли в основу описания режима ветра.
В теплое время года (май—ноябрь) на водохранилище господ-
ствуют ветры западной четверти горизонта. В сумме они состав-
ляют 43%. Средняя скорость ветра равна 5,0 м/с. По отдельным
направлениям опа изменяется от 4,0 до 5,6 м/с. Ежегодно наблю-
даются ветры со скоростью до 18—19 м/с, что соответствует 20
21 м/с по флюгеру. Скорость 23 м/с бывает раз в 10 лет, 25 м/с
раз в 20 лет (или соответственно 26 и 28 м/с по флюгеру). В целом
на акватории преобладают ветры силой 1—5 м/с (54%). Скорость
6—9 м/с составляет 30%, 10—15 м/с — 8,5% и 16—23 м/с — 0,3%.
Таблица 1
Общее количество штормов за 11 лет безледоставного периода (май—ноябрь
1960—1970 гг.)
Сум ма CD CD О -н Ю СО Ю СО СО О СП н-। СЧ СО COCO’—CO CO ОО *—• г-< cn сч b;
Продолжительность, ч 120-139 1 -
96-119 -
72-95 о> о «
60-71 - - сч СО
48-59 »—' Г-Н со со со »-Н г-
36-47 t-“< г—4 ▼—< CD - 2 СО Г-Н Г-Н
24-35 Г1 О LQ СЧ ’-н СО —' 46 1 О) СЧ г-н ео
со Cl ci xt* г-н сч СЧ сон; 59 1 2 ОО -CN
6-11 сч со -г 33 с
1Q со <—и сое, - - CM г-н ^н
С1 д 2 сч 1 -
Направление М CQ 5ПСОСГ) 0Q ОО СО СО оохоосо оиспхУио ииУ Усоии о
Номера районов I —IX I—VII I Сумма и I —IX III-IV IX Сумма 1 —IX IV—VII Сумма I —IX I—VII Сумма I —IX
Скорость ветра, м/с 13-15 । 1 А— 1 Я 19-21 ОО ои 28
Скорость ветра имеет внутригодовой ход с максимумом в октябре
и минимумом в июле.
Сильный ветер (5>10 м/с) наблюдается в среднем за год в те-
чение 480 ч и сравнительно равномерно распределяется между
господствующими направлениями по (71—90 ч), тогда как на все
ру^бы восточной четверти приходится в сумме только 90 ч.
По длине водоема с севера на юг общая длительность сильного
ветра уменьшается от 649 до 303 ч, а наибольшая непрерывная про-
должительность отдельных штормов — от 139 до 53 ч. В централь-
ной части водоема ветер со скоростью ^10 м/с и продолжительно-
стью более 30 ч бывает примерно дважды в год, более 50 ч — 6 раз
в 10-летие, более 100 ч— раз в 10 лет; со скоростью ^13 м/с и
длительностью более 30 ч — 3 раза, а более 50 ч — раз в 10-летне.
Ежегодное количество штормов колеблется от 32 до 45; три чет-
верти их охватывают всю или большую часть водоема. Сила их
может достигать 9—11 баллов, а продолжительность 3,0—5,8 су-
ток. Штормы силой 7—8 баллов почти равновероятны (46 и 12%).
Обычно они отмечаются на всей или большей части водохрани-
лища, очень редко (0,13 числа случаев) в пределах одного района
и примерно в 2 раза чаще па площади 3—6 районов. Наиболее
сильные ветры бывают в северных и центральных районах. Про-
должительность их увеличивается с юга па север в общей слож-
ности от 12,5 до 27 суток.
Ветровое волнение па Куйбышевском водохранилище отлича-
ется большой изменчивостью как во времени, так и пространстве.
Для его изучения необходимы волпографпые записи элементов
воли. Несмотря па то что водохранилища Европейской территории
СССР существуют более 30 лет, для них пег серийно изготовляе-
мых приборов. Поэтому Тольяттинская ГМО вынуждена была про-
водить испытания волномерных вех своей и других конструкций,
а также самописцев волнения, применяемых па морях и океанах.
Наиболее устойчивыми и удобными в эксплуатации оказались
веха на жестком основании и веха конструкции Цимлянской 1 МО
на металлическом бачке емкостью 100—150 л при условии, что
отношение надводной ее части к подводной составляет не более
1 :5. Из самописцев волнения использовались в основном два типа:
в открытой части водоема — волнограф ГМ-16, в прибрежной —
электрокоптактиые вехи с записью на киноленте осциллографа
МПО-2.
Судовый волнограф ГМ-16 сконструирован в ГОПИе для глу-
боководных районов морей и океанов [2]. Применение его па водо-
хранилищах ограничивается наличием мелководных участков, так
как глубина погружения датчика должна быть больше половины
длины поверхностной волны. Кроме того, при небольшой глубине
водоема кабель ложится па дно и не дает возможности поплавку
перемещаться иа волне.
В течение двух лет проводились экспериментальные исследова-
ния по определению возможных пределов применения волнографа
и степени искажения высоты волны, когда датчик погружен на глу-
,бину, меньшую чем половина длины волны. На теплоходе «Заря»
(типа СЧС-150) устанавливались два волнографа ГМ-16. Оба дат-
чика подвешивались на одном поплавке так, чтобы заглубление
нижнего, контрольного, превышало половину длины волны, а верх-
него (испытываемого) —менялось при необходимости от 4 до 10 м.
Это дало возможность записывать одни и те же волны двумя при-
борами одновременно. Таким образом, контрольный волнограф во
всех случаях фиксировал истинные высоты волн, а второй — их
заниженные значения. Чувствительность потенциометров ЭПП-09
была увеличена примерно в 2,5 раза с таким расчетом, чтобы цена
деления на ленте не превышала 10 см. Обеспечивалась плавучесть
спаренных кабелей. В таком эксперименте верхний датчик не испы-
тывает влияния дна, так как наблюдения производились па глубо-
ководной судоходной трассе. В рабочем состоянии па мелководных
участках он будет располагаться на небольшом расстоянии от дна.
Поэтому в районе испытания, вне судоходной трассы, находили
глубину, превышающую заглубление верхнего датчика на 1—2 м.
Верхний датчик снимался с поплавка и опускался па дно. Если
при данном волнении па ленте потенциометра записывалась пря-
мая линия, то, следовательно, в этих условиях прибор фиксирует
волны, не искаженные влиянием дна. Во всех случаях запись волн
по волнографу производилась с судна, стоящего на якоре.
В разных орографических условиях Куйбышевского и Саратов-
ского водохранилищ при скорости ветра от 9 до 19 м/с получено1
35 серий парных волиограмм с общим числом воли более 3,5 тыс.
Наблюдениями охвачены волны высотой о г 60 до 216 см и длиной
от 9 до 29 м.
Так как измерения длин волн по разметкам па палубе судна
имеют небольшую точность, то при обработке материалов в каче-
стве исходного критерия приняты величины периодов воли. Полу-
ченные волпограммы группировались в зависимости от заглубле-
ния верхнего датчика. Затем для каждого значения периода волны
строились графики связи между высотами волн парных волпо-
грамм данной группы. На основании этих графиков вычислены
поправочные коэффициенты k (табл. 2). Таким образом, истинная
высота волпы определялась по зависимости
h=kh',
где /г'— высота волны, измеренная при данном заглублении дат-
чика. Периоды воли снимались с волпограммы.
Из табл. 2 видно, что значение k увеличивается с уменьшением
глубины погружения датчика и увеличением периода волпы. При
глубине датчика 8—10 м занижение высот волн не превышает 7%,
т. е. находится в пределах точности измерения по волнографу. При
глубине 6 м ошибки достигают 10—15% для волн, имеющих период
более 3,5 с. Заглубление датчика менее 6 м вообще не рекомен-
дуется.
Глубоководная зона занимает большую часть акватории райо-
нов I—VI, за исключением сравнительно неширокой полосы,
Таблица 2
Значения коэффициента /г= —
Период волны, с Заглубление датчика, м
4 5 6 7 8 9 10
2,0 1,14 1,08 1,05 1,03 1,02 1,01 1,00
2,2 1,15 1,10 1,06 1,01 1,02 1,01 1,00
2,4 1,16 1,10 1.06 1,01 1,03 1,02 1.01
2,6 1,17 1,12 1,07 1,05 1,03 1,02 1,01
2,8 1,18 1,12 1,07 1,05 1,04 1,02 1,01
3,0 1,20 1,13 1,08 1,06 1,04 1,02 1,01
3,2 1,21 1,14 1,08 1,06 1,04 1,02 1,02
3,4 1,22 1,14 1,08 1,06 1,04 1,02 1,02
3,6 1,23 1,15 1,09 1,06 1,04 1,02 1,02
3,8 1,24 1,16 1,10 1,07 1,05 1,03 1,02
4,0 1,26 1,16 1.10 1,07 1,05 1,01 1,03
4,2 1,27 1Д7 1,П 1,07 1,05 1,04 1,03
4,4 1.28 1,17 1,11 1,07 1,05 1,04 1,03
4,6 1,29 1,18 1,12 1,08 1.06 1,05 1,01
4,8 1,30 1,19 1,12 1,08 1,06 1,05 1,01
5,0 1,31 1,19 1,13 1,09 1,06 1,05 1,04
5,2 1,32 1,19 1,13 1,09 1,06 1,05 1,01
5,4 1,33 1,20 1,11 1,10 1,07 1,05 1,01
5,6 1,34 1,21 1,14 1,10 1,07 1,05 1,04
5,8 1,35 1,22 1,14 1,10 1,07 1,05 1,05
6,0 1,36 1,22 1,15 1,10 1,07 1,05 1,05
прилегающей к левому берегу. Граница между пей и мелководной
зоной не остается постоянной. Площадь мелководья при Прочих рав-
ных условиях возрастает с увеличением степени волнения.
Измерения волн на глубокой воде производились на судоходных
трассах, плавучей 1МС-1 (район IV) и комсомольской островной
ГМС. Прибрежный участок освещен наблюдениями в восьми точ-
ках. Всего было записано 1207 волпограмм и сделано более 36 000
отсчетов ио полномерным вехам.
Наиболее сильное волнение здесь создают ветры с северной и
посточной составляющими. При скорости 10 м/с высота волн на
отдельных участках достигает 1,0—1,3 м, а при 20 м/с — 2,5—3,0 м.
В центральной части водоема волнение силой 3 балла составляет
12%, 4—5 баллов — 2%. Повторяемость значительного и сильного
волнения (высота ^0,75 м) колеблется по месяцам от 7 до 24%.
На основании инструментальных данных получена зависимость
высоты волпы (средней и 1%-ной обеспеченности) от основных
волпообразующих факторов: скорости ветра и длины разгона в без-
размерных величинах (рис. 2). В тех случаях, когда нужно восста-
новить все разнообразие высот воли, можно воспользоваться обоб-
щенной безразмерной кривой распределения (рис. 3). Она постро-
ена по 376 волнограммам, каждая из которых содержит от 130 до
1514 волн. Эти записи были сделаны при установившемся харак-
тере волнения. Кроме натурной кривой здесь приведены две теоре-
тические: Пирсона I типа и Релея. В целом кривая Пирсона I
тина лучше отражает фактическое распределение высот волн на
водохранилище. В отличие от кривой Релея, она имеет ограничен-
ный верхний предел.
В итоге, располагая надежными данными о ветре и батиметрии,
легко определить среднюю или 1%-пую высоту волны в любой
точке гл} боководпой зоны. Зная ее, можно по обобщенной кривой
распределения с достаточной степенью точности восстановить всю
длина разгона, м; v — скорость ветра, м/с).
гамму высот волн в системе предельно развитого волнения. Однако
этим приемом нельзя воспользоваться в местах резких поворотов
крутого приглубого берега, а также па участках, расположенных
в сложных орографических условиях: узкостях, районах, прилегаю-
щих к хорошо продуваемым оврагам и узким речным долинам;
в местах слияния разнонаправленных озеровпдных плесов; здесь
используются в основном натурные наблюдения.
В узкостях высота волн в первом приближении может быть
рассчитана с учетом углового распределения энергии по методу
Д. Д. Лаппо и Г. Ф. Красиожепа [3]. Проверка его для климовской
узкости по 56 случаям показала, что средняя ошибка составляет
13,5%. Большая часть интегральной кривой распределения ошибок
(от 32 до 98% обеспеченности) не выходит за пределы ±20%;
-остальные расчетные данные на 20—42% выше фактических ве-
личин.
Мелководная зона расположена вдоль левого берега водоема.
Сюда входят Черемша некий и Сусканский заливы, значительная
масть Верхпетстюшского, весь волжско-камский плес и чистополь-
ский участок переменного подпора. Глубина и площадь мелководья
значительно изменяются в связи с навигационной сработкой уровня
воды. Особенно ярко это проявляется на севере водохранилища:
Рис. 3. Интегральные
/ — по натурным данным
функции распределения высот воли в системе вол-
нения.
(Cv=0,456, Cs —0,967); 2 — кривая Пирсоне! I типа при тех же
Cv и 3 — кривая Релея.
глубина волжско-камского плеса уменьшается па 4 м, а площадь
сокращается до 40%.
Инструментальные измерения высот волн осуществлялись па
плавучей ГМС-2 (район VII), Тетюшском острове и судоходных
трассах, полуипструментальные — в четырех прибрежных пунктах.
На большей части мелководной зоны самое сильное волнение
бывает при ветрах западной половины горизонта, а в приплотип-
ном районе — при ветрах южных направлений. В этих случаях
волпы формируются па глубокой воде и только в конце пути глу-
бина оказывает влияние на их размеры. Волнение здесь может до-
сгигать 4—5 баллов, т. е. высоты Ь,25—2,5 м, а у с. Хрящевка —
3,0 м. На акватории заливов оно значительно слабее.
В волжско-камском плесе волнение создается па небольших
глубинах и только при подходе к северному и западному побе-
режьям на его пути встречается узкая полоса глубокой воды. Наи-
более сильное волнение бывает при ветрах восточной половины
Рис. 4. Изменение высот волн разной обеспеченности
^гл
в зависимости от параметра-^-.
горизонта, северном и южном направлениях. На судоходной трассе
у западного побережья волнение силой 3 балла составляет 12 % г
4—5 баллов — 2%. Повторяемость высот воли ^0,75 м колеблется
по месяцам от 10 до 25%. Максимальная высота равна 2,9 м.
На всех озеровидных плесах, где глубина уменьшается или уве-
личивается сравнительно равномерно, высоту волпы 1%-ной обес-
печенности можно рассчитывать по методу А. П. Браславского [1],
но при этом необходимо учесть экранирующее влияние подветрен-
ного берега. Проверка показала, что ошибка не превышает ±10—
17%. Это относится как к мелкой, так и к глубокой воде. Расисты
по Браславскому занижают высоту волны примерно на 25—30%,
когда имеет место резкое изменение относительно небольших глу-
бин па малых участках длины разгона и при сложном очертании
береговой линии.
Для определения высот волн на пологих песчаных отмелях с ук-
лоном 0,024—0,108 предлагаются зависимости, представленные на
рис. 4. Они построены по синхронным записям показании 3—
5 электрокоптактных вех, устанавливаемых в створе, перпенди-
кулярном изобатам глубин. Наблюдения проводились только при
волнении, распространяющемся по направлению этого створа.
Всего получено 156 волнограмм с максимальной высотой волны
1,5 м.
В качестве критерия, определяющего влияние дна, принято
отношение средней высоты волн данной системы волнения к глу-
бине водоема в точке наблюдения. Для каждой волнограммы под-
считывались отношения высот волн определенной обеспеченности
к их среднему значению. Связи, построенные между этими величи-
нами, дают возможность качественно и количественно оценить изме-
нение высот волн при увеличении пли уменьшении глубин. По ним
можно вычислить всю гамму высот волн в любой точке прибрежной
отмели, если известна высота волны какой-либо обеспеченности па
глубокой воде перед отмелью.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Браславский V И. Расчет ветровых волн.— «Тр. ГГИ», 1952,
вып. 35(89), с. 9-1—158.
2. Г л у х о в с к п 11 Б X. Исследование морского ветровою волнения Л,
Гидрометеоиздат, 1966. 281 с.
3. Л а и п о Д. Д., Кра си о ж ои Г. Ф. Обобщенные предложения во рас-
чету параметров ветровых волн и их воздействий па гидротехнические сооруже-
ния.— «Тр. коордннац совет, по гидротехнике», 19G9, вып. 50, с. 12—110.
4. Федулова Е. М. К методике исследования ветровою режима и волне-
ния па водохранилищах.— «Сб работ Гольягтипскои ГМО», 1973, № 10,
с. 80—101.
В. Г. Рыбка, Л. И. Супрунов, И. П. Тульнев
(ЦНИИС)
ТРАНСФОРМАЦИЯ ЭНЕРГИИ ВОЛН В ПРИБРЕЖНОЙ ЗОНЕ
(ПО ДАННЫМ НАТУРНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ)
Многие явления, наблюдающиеся в береговой зоне моря, опре-
деляются трансформацией механической энергии водных масс, ее
потерями па турбулентное трение в водной толще и при обрушении
волн. Эффективность и полнота изучения береговых процессов и
работы берегозащитных сооружений при воздействии па них воли
зависят от степени учета диссипации потока волновой энергии,
а также изменения коэффициента турбулентного обмена ио ши-
рине прибрежной зоны моря.
Энергия воли на единицу площади поверхности определяется
по классическому выражению1
(1)
где h — высота волны.
Если начало прямоугольной системы координат Oxyz располо-
жить па певозмущеппой поверхности моря в начале зоны обруше-
ния, ось Ох направить в сторону берега, а ось Оу — вдоль берега,
то из уравнения (1) энергетического баланса воли В. М. Макка-
веева следует, что2
-^ + ^(W£)+Q,=0, (2>
1 Формула (1), справедливая для воли бесконечно малой амплитуды на
глубокой воде, в данной работе применяется для волн конечной амплитуды
на конечной глубине. (Прим, ред.)
2 В формуле (2) нельзя пренебрегать притоком энергии от ветра. В против-
ном случае будет иметь место процесс затухания (а не трансформации) волн
не только из-за потерь энергии, но и вследствие отсутствия притока энергии
извне. Авторы отождествляют общие потери энергии волн в прибрежной зоне
с потерями только на турбулентное трение, которые преобладают на больших
глубинах. (Прим, ред.)
где U — групповая скорость воли; QT — потери энергии воли па
турбулентное трение.
При установившемся режиме потери волновой энергии в еди-
нице объема равны
d(UE) UxEx-U2E2
II дх II Дх
(3)
Здесь Дх и Н= —расстояние и средняя глубина между
соседними волнографами, а /Л и Hz— глубина у волнографов.
Так как в прибрежной зоне групповая скорость U равна фазо-
вой скорости с = ]/gH (см. работу [3]), то формулу (3) можно
записать в виде
7 т-
Ci£i — с2Е2
ЕГ&с
(О
Окончательное выражение для определения потерь энергии волн
на турбулентное трение имеет вид
1 7/1 - Е2 Г ,?//2
//Дх
(5)
Формулу средней скорости частиц воды одиночных волн [2, 3]
можно записать в виде
— h
exp i I —у
2л . 2л
(6)
Здесь t — время; vx— горизонтальная компонента средней ско-
рости; 1г и Н— средняя высота волны и средняя глубина между
соседними волнографами; Т—период и к— длина волны.
Так как при исследовании горизонтального турбулентного
обмена в прибрежной зове важную роль играет не зависимость
обмена от z в пределах глубины /7, а связанные с осредпепной
скоростью вдоль оси z характеристики горизонтального обмена, то
выражение скорости осредпенпого движения имеет вид
772 н
v dt dz.
6 6
(7)
Подставив выражение (6) в уравнение (7), получим для и
h 1 Г g Г. 2л
У exp[z — х
(8)
Основные соотношения нолуэмпирической теории турбулентно-
сти с использованием кармановской гипотезы подобия, согласно
работе [2], имеют вид
dx
du
dx
d и
dx2
du
(9)
(Ю)
(11)
где / — «путь перемешивания», но Прандглю; х— универсальная
турбулентная постоянная Кармана; vT— коэффициент горизонталь-
ного турбулентного обмена количеством движения.
Подставляя в выражения (9), (10) и (11) формулу (3), по-
лучаем
2л ’
__ ^hTfr .
г— 2л2
2р£г7.2//3
^г===“^77/2~ '
(12)
(13)
(14)
Выражения (5) и (14) являются исходными для решения по-
ставленной задачи.
В качестве исходного материала использованы записи ординат
взволнованной поверхности моря на волпомерном створе волпонс-
следовательской станции ЦНИИС.
Волномерпый створ расположен по нормали к линии берега
и оборудован четырьмя вехами, на которых укреплены струнные
датчики волнографов. Глубины в месте установки волнографов
равны 5; 4; 3 и 1,5 м. Расстояние между вехами В-5 и В-4 — 70 м,
В-4 и В-3 — 57 м, В-3 и В-1,5 — 42 м.
В приурезовой части шириной до 20 м дно покрыто галькой.
С увеличением глубины поверхность дна представлена выходами
коренных пород, местами покрытых тонким слоем песка и ила. *
Запись сигналов, поступающих от датчиков волнографов, произ-
водилась на потенциометрах КСП-4. С полученных записей снима-
лись ординаты волновых колебаний. Дальнейший расчет произво-
дился на ЭВМ «Наири-2» в следующем порядке:
1. Определялась энергия волн, численно равная дисперсии орди-
нат во времени в каждой точке измерения
cos сот rfoj
(15)
где — энергетический спектр.
2. По формуле (5) вычислялись потери энергии волнения па
турбулентное трение в единицу объема за единицу времени между
соседними точками измерения.
3. Из сравнения формул (5) и (11) определялись значения х.
4. Используя значение х в формуле (13), вычислялась величина
коэффициента горизонтального турбулентного обмена количеством
движения vT и ее изменение по ширине прибрежной зоны.
Для проверки возможности определения потерь волновой энер-
гии иа турбулентное трение qr и изменений величины коэффици-
ента турбулентного обмена vT с уменьшением глубины в прибреж-
ной зоне по приведенной выше схеме расчета была произведена
обработка и расчет по схеме на ЭВМ «Наирп-2» волнограмм
шторма 12/1 1973 г.
11сходныс характеристики вол пения, вводимые в расчетные
уравнения (5), (13) и (14), даны в табл. 1.
Результаты расчета представлены в табл. 2 и иа рис. 1.
Таблица 1
Исходные характеристики волнения при шторме 12 I 1973 г.
Помер точек измерения волн Глубина в точке измерения ноли, м (//) Расстояние между точками измерения воли, м (/) Средняя высота воли в точке, м (л) Величина (0) Период волн, с (т)
1 5,0 7П 1,70 47 8,0
2 4,0 / и 1,50 43 8,0
3 3,0 О/ ЛО 1,25 35 8,0
4 1,5 1,10 25 8,0
П ри меч а пне. Период воли принимался постоянным во всех точках изме-
рения.
Таблица 2
Изменение потерь энергии волн и величины коэффициента турбулентного
обмена vT с уменьшением глубины
Глубины в точках измерения волн, м ?т кг-дм/дм3 «с 9Т кг« дм/дм3-с VT дм2/с г V Т ДМ2/С
/Л Hi
5,0 4,0 0,02 0,03 9.5 15,2
4,0 3,0 0,04 0,04 26,4 29,2
3,0 1,5 0,10 0,06 91,9 58,6
Результаты измерений и расчетов, приведенные в табл. 2, по-
казали, что значения и vT с уменьшением глубины увеличива-
ются. Максимальные их величины наблюдаются на участке отмели
между глубинами Зи 1,5 м. Это свидетельствует о том, что для
средних по высоте (1,1—1,7 м) воли за рассматриваемый шторм
данный участок отмели является зоной их последнего обрушения.
В табл. 2 приводятся величины потерь энергии q' и коэффици-
ента v', вычисленные по энергиям, рассчитанным согласно фор-
17=3,вм )
Л =3,8 м
0,3
0,1 ~ 11=1,7 м
п=3,6м
11=3,4м
Ь=2,2м
Нм
Ъ-2,7м
17=2,6м
17=2,10 м
11=2,05м
Л=2,15 м
Рис. 1. Изменение потерь энергии волн на турбулентное
трепне 7т с уменьшенном глубины.
муле (1). Эти данные показывают, чю характер изменения их
идентичен с рассматриваемым выше для и vT, по абсолютные
значения 7' и v' па участке между глубинами Зи 1,5 м несколько
меньше по своим величинам. Причиной этого, вероятно, является
то, что при расчете величины энергии методом дисперсии ординат
взволнованной поверхности во времени (/?г(0)) более полно учиты-
ваются все колебательные движения водной толщи и их энерге-
тический потенциал, чем при расчете энергии согласно формуле
(1) по абсолютным значениям высот волн, снятых с волнограмм,
как превышение гребня над ложбиной.
При записи шторма прослеживалось прохождение наиболее
крупными волнами поочередно всех датчиков волнографов, начи-
ная с мористого. Вероятность превышения этих волн составляет
5—10%. Такой способ записи дал возможность проследить измене-
ние как высоты, так и энергии отдельных волн и их потери с умень-
шением глубины. Для них были определены относительные потери
высоты волн в процентах от предыдущей на единицу длины пути
волны и потери потока энергии волн на турбулентное трение дт,
вычисленные по формулам (1) и (5). Кроме того, для каждой
отдельно взятой волны была рассчитана полная энергия ее по
формуле
(16)
где h — высота волн, м; — длина волны. Для прибрежной
мелководной зоны с = ]/gH. То1да формула (16) примет вид
(17)
Рассчитав Е по формуле (17), можно получить потери полной
энергии отдельной волны в точках измерений как в процентах от
предыдущей, так и па единицу длины пути волны при движении
ее к берегу.
Все данные по изменению высот и энергий отдельных волн при-
ведены в табл. 3 и па рис. 1 и 2.
Анализ изменения величии потерь потока волновой энергии па
турбулентное трепне в единице обьема за единицу времени с/т,
представленных в графе 8 табл. 3, показал, чго максимальные их
значения наблюдаются: для волн высотой до 3,0 м — па участке
между глубинами 3,0 и 1,5 м; для воли высотой 3,0—3,5 м — па
участке между глубинами 4,0 и 3,0 м; для воли высотой 3,5—
4,0 м — па участке между глубинами 5,0 п 4,0 м. При этом отме-
чается, что чем больше начальная высота волны, тем больше по-
тери ее энергии. Так, если при начальной высоте воли 3,5—4,0 м
значения qT составляют от 0,17—0,31 кг-дм/дм3-с на участке
отмели между глубинами 5,0 и 4,0 м до 0,13—0,19 кг-дм/дм3-с на
участке отмели между глубинами 3,0 и 1,5 м, то при начальной
высоте волн до 2,5 м на указанных участках отмели величины
равны соответственно 0,02—0,04 и 0,10—0,17 кг-дм/дм3 «с.
Изменение величины полной энергии Е отдельной волны, рас-
считанное по формуле (17) и представленное в графах 9 и 10
табл. 3, показало, что закономерность распределения потерь ее по
участкам между точками измерения соответствует изложенному
выше в отношении значений ^т.
Максимальное количество энергии на всем исследуемом
участке отмели (от 5 до 1,5 м глубины) теряют волны высотой
более 3,0 м — от 87 до 95% (в среднем 92%); волны высотой до
3,0 м теряют энергии меньше — от 83 до 92% (в среднем 89%).
с
5Г
3
с
»х« >>= °
to «
О —'
СЗ ф X С tyl'i CD LQ LO ОЗ О О cd О CD CD 05 О Ю CD
•Хг ИИ 5 — <i |<q 1 1 4-J о ▼—< 05 CD b- О OO <D CO xf 05 CN Tf* b- GO 05 CO
СХ Л <d х 3 х X О О ’—< 1—• О ’—< ОО’—’ О О 1— ОО’—’
ф ° re e- i—
Е-S' S 4 6
m 03
о
0 h—
о
х 5? rt u
ПО.’ инь Ф CX c> СХ ф о EX — —1
— <Х (П 4 CO Г^^-СО тг CD b- Ь ОО ОО ОО ю О N
СХ ф f- c ,, 1 Q >S 03 О 1 - CDCOt^ Tf CD CM СЧ OO i—’ СЧ (> LQ LQ О
О S ф <з кц
Р**4 —f •
О НД о X
1—» I-Q U- со и 4
X ф CO
О ф а о ННЫ И (
х н ё
(.j
U. о О- е- S S Г-' СО 05 ОООСО СО СО b- O-l СО CD > <0 CD t"-
о >, я re J- co СЧ О СОО’—’ ОО’—’ ОО’—' СМ’—
Е vO S ч °- «ЧПП № ж ач > »ч » ж.
<т> q_ co >> ООО 000 000 000 000
14- К*' ф p.
сх н x о
JD СЗ X •&
CD
о ex о
с H E
>,= s
X
3 X c 1^- СЧ CD CD Ш ОО -f -Ь1 СЧ O'-fCD СО’—’CM
X X „ и 1-52 t". CD ’—’ ОО cd CO N CM ’—’ 05 Tf Ю Ю
о СЗ H Л ф я 3 ООО 000 ОО’— ООО 000
_< re e x
л X Г' о
о 03
И ВЫ( S 3 о Ф ° e>
сс ф np ВЫС • 10 to СО 05 cd CD CM — О СС S -too— О 05 CM
о Е S« Ф <1 1 -t co -t CM CO — ’t — xf CO CM CM
^5
05
СЧ
03 144
xf re 1-0 IQ 1O <O О О 1-0 0 0 Ю О О ООО
о £ Ю — 05 СМ О CD — СО 1"- 05 СО l '-О ОС О О
S cs о re СМ г— 1— СМ — — *— — О — 1— 1— СМ см —
а? ш E
Г? »**>
Q
«
cd
О r.
ф *52
XI о to Ю О Ю О <0 10 0 1-0 »О О ООО
^r* СО — 05 СО О CD О СС I'- — ОО Г- О ОО О
g О Я re СО СМ — со см — см — — см см — см см
“ £
CM
<D
= « co LO LO LO LO LO
s S -t СО — СО — Tt СО — -t СО — ОО —
S M >>
ге
33
X
ю >> CD £
CO
£__|
O'] to’t СО IO’t1 СО LO со LO -t СО Ю t co
X C>
re
М ЗГ
>>
№ п/п V—4 — см co to
x'h-- 6 6Q cu s CXQ- Cj о X -© °’ о >x c на единицу длины пути ЛЕ 1Л, ВОЛНЫ -т— • 10- Еу 1 о ▼“* CD НО О) ОО СЧ О) ОС С LO 'Ф 04 СО 04 Ь- О —< N СО С -ф ОО CD ф QO НО СО С cD CD НО ф — CD ОО — ОО — ОО»— О—— ОО»— О ——
Потери полно вычисленные в % от преды- дущей энергии волн 7^ ’102 Сэ Ст^С ф CD — ф — ИО НО НО — со ОО Г- — СО О Ф НО Ф СО Ф О» со НО CD ф Г- О- ф ф о СО О Г-
Потери энергии волн на турбулентное трепне, вычисленные по формулам (5) и (1) 7Т СО b- CD Ф СО Ь Г- О ф ф — — О CC'N Ф СО О — — — ОО— о — — — СЧ — ОО— ОО- ООО ООО 000 000 000 000
3 ЕС О CQ 3 о 3 оа X сх си О Е в % от преды- на единицу дущей высоты длины пути ДЛ 1Л9 — • 102 волны — • 102 /21 fll 1 - — — О О ОС N —со — ОО о сч 04 о о ь- СО НО СЧ 04 СО — Ol “О CD СО О- О СЧ СО НО Ol СО CD ООО ОО— ООО 000 000 000 О) о 04 ф ОЧ О НО CD О СЧ LO оо О СО 04 ф С1 О) СЧ СЧ — —СЧ-F — Ol 04 СЧ гГ СО (01 — 04 — 04 СО
S к о со в конце 5 частка й2 ю ООЮ Ю LQ LO ООО LO но о сюю ю »о ю ССО О 04 СО СО О- СЧ CDt^O OlOO’f ОО О1Г 04 04— 04-0 сч — — 04 — 0 СЧ — — — — О
я с CJ 3 m в начале участка /г. -т ООО О Ю >О ООО О Ю «О ОСЮ О Ю 40 CD ОО О CD 04 Г- Ю СО Г- -t С0 ОО 04 00 — 00 СЧ СО СЧ 04 04 04 — СЧ СЧ — СО 04 - 04 04 — 04 — —
S СЗ X в конце участка Н2 СО Ю to LO НО ю ю СО — СО — со — ’ФСО— 'ФСО— 'ФСО —
ю ГФ № п/п в начале участка /Л о> т—< но »ф со ио-Ф СО но'Ф со НО-ф СО но'ф со но-ф СО Л CD b- 00 О О —
Подобное явление происходит и с высотой волны на исследуемом
участке: волны высотой более 3,0 м при движении к берег} с глуби-
ны 5,0 м до глубины 1,5 м теряют от 51 до 76% (в среднем 66%)
своей первоначальной высоты; волны высотой до 3,0 м — от 48 до
64% (в среднем 53%). Анализ потерь высоты волны между сосед-
Рис. 2. Изменение потерь полной энергии отдельных волн
на единицу длины пути
ЛЕ 1ПО\
. 10- с уменьшением глу-
E]Z /
бины.
ними точками ее измерений показал, что максимальные величины
потерь высоты для волн высотой до 3,0 м отмечаются па участке
отмели между глубинами 1,5—3,0 м; для волн высотой 3,0—3,5 м —
между глубинами 3,0—4,0 м; для волн высотой 3,5—4,0 м — на
участке отмели между глубинами 4,0—5,0 м. Соотношение между
средней глубиной и средней высотой равно 1,0; 1,1 и 1,2 соответст-
венно для первого, второго и третьего участков (в сторону моря),
т. е. для волн указанных параметров эти участки являются зонами
обрушения. Об этом же свидетельствует приведенный выше харак-
тер распределения максимальных потерь энергии на указанных
участках.
Изменение потерь полной энергии отдельной волны ( ——-• 102)
jL 1 • /
па единицу длины пути волны характеризует интенсивность этого
процесса. Из табл. 3 и рис. 2 видно, что практически для всех волн
величина этих потерь возрастала от участка к участку, при этом
максимум отмечался па участке отмели между глубинами 3,0 и
1,5 м и отличался в несколько раз но сравнению с участком между
глубинами 5,0 и 1,0 м. Если па всем исследуемом участке отмели,
т. е. между глубинами 5,0 и 1,5 м, величина потерь полной энергии
отдельной волны па единицу длины пути
составляла от
0,50 до 0,56, то па участке между глубинами 3,0 и 1,5 м эта вели-
чина равна от 1,36 до 1,79.
Приведенный анализ изменения потерь потока энергии на тур-
булентное трепне 7т и полной энергии /: отдельных волн дает воз-
можность сделать следующее заключение.
1. Наличие измерений параметров воли в нескольких точках по
ширине прибрежной зоны позволяет с достаточной степенью точно-
сти определить потерн волновой энергии иа турбулентное трение
в единице объема за единицу времени и потери полной энергии как
средних, так и отдельных волн, а также изменение коэффициента
турбулептиого трения при движении волпы к берегу. Определение
величины коэффициента турбулентного обмена будет еще более
точным и надежным при наличии натурных измерений волновых
скоростей и их пульсаций в нескольких точках как ио глубине, так
и ио ширине прибрежной отмели. Такне измерения технически воз-
можны и подобные работы ведутся па волпоисследова гельскоп
станции.
2. Потери высоты и энергии крупных волн (5—10% вероятности
превышения в системе) больше, чем средних и малых. При этом мак-
симум этих потерь для крупных волн располагается па больших
глубинах, т. е. дальше от уреза воды. Поэтому крупные волны под-
ходят к урезу, подножью берегового склона или к береговому
сооружению с относительно меньшим запасом энергии, чем малые
и средние по высоте волны.
3. На участке прибрежной отмели между глубинами 3,0 и 1,5 м
происходят максимальные потери энергии и высоты волны как по
абсолютной величине, так и па единицу длины пути волны. Это
указывает, что данный участок отмели является зоной последнего
обрушения большей части спектра волн.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Башкиров Г. С. Динамика прибрежной зоны моря. М., «Морской
транспорт», 1961. 219 с.
2. К и т а й г о р о д с к и и С. А К теории турбулентного перемещения в море
в связи с расчетом толщины верхнего изотермического слоя.— В кн.: Проблемы
динамической океанологии. Т. 2. М., Изд. АП СССР, 1961, с. 3—36.
3. Кочин II. Е., Кибель II. А., Розе II. В. Теоретическая гидромеха-
ника. Т. 1. М., ОГПЗ, 1962 583 с.
где F — вероятность превышения величины — (х— исследуемая
х
величина, х — ее среднее значение); у, z— параметры распреде-
ления.
При этом принимается, что распределение высот и длин волн
подчиняется закону Релея
(2)
Л1. И. Кривошей, Р. Б. Тарасова, А. В. Григорьева
(ГГИ, Ленинград)
ИССЛЕДОВАНИЕ ВЕТРОВОГО ВОЛНЕНИЯ
НА ВОДОХРАНИЛИЩАХ КАК СТАЦИОНАРНОГО
ВЕРОЯТНОСТНОГО ПРОЦЕССА
Несмотря на то что -вопросам исследования ветрового волнения
на водохранилищах посвящено много работ, до сих пор не суще-
ствует стройной системы взглядов на закономерности формирова-
ния и развития ветрового вол пения в условиях сложного очертания
береговой линии, ограниченных глубин и разгонов. Мало внимания
уделялось исследованию спектральной структуры волнения, позво-
ляющей глубже разобраться в закономерностях формирования вол-
новых полей в сложных условиях волнообразования. Между гем
спектральному направлению, несомненно, принадлежит будущее.
Медленные темпы освоения спектральных методов анализа, обус-
ловленные их сложностью п трудоемкостью, пн в коей мере не
свидетельствуют о нецелесообразности их внедрения в анализ и
прогноз волновых нолей.
В настоящей работе рассматриваю гея функции распределения
высот волн и результаты анализа частотных функций спектральной
плотности и двумерного энергетического спектра для условий глу-
бокой воды. Двумерный энергетический спектр построен только ио
одной записи квазистациопарпого ветрового волнения на Кайрак-
кумском водохранилище. Расчет спектров производился по алго-
ритмам и программам [3].
Функция распределения высот волн на глубокой воде. В лите-
ратуре по исследованию ветровых волн в морских условиях при-
нято считать, что функция распределения элементов нерегулярных
воли описывается законом Вейбулла
(1)
Закон Релея можно получить, рассматривая распределение оги-
бающей колебаний, подчиняющихся нормальному закону. Однако
нормальный закон плохо описывает распределение волновых орди-
нат па водохранилищах. Кривые распределения ординат обладают
значительной асимметрией, поэтому для аналитической аппрокси-
мации распределения высот воли недостаточно знания только пер-
вого начального момента, что предусматривается законом Релея.
До сих нор в литературе по волнению па водохранилищах счи-
талось установленным, что распределение высот воли па глубокой
воде хорошо описывается кривой Пирсона 1 тина. Эгг1 кривая
ограничена сверху, а при некоторых значениях параметров распре-
деления— и снизу. Наличие верхнего предела для высот воли фи-
зически вполне закономерно. Однако при наличии верхнего предела
кривая распределения максимальных волн должна отражать их пе-
зпачптелыюе разнообразие, что пс подтверждав гея натурными дан-
ными.
При анализе закона распределения высот волн памп использо-
валось пс обычное сравнение эмпирических кривых обеспеченностей
с теоретическими, а иной прием, заключающийся в расчете кривых
распределения различных членов вариационного ряда. Принятая
методика заключается в следующем.
Имеется вариационный ряд Xi, х2, ..xilt1 ..., xn(xi<x/hi)
с функцией распределения I (х), под которой будем понимать ве-
роятность превышения F (х) = Р (х>х). Тогда асимптотическим за-
коном распределения центральных ш-пых значений вариационного
ряда будет нормальное распределение [1]
ф(хш)=ехр
(3)
где /(х)—плотность распределения исходного ряда; хт является
решением уравнения
(4)
Дисперсия /п-ного значения, как это следует из уравнения (3),
определяется выражением
2 _ F(Xm) [1 — ^(х^)]
n/2(Xm)
(5)
Формула (5) справедлива для симметричных и слабо симмет-
ричных распределений в интервале 0,15^F (х) ^0,85. Закон рас-
пределения порядковых статистик вне этого интервала отличен
о г нормального.
Рассмотрим распределения крайних членов вариационного ряда.
Точный закон распределения первого, максимального по своей ве-
личине, члена вариационного ряда имеет вид
Ф(х1)=1-[1-^(л)Г (6)
Закон распределения последнею, минимального по своей ве-
личине, члена вариационного ряда определяется функцией следую-
щего вида
Ф(х/г)=^(х). (7)
Таким образом, точные законы распределения экстремальных
и центральных членов вариационного ряда определяются пе только
законом распределения исходного ряда F(x), по и объемом вы-
борки и.
Строго говоря, точное распределение эксiремальпых величии
выведено только для .независимых наблюдении. Однако Ватсон |1]
показал, что если величины пе ограничены, то распределение наи-
большего значения будет таким же, как и при независимых наблю-
дениях. Гсрляпд [1] доказал, что распределение экстремумов
в положительно коррелированной выборке, в<ятоп пз гамма-рас-
пределения, не завися 1 от внутрпрядпой корреляции. По кривым
распределения членов вариационного ряда можно определить гра-
ницы доверительных интервалов различной доверительной вероят-
ности для эмпирических кривых обеспеченности, построенных по
выборкам ограниченного объема, взятым из того или иного теоре-
тического распределения. Сами же кривые распределения экстре-
мальных величин позволяют отчетливо судить о степени соответ-
ствия различных законов эмпирическим данным. Поясним эго на
примере. Па рис. 1 приведены теоретические и эмпирические кри-
вые распределения первого члена вариационного ряда в выборке
объемом п= 100, состоящей из безразмерных высот волн. Таким
образом, эти кривые являются кривыми распределения безразмер-
ной высоты волны 1%-пой обеспеченности. Теоретические кривые
Релея, Пирсона 1 и 111 типов рассчитаны при коэффициенте вариа-
ции Сv = 0,45 и коэффициенте асимметрии С« = 0,967. Эмпирическая
кривая построена по данным, полученным Е. М. Федуловой [4] на
Куйбышевском водохранилище. При построении этой кривой
использовано 388 записей установившегося ветрового волнения.
Анализ свидетельствует о том, что эмпирическая кривая ближе
всего расположена к теоретической кривой Пирсона III типа.
К аналогичному выводу можно прийти, анализируя материалы на-
блюдений на Цимлянском водохранилище.
Такой анализ соответствия эмпирических кривых теоретическим
законам необходимо провести и для других водохранилищ, после
чего можно будет сделать окончательный вывод о применимости
того или иного теоретического закона к натурным данным. Пока
предварительно можно констатировать, что нет основании рекомен-
довать закон Релея для условий водохранилищ. Распределение вы-
сот волн па глубокой воде должно описываться трехпараметриче-
ским законом распределения. При этом параметры распределения
(Сг и С,) для каждого водохранилища могут быть различными.
В настоящее время есть основания предполагать, что коэффициент
вариации высот волн устойчив и равен примерно 0,4. Коэффициент
асимметрии является переменным. Так, для 5становившегося вол-
Рис. 1. Безразмерные эмпирическая (/) и теоретические
(2, 3, 4) кривые распределения высот волн 1 %-пой обеспечен-
ности.
2 — закон Пирсона III типа; 3 — закон Пирсона I типа, 4 — закон Релся.
пения па Куйбышевском водохранилище он равен 0,97, а па Кай-
раккумском — 0,4.
При большом объеме выборки (/г—>оо) для описания распре-
деления крайних членов вариационного ряда применяются пре-
дельные законы. Для распределения максимальных высот волн
нами использован третий предельный закон, полученный при ши-
роких предположениях относительно исходного распределения [2]:
1(b — лг)а
е ’ прих<*
1 при х > Ь,
(8)
где b — верхняя граница кривой; v, а — параметры. Для вычисле-
ния параметров распределения v и а использовал метод выбороч-
ных моментов. В результате получены формулы для определения
v и а через начальный и центральные моменты распределения.
Сравнение теоретической предельной кривой с опытными данными
свидетельствует о их хорошей согласованности.
Спектральный анализ записей ветрового волнения. Спектраль-
ный анализ записей ветрового волнения производился по мате-
риалам наблюдений на Куйбышевском и Кайраккумском водохра-
нилищах. Всего было рассчитано 35 частотных спектров и одни
двумерный спектр. Продолжительность записей ветрового волнения
была равна 10—20 мин, средний период воли составлял 2—3 с.
Наиболее полные исследования частотных спектров в условиях
ограниченных разгонов были проведены Л. В. Смирновой по мате-
риалам наблюдений в Финском заливе и Ладожском озере. Ею по-
лучены зависимости, связывающие безразмерную частоту макси-
мума спектра, безразмерную спектральную плотность иа частоте
максимума и значения параметра А в формуле Филлипса с безраз-
мерным разгоном. При анализе этих зависимостей по материалам
наблюдений па Куйбышевском и Кайраккумском водохранилищах
получены следующие основные выводы.
Вторичный максимум прослеживается не па всех спектрах. Наи-
более отчетливо он отмечается на спектрах при значительной ско-
рости ветра. По мере уменьшения скорости ветра (при фиксиро-
ванном разгоне) вторичный максимум становился менее отчетли-
вым и пропадал. Отношение частоты вторичного максимума <ор
к частоте основного максимума спектра ©о подчиняется зависимо-
сти Смирновой и в среднем равно 1,34.
Среднее отношение средней высоты волпы к среднеквадрати-
ческому отклонению равно 2,38, г. е. совпадает со значением, полу-
ченным Смирновой. Подтверждается также зависимость
Среднее отношение частоты максимума спектра со0 к средней
частоте равно 0,82. Таким образом, отношение периода волн,
соответствующего максимуму
ставляет 1,22.
спектра то, к среднему периоду г со-
В эмпирическом графике зависимости
точки,
относящиеся к Куйбышевскому и Кайраккумскому водохранилищам,
легли ниже кривой зависимости, построенной Смирновой. Ниже ре-
комендуемых ею кривых легли наши опытные точки и на графиках
зависимости
(С0о)
спектральная
плотность, соответствующая максимуму
спектра. В зависимости
S((o0)g3
V5
азмерный коэффи-
= f(^ безр
циент, соответствующий нашим опытным данным, примерно
в 2,5 раза меньше соответствующего коэффициента в формуле
Смирновой. Кроме того, прослеживается прямая, а не обратная
зависимость
от безразмерного разгона.
Значение коэффициента А в формуле Филлипса для равновес-
ного участка спектра изменяется от 3•10“3 при
^-=10 000 до
l/z
6,5*10~3 при величине безразмерного разгона порядка 500. При
этом, так же как у Смирновой, получена обратная зависимость
коэффициента А от вели-
чины безразмерного раз-
гона.
Проведенный анализ
базируется на сравни-
тельно небольшом коли-
честве спектров и, безус-
ловно, будет уточняться.
Поэтому наши выводы
следует расценивать как
предварительные.
Эмпирические аппрок-
сим ации, предложенные
различными авторами для
основного участка спек-
тра, неудовлетворительно
согласуются с эмпиричес-
кими спектрами.
Разработаны алгорит-
мы и программа для рас-
чета нестационарных фун-
кций спектральной плот-
ности, позволяющие про-
следит!. развитие ветрово-
1ч
Серия 55 V=16м/с
Серия 54 VjZO м/с
Серия 53 №0 м/с
! Сери^ 52_ V-2Q м/с.
3 4 си рад/с
Рис. 2. Нестационарные функции спектраль-
ной плотности S(co) см2/с. Шторм на Куй-
бышевском водохранилище 18/VIII 1963 г.
Серия 56 V=16 м/с
го волнения вс» времени.
Н ее т а ц: 1 о и а р f ы е спектр ы
являются одним из эта-
нов построения числен-
ного прогноза развития и затухания ветрового волнения, базирую-
щегося па уравнении баланса энергии в спектральной форме. Пред-
ставленные на рис. 2 изолинии спектральной плотности построены
по ряду стационарных спектров, относящихся к различным момен-
там времени. На рис. 2 отчетливо прослеживаются вторичные мак-
симумы. При снижении скорости ветра с 20 до 16 м/с максимум
спектральной плотности несколько смещается в область более вы-
соких частот, а вторичные максимумы исчезают.
Двумерный энергетический спектр ветрового волнения был рас-
считан по алгоритму и программе, составленным Ю. А. Трапезни-
ковым (ЛО ГОИН). При расчете были использованы записи ква-
зиустановившегося волнения на Кайраккумском водохранилище.
Регистрация волн производилась электрокоптактными вехами, рас-
положенными в вершинах равностороннего треугольника с длиной
сторон 5 м. Глубина в месте измерения была равна 11 м, скорость
ветра 13,4 м/с, разгон 7500 м.
Рис. 3 Зависимости
5(0)
отношения “су.тт-
)о
а — (0=1,5—1,82 рад/с,
безразмерного
о г угла О
1 — эмпирические
точки, 2 — кривая cos4 О; б — (0=1,81 —
1,86 рад/с, 3—кривая cos3 О; в — и) =
= 1,9 рад/с; 4 — кривая cos2 О
Расчет двумерного спектра производился для диапазона частот
1,5—2,1 рад/с. Максимум спектральной плотности приходился па
частоту 0)0=1,87 рад/с.
На рис. 3 приведена зависимость безразмерного отношения
S(O)
S(0)o ’
где S(0)o — максимальное значение угловой спектраль-
ной функции от угла 0, отсчитываемого в обе стороны от на-
правления ветра. Положительные значения 0 расположены справа
по часовой стрелке от направления ветра. Как видно из рис. За,
для спектральных составляющих, имеющих частоты ниже частоты
максимума (<•) = 1,5—1,82 рад/с), угловое распределение энергии
хорошо аппроксимируется кривой cos4©. Угловое распределение
энергии для спектральных составляющих с частотами со= 1,82-=-
-4-1,84 рад/с аппроксимируется законом cos3© (рис. 3 6). Кривая
cos2© удовлетворительно описывает угловое распределение энергии
в области максимума спектра (со= 1,9 рад/с) (рис. Зе). Максимумы
угловых спектров сдвинуты в сторону положительных значений 0
и величина сдвига возрастает с увеличением частоты. В области
максимума спектра сдвиг равен A0 = arccos — = 24°, где c(k) —
скорость распространения составляющей.
Надо отметить, что данные измерений волн элекг рокоптакт-
нымп вехами очень затрудняют расчет двумерного спектра вслед-
ствие непостоянства высоты ступенек па осциллограмме. Для полу-
чения достоверных оценок спектра необходимо использовать
струнные волнографы, расстояние между которыми должно быть
значительно меньше 5 м.
СПИСОК ЛИТЕР СТУРЫ
1 ГумбельЭ. Статистика экстремальных значений. М., «Мир», 1965.
450 с.
2 . Кривошей М И, Кудряшова Р Ь. Статистический и спектральный
анализы ветрового волнения на Кайраккумском водохранилище.— «'Ip. 1 ГИ»,
1973, вып. 203, с. 200—223
3 . Р о ж к о в В. А., Трапез и и к о в 10. А. Методические рекомендации,
алгоритмы и программы расчета вероятностных характеристик ветровою волне-
ния на ЭЦВМ. Обнинск. Изд. Гидрометцентра, 1969. 397 с.
4 Федулова Е. М. Результаты исследования ветрового волнения Куйбы-
шевскою водохранилища.— «Сб. работ Комсомольской 1 МО», 1965, вып. 5,
с. 70—88.
А. И. К аду кин
(ВВП АП СССР, Москва)
ЭНЕРГЕТИЧЕСКИЙ СПЕКТР ПОЛЯ ВЕТРОВЫХ ВОЛН
Для практических расчетов при проектировании гидротехниче-
ских сооружений в большинстве случаев необходимо знать как
средине характеристики ветровых волн, так и распределение энер-
гии волн но частотам или длинам волн (энергетический спектр).
Энергетический спектр поля ветровых волн в зависимости от
волпообразующих факторов получен |1] в виде
10"‘(о5 схр
U,61 \ }
/
(I)
где го — частота волн; g— ускорение свободного падения; и — ско-
рость ветра, отнесенная к высоте 10 м над уровнем водоема; q —
безразмерная высота воли, представляющая отношение высоты
волны в рассматриваемой точке к высоте для предельно развитого
волнения (находится в пределах от 1 до нуля).
Безразмерная высота волны может быть определена для слу-
чая глубокого водоема из уравнения В. В. Шулейкина [2]
где т — безразмерное время; g— безразмерное расстояние от на-
ветренного берега.
С искомой высотой волны А, временем действия t и разгоном х
безразмерные величины связаны соотношениями
dx =0,89б//!-^-(-£-)'2 r’Xd>
Л=0,1; г=4-; ^=-4-
Z ZK
Если ввести обозначения
и<\1г 1.98 • 103Л2(о>)
х~“'Тшг; У—
то соотношение (1) в безразмерном виде примет вид
(^'-1)х5у=1. (3)
Соотношение (3) табличное (см., например, [3]).
Функция Л2((о) имеет максимум при частоте wniax, который мо-
жно установить, исходя из условия
cM2j>o)
ды
= 0.
(4)
Производя вычисления, получаем
G '^^тах q । г)
9г о- ’
Равенство (5) выражает закон смещения энергетического спек-
тра в область малых значений частот при увеличении скорости
ветра, что подтверждается экспериментальными данными.
Из соотношения (5) и из формулы, определяющей
ОО "17г
f Л2 (<>)</<»
[ /2 (<•>) <u2 d<.>
- 'О
(6)
можно получить отношение периода, соответствующего спектраль-
ному максимуму, к среднему периоду волн, которое равно
Т max
1,25.
(7)
Соотношение (7) остается справедливым для различных стадий
волнения, что установлено экспериментально.
В волновых числах k=—j— с учетом глубины водоема, а также
затухания спектральных составляющих по глубине г, энергетиче-
ский спектр поля ветровых воли принимает вид
A2 (k)=
/ kH \
249^„+___)
&(thkHy 105 [exp
Chk (Н —
chkH
g
i\thkH J
(8)
1
Безразмерную высоту воли т) для мелководного водоема можно
вычислить из уравнения (2)
Ё1_—1 У,2 дЧ
dz ~ 4 •
(9)
Соотношение (8) было использовано для расчетов трансферта-
ции ветровых воли на мелководье. Сравнение вычисленных высот
волн с экспериментальными показало их хорошую сходимость.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1 К а д у к и it А. II. Энергетический спектр волн.— В кп.: Тр. координац.
совещ по гидротехнике, 1970, вып. 01, с. 65--67
2 . Шулейкин В. В Физика моря М., «Паука», 1971. 990 с.
3 . Янке В., Эм де Ф., Леш Ф. Специальные функции М. «Наука».
1968,300 с. ’ У
4 К а д у к и н А. И., Кра с по ж о и I. Ф f Суханова II. Г. Трансформа-
ции ветровых воли на мелководье.— В кн.: Динамика и термина речных потоков
М., «Паука», 1973, с. 184—192.
В. И. Жадан, В. И. Доманов
(Ии-т гидромеханики АН УССР, Киев)
КАСАТЕЛЬНЫЕ НАПРЯЖЕНИЯ
НА ПОВЕРХНОСТИ ВОДОЕМОВ
Касательные напряжения, возникающие па поверхности водо-
емов под действием ветра, вызывают развитие дрейфовых или вет-
ровых течении, ветровых нагонов и вносят свой вклад в образование
ветровых волн. В связи с возрастающим значением использования
водоемов для народнохозяйственных целен (в качестве водоемов-
охладителей ТЭС, для сброса промышленных сточных вод, для
водоснабжения и г. и.) определение ветровых течений и касатель-
ных напряжений приобретает важное практическое значение. Не-
посредственное измерение касательных напряжений сопряжено
с большими трудностями, поэтому величину их получают иа осно-
вании анализа косвенных данных. Касательные па пряжения опре-
деляют путем измерения градиента скорости, по наклону водной
поверхности под действием ветра, а также па основании измерений
турбулентных пульсации горизонтальных и вертикал иных состав-
ляющих скорости ветра. Последний способ является более падеж-
ным по сравнению с вышеуказанными, хотя и довольно трудоем-
ким. Определение касательных напряжений осложняется еще и
тем, чгооии неравномерно распределяются ио поверхности водоема.
Обычно изменение величины касательных напряжений связывают
с изменением скорости ветра. Однако иа их величину влияет еще
ряд других факторов, которые необходимо учитывать при расчете.
В Институте гидромеханики АН УССР выполнены многочислен-
ные исследования турбулентной структуры воздушного потока
в пристенной и приводной областях методом фотосъемки визуали-
зированного течения в натурных условиях [1], в аэрогидравличес-
ком лотке и аэродинамической трубе [7]. В результате статисти-
ческой обработки фотограмм [3] были получены кинематические
характеристики воздушного потока, такие, как продольные и вер-
тикальные составляющие скорости и и v, среднеквадратические
значения продольных и вертикальных пульсаций ] (/У)2и
моменты корреляции между ними и и , динамическая скорость ил &
и связанные с ней касательные напряжения на водной поверхно-
сти То.
Проведенные исследования подтвердили, что на величину ка-
сательных напряжений кроме скорости ветра влияют шерохова-
тость подстилающей поверхности окружающей водоем суши, а так-
же стратификация атмосферы, зависящая от разности температуры
воды и воздуха. Было установлено, что с увеличением параметра
шероховатости суши, а также неустойчивой стратификации атмо-
сферы, когда температура воды превышает температуру воздуха,
наблюдается возрастание касательных напряжений.
Для математического описания пристеночного течения исполь-
зована двухслойная модель, предложенная II. К. Никитиным [5],
согласно которой профили скорости в пристенной области выра-
жаются следующими универсальными зависимостями:
при-£->1 zt=z^Re*5 (lJ51g-£-+1,5-0,5ф), (1)
при z/=-rz:|;5Re:i;6-{-. (2)
Здесь и — скорость па высоте у\ — динамическая скорое ть;
Rc.i;6 — параметр устойчивости; 6 — толщина пристенного подслоя.
Ввиду своей универсальности и пригодности для гидравлически
гладких и шероховатых поверхностен эта модель оказалась удоб-
ной и при расчете касательных напряжении.
Па основании этой модели предлагается способ определения
касательных напряжений, основанный па расчете внутреннего тур-
булентного пограничного слоя, образующегося над поверхпос!ыо
водоема в результате трансформации воздушного потока, набегаю-
щего па водоем. Воздушный поток, сформированный подстилающей
поверхностью суши, имеющей обычно значительную шероховатость,
выходя па гладкую но сравнению с сущей водную поверхность,
трансформируется с изменением всех его метеорологических харак-
теристик. В результате происходит непрерывное изменение скоро-
стей воздушного потока в приводном слое.
В большинстве случаев скорость воздушного потока, особенно
па расстоянии от уреза воды до 500 м, возрастает преимущественно
в случае неустойчивой стратификации.
Метод расчета внутреннего турбулентного пограничного слоя
над поверхностью водоема основан па теореме импульсов [6], кото-
рую можно записать для течения без градиента давления в виде
/г
+ 1“(У-“И>'=+ +
о ‘ Г
(3)
где U — скорость па внешней границе пограничного слоя; и — ско-
рость внутри него; т0 — касательные напряжения па стенке; т/г
касательные напряжения на высоте h.
Кроме того, в данном методе использованы зависимости (1) й
(2) двухслойной модели.
Для расчета пограничного слоя необходимо иметь следующие
исходные данные: параметр шероховатости суши, профиль скоро-
сти ветра на урезе воды, температуру воды и воздуха.
Параметр шероховатости суши До зависит от ее рельефа, вы-
соты берега и покрывающей сушу растительности. Скорость ветра
в створе уреза воды Uoy может быть задана па высоте 2 или 10 м.
Подставив это значение Uoy в уравнение (1) пли (2), при извест-
ном \0, находим динамическую скорость а затем вычисляем
распределение скорости для любой высоты //, т. с. получаем про-
филь скорости ветра в береговом створе с учетом шероховатости
подстилающей поверхности суши.
Для расчета необходимо иметь данные о температуре воды и
воздуха, в крайнем случае осреднепные для всего водоема, жела-
тельно также иметь план водоема с распределением температур
воды в виде поверхностных изотерм.
По разности температур воды и воздуха определяется крите-
рий стратификации — число Ричардсона
? Th - Т
Ri
— А,
(4)
где и Тц — абсолютная температура воды и воздуха: g— уско-
рение свободного падения; щц— скорость ветра па высоте /г = 2 м.
Зная число Ri, по эмпирическому графику Re;};6 = /(Ri), постро-
енному на основании данных натурных и лабораторных исследо-
вании, можно определить величину параметра Re*6, изменяюще-
гося иод влиянием термической стратификации [7]
Локальные коэффициенты сопротивления па водной поверхно-
сти определяются по формуле Ди кон а-Уэбба [2], в которой вели-
чина сопротивления линейно изменяется в зависимости от скоро-
сти ветра, взятой па высоте 10 м:
(1 +O,O7/zlo) 10-’.
(5)
В эту формулу дополнительно введены следующие коэффици-
енты:
Re
ФЗпейтр
f/= , (6)
ФсСтратпф
учитывающий влияние термической стратификации, и
□ — ст о
1 ’ v)
СТ —— v
учитывающий влияние степени турбулентности внешнего по отно-
шению к рассчитываемому пограничному слою потока.
Здесь Re^.6, о=#о — значение параметра Re^, соответствующее
значительной турбулентности внешнего потока о; Re*s, 0=0— значе-
ние этого параметра при малой турбулентности внешнего
потока сг.
С учетом этих коэффициентов формула (5) принимает вид
Qlo=^-=^(1+°,O7«1G)10-3.
Г
(8)
По имеющимся исходным данным производится расчет погра-
ничного слоя в последовательности, подробно изложенной в рабо-
тах [4, 6]. Расчет сводится к определению параметров погранич-
ного слоя: толщины пограничного слоя /?/, толщины подслоя 6^
скорости на внешней границе пограничного слоя коэффици-
ента местного сопротивления с'. и связанного с ним касательного
напряжения то для искомых расстояний ду.
В результате расчета пограничного слоя можно получить ряд.
возрастающих с удалением от уреза воды локальных касательных
напряжений в выбранном для расчета створе.
Если шероховатость окружающей водоем суши однообразна, то
расчет пограничного слоя можно распространить иа весь водоем.
Если же шероховатость суши изменяется по ширине водоема, го
для каждого типа береговой шероховатости необходимо выполнить
расчет пограничного слоя.
Поверхность водоема разбивается на элементарные площади и
для каждой из них в зависимости от расстояния х между урезом
и центром этой площади находятся по данным расчета погранич-
ного слоя локальные кинематические характеристики, в том числе
и величины касательных напряжений т(> по зависимости (8). В ре-
зультате вычисления для каждой элементарной площади касатель-
ных напряжений получаем поле касательных напряжений иа по-
верхности водоема, что даст возможность определить величину
дрейфовых или ветровых течений. Для облегчения использования
предлагаемого метода в практических целях построены номо-
граммы коэффициентов сопротивления в зависимости от расстоя-
ния х от уреза воды для различных исходных данных: величины
параметра шероховатости суши, чисел Ричардсона и скорости
ветра.
Обычно в расчетах дрейфовых течений величину касательных
напряжений принимают постоянной для всего водоема, однако
из приведенного выше следует, то опа существенно меняется по
длине водоема в зависимости от расстояния х.
Предлагаемый метод расчета касательных напряжений, учиты-
вающий не только скорость ветра, по и такие факторы, как транс-
формацию воздушного потока, шероховатость подстилающей по-
верхности суши и термическую стратификацию, дает возможность
уточнить расчет дрейфовых течений с учетом локальных касатель-
ных напряжений на поверхности водоема.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Измерение турбулентной структуры термически стратифицированного при-
водною слоя воздушного потока в условиях порывов ветра.— «Гидромеханика»,.
1970, вып. 1G, с. 29—33. Авт.: В. II. Жадан, Л. Г. Марченко, II. К. Hu-
ie и т н и, В. С. II и щ у к, А. Г. С т е ц е и к о.
2. Море. Развитие идей и наблюдений, связанных с изучением морей. (Пер.,
с англ.). Л., Гидромстеоиздат, 1965. 464 с.
3. Никитин И. К. Турбулентный русловой поток и процессы в придон-
ной области. Изд. АН УССР. 142 с.
4 Никитин И. К. О расчете и моделировании процессов турбулентно! о
тепломассоиереноса в пограничном слое воздуха над поверхностью водоема-
охладителя.— В кп • Тр коордипац совещ. по гидротехнике, 1967, вып. 32,
с. 27—50.
5. Никитин И. 1\. Обобщение иолуэмнирпчсской теории турбулентности
на течения у шероховатых поверхностей с различными режимами проявления
шероховатых свойств.— В кп.: Турбулентные течения. М., «Наука», 1970,
с. 62- 69.
6. Никитин II. К. Приближенный расчет термически стратифицированного1
турбулеитпого пограничного слоя в области за резким изменением шероховатости
обтекаемой поверхности.— «Гидромеханика», 1971, вып. 17, с. СО—68.
7. Никитин II. 1\., Жадан В. II., Доманов В. 11 Модель стратифи-
цированного турбулентно!о пристеночно!о течения и процессы генломассопере-
носа в нем.— В кн.: Тр. междунар, симпозиума ио стратифицированным тече-
ниям. Новосибирск, 1972, с 3—8.
С. С. Байдин
(ГОПИ, Москва)
ТЕОРИЯ цикличности ПРОЦЕССОВ
ДЕЛЬТООБРАЗОВАН ИЯ И БУДУЩЕЕ
ГИДРОГРАФИЧЕСКОЙ СЕТИ УСТЬЕВ РЕК
Предлагаемая теория рассматривает условия впадения реки
в море, озеро пли, наконец, в пустыню. При этом считается, чю
река нс только географо-гидрологический объект п продукт кли-
мата, по н механизм, совершающий работу. Основная се работа
перенос наносов. С последней точки зрения реку и весь ее бассейн
можно разделить на три участка: верхний, где происходи г смыв
с бассейна продуктов выветривания и его понижение; средний, где
происходит транзит наносов, и нижний — область отложения нано-
сов и повышения этой части бассейна.
Если гидрология первых двух областей относительно хорошо
изучена, то область отложения наносов, т. е. область впадения
реки в приемный бассейн, менее изучена.
Основой всякого исследования естественных процессов, осо-
бенно связанного с физической географией, является районирова-
ние, типизация и классификация.
В устьевую область реки включается устьевой участок реки и
устьевое взморье. Сверху примыкает приустьевой участок реки,
а снизу — предустьевое пространство моря.
Отсюда видно, что устьевой области свойственны как элементы
речного режима (изменчивость стока воды и наносов, русловые
процессы и т. и.), так и элементы морского режима (ветровое вол-
нение и течения, приливы, вдольбереговой поток наносов, соле-
ность вод), а также и специфические устьевые процессы, напри-
мер: 1) динамическое воздействие двух водных масс — речной и
морской, 2) смешение пресной и соленой воды, 3) тепловое взаи-
модействие этих вод, влияющее па замерзание и вскрытие, 4) взаи-
модействие жидкой и твердой сред, т. е. взаимодействие вод
и наносов с руслом, берегами и дном реки и устьевого взморья,
представляющие в совокупности процессы дельтообразовапия.
Для характеристики величины устьевой области реки можно
указать, что в дельте Волги длина гидрографической coin
достигает 70 тыс. км, т. е. равна длине почти двух земных жва-
торов.
По различиям в форме и гидрологических признаках можно
выделить две группы устьев: устья внутренних морей без прили-
вов н устья окраинных морей с приливами. В каждой группе по
типу взморья, т. е. по типу подводной дельты, выделяются устья
с открытым взморьем и с закрытым — эстуарием или лиманом,
а по форме надводной дельты — многорукавное устье (дельта)
н безрукавное.
В литературе приводится много классификаций дельт, эсту-
ариев п лиманов. Дельты делят по возрасту — молодые, зрелые,
старые; по климатическим признакам — умеренно влажных, полу-
засушливых и влажных тропических зон, а также азональные
дельты; по крупности наносов — валунно-галечные, песчано-гравий-
ные, алевритовые или илистые; по форме — клювовидные, лопаст-
ные, треугольные; по характеру приемного водоема — океаниче-
ские, внутренних морей, озерные; по характеру заполнения нано-
сами акватории приемного водоема — дельты выполнения и вы-
движения и т. II.
Лиманы и эстуарии независимо от процессов дельтообразова-
ппя также имеют свои классификации по региональным признакам,
генезису котловин, фазам развития, водообмену с приемным во-
доемом, типу смешения и стратификации вод, составу пли кон-
центрации солеи, составу донных отложении и т. и.
Каждая классификация должна основываться не только па
внешних формах и причинах формирования, но и на генетическом
подходе к явлению, содержании рассматриваемого процесса, связи
между различными типами устьев и стадиями их формирования,
т. с. с учетом процесса дельтообразовапия. Ни одна из приведен-
ных выше классификаций не удовлетворяет требуемым условиям.
Все многочисленные факторы, на которых основываются различ-
ные классификации, оказалось возможным разделить на четыре
группы: климатические (зональные), речные, морские и геологи-
ческие. Вторая и третья группы по существу также включают
климатические факторы, а четвертая оказывает в настоящее время
небольшое влияние па рост дельты по сравнению с климатиче-
скими факторами, хотя за предшествующий исторический период
имела большое значение в накоплении осадков надводной и под-
водной дельтовых равнин.
Такне гидрологические факторы, как сток воды и наносов (т. е.
основа формирования дельт), независимы от приемного водоема.
Река может впадать в море, океан, озеро, другую реку или, нако-
нец, растекаться по суше и теряться в песках или плавнях. Следо-
вательно, река привносит в устьевую область свои закономерности,
па которые накладывается влияние приемного водоема. В резуль-
тате взаимодействия речных и морских факторов формируется
дельта и форма ее морского края.
Речной поток, впадая в водоем, резко уменьшает скорость те-
чения и наносы откладываются, создавая отмель-бар, делящий
русло па две части. Происходит устьевое удлинение, приводящее
к уменьшению уклонов водной поверхности и созданию перепада
уровнен между рекой и морем в районе бывшего старого устья.
Здесь в дальнейшем образуется прорыв и поток меняет свое на-
правление.
Таким образом, гидрографическая сеть формируется двумя пу-
тями: разделением проток па устьевом барс и при прорывах бере-
говых валов. Процесс этот по существу един.
Признаки зарождения дельты имеются во всех устьевых обла-
стях рек независимо от тина взморья, г. е. развитие процессов
дсльгообразования происходит по единому закону. Дсйствптелыю,
если бы устье реки внутреннего моря пли озера с дельтой и лима-
ном (заливом) перенести в море с приливами, то вместо мелкого
отделенного косами от моря лимана образовался бы глубокий
эстуарии с небольшой дельтой. По от этого направленное!ь про-
цессов дельтообразоваиия, обусловленная рекой, нс изменяется.
Происходило бы такое же формирование дельты, но интенсивность
процессов значительно бы уменьшилась.
Паносы реки, особенно донные, составляют основу русловых
процессов н дельтообразоваиия, вследс!вне которых происходит
устьевое удлинение и прорывы вод. Интенсивность удлинения за-
висит от соотношения уклонов реки и местности (долины), а также
уклонов реки и дна взморья.
Удлинение или укорочение водотоков дельты происходит не
только на конце конуса выноса наносов, но и внутри дельты. Удли-
нение связано с динамиков гидрографической сети. Помимо этого
наблюдается удлинение водотоков вследствие русловых процессов,
обусловливающих русловое или пойменное ветвление и извилис-
тость русла.
Все виды удлинения пли укорочения водотоков зависят от ти-
пов перемещения донных наносов, поступающих в дельту сверху.
В свою очередь гни перемещения обусловливается основными гид-
рологическими характеристиками реки: водностью, уклоном мест-
ности, количеством и крупностью донных наносов.
В водотоках дельты наблюдаются структурная и бесструктур-
ная стадии перемещения донных наносов. В первой стадии наблю-
дается гладкий (сплошное влечение) пли оползнево-селевой тип
движения дойных наносов, во второй — ленточно-грядовый (пере-
катный), осередковый или побочневый. В зависимости от основных
гидрологических условии, а также тина перемещения донных на-
носов создается определенная форма русла. Так, в бссструкт рной
стадии при гладком типе движения форма русла одпорукавпая,
а при оиолзнево-селевом — двухрукавпая па устьевом речном баре
и однорукавная, если устьевое удлинение осуществляется при
уклоне меньше уклона местности.
В структурной стадии русловые формы аналогичны речным:
мезо- и микрогрядовые при перекатном типе, многорукавные — при
осередковом и меапдрирующие— при побочневом типе перемеще-
ния донных наносов. Эти русловые процессы оказывают влияние
па динамику гидрографической сети, по все они могут быть обра-
тимыми вследствие определенного перераспределения энергии по-
тока по участкам, обеспечивающего перепое донных наносов при
тон или иной водности, уклоне местности и крупности наносов.
Однако основные закономерности дельтообразовапия и дина-
мики гидрографической сети связаны с устьевым удлинением.
Отмеченные выше процессы присущи всем устьям рек земного
шара, независимо от их местоположения и размеров.
Начало развития всех современных устьев относится к периоду
последней смены геологической эпохи. Существование рек более
древнее, чем их современных устьев. Поэтому смены геологических
эпох приводили к скачкообразному развитию речных устьев, хотя
внутри геологической эпохи происходит их постепенное развитие.
Смена геологических эпох способствовала образованию более
изрезанной береговой линии и формированию заливов и бухт, в ко-
торые впадали реки. В заливах и бухгах устьевые области рек
начинали формироваться в двух направлениях: формировалась на-
носная плп полая дельта (эстуарии), переходящая в наносную. Все
остальные формы устья являлись промежуточными. В дальнейшем
на протяжении геологической эпохи происходило выравнивание
береговой линии, срезание мысов, заполнение наносами бухт и осо-
бенно устьевых заливов.
Скорость заполнения наносами нс одинакова, поскольку устье-
вые области рек находятся в настоящее время па разных стадиях
развития, и продолжительность этих стадии может быть от деся-
тилетии до тысячелетий.
Особенно хорошо прослеживается процесс дельтообразовапия
в устьевых областях рек с большой мутностью вод: Терека, Аму-
дарьи, Кубани, Сулака, Куры, Пли и др. Эти устья — естественные
лаборатории, позволяющие рассмотреть за весьма короткий проме-
жуток времени ход процессов, происходящих в других устьях па
протяжении многих тысячелетий.
Как же происходит развитие устьевых областей рек, их дельт
и гидрографической сети?.
Вынос наносов приводит к устьевому удлинению, уменьшению
уклонов реки по сравнению с уклонами местности, поднятию русла
над окружающей местностью, прорыву вод через русловые валы
и перемене направления водотока. Вследствие этого происходит
перемещение активной области дельтообразовапия из одного рай-
она в другой, поднятие дельтовой равнины и неравномерное вы-
движение дельты в водоем.
По мере роста дельты прорывы происходят и внутри нее, при
этом затапливается более низкая территория и создается озерно-
плавневая зона как резервуар для накопления наносов. В этой
зоне формируется гидрографическая сеть многорукавпой внутрен-
ней дельты. Затем большая часть русел также заносится и сток
сосредоточивается в одном рукаве.
Наносы вновь выносятся в приемный водоем, формируя бар
и производя новое устьевое удлинение в другом районе дельты.
Так заканчивается цикл формирования дельты, включающий че-
тыре стадии: 1) безрукавную (однорукавную), 2) озерно-плавне-
вую, 3) многорукавную внутридельтовую, 4) многорукавпую на
конце конуса выноса наносов в водоем.
Такая цикличность приводит к формированию лопастной дельты
с бухтами-лиманами между лопастными выступами. Эти бухты
в последующем превращаются в лагуны-озера и заполняются на-
носами. Циклы повторяются, пока не заполнится наносами весь
первичный морской залив.
Дельта — часть устьевой области рек, поэтому ее развитие свя-
зано с развитием всей этой области и в первую очередь с измене-
нием устьевого взморья. Постепенно дель га выдвигается за линию
общего морского берега и дальнейшее формирование пионерных
дельт происходит вначале на морском устьевом баре, по мере вы-
движения рукавов, а затем уже при прорывах и переключении
стока в другом направлении. Но эти процессы происходя! более
медленно и уже при более значительном влиянии моря, так как
устье выходит на большие глубины, где река не может сообщить
поступательное движение всей массе воды, как в заливе.
Вследствие неравномерного выдвижения дельты за линию мор-
ского берега между рукавами формируются обособленные вторич-
ные заливы-лагуны, постепенно заполняющиеся наносами.
Устьевая область реки в своем развитии также проходи г две
стадии: лиманно-озорную с дельтой выполнения и лиманно-мор-
скую с дельтой выдвижения. Различные устьевые области рек зем-
ного шара находятся в настоящее время на разных стадиях раз-
вития.
Таким образом, исследуя не только внешние признаки устье-
вых облаете!'! рек и различия климатических условий, по и гене-
зис явления, (.вязь различных чипов устьев и стадийность разви-
тия процессов, создается возможность заглянуть в будущее этих
областей. Зная законы развития дельты и всей устьевой области
реки и условий, при которых это развитие происходит, можно
предсказать эволюцию и форму будущих дельт, современного и бу-
дущего устьевого взморья, что имеет большое народнохозяйствен-
ное значение.
Основные порты, судостроение, базы рыбной промышленности,
а на юге — орошаемое земледелие, расположены в устьевых обла-
стях рек. Как лучше использовать природные богатства, как бо-
роться с катастрофическими явлениями в этих районах — может
подсказать теория формирования устьев рек.
В. Н, Михайлов
(ГОИН, Москва)
ГИДРАВЛИКО-МОРФОМЕТРИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ОЦЕНКИ
НАПРАВЛЕННОСТИ РАЗВИТИЯ РУСЛОВОЙ СЕТИ
УСТЬЕВЫХ ОБЛАСТЕЙ РЕК
Переформирование русловой сети устьевых областей рек —
часть процесса дельтообразования, происходящего под влиянием
естественных и антропогенных факторов.
Представление о том, что в дельтах рек происходят только
аккумулятивные процессы, не точно. Па фоне процесса общего на-
копления аллювия па дельтовой равнине даже в случае неизмен-
ной водности реки п стабильного уровня приемного водоема пе-
редки случаи пс только местных размывов, связанных с перемеще-
нием русловых форм в дельтовых рукавах, по и общих размывов,
захватывающих участки русел дельтовых рукавов большой протя-
женности п связанных с активизацией некоторых водотоков дельты
и их систем.
Заиливающиеся и отмирающие рукава и целые системы рука-
вов хорошо известны в дельтах Волги, Дуная, Допа, Амударьи,
Терека [1, 3—5, 7, 9] и других рек. Если пришить, чго отмирание
некоторых рукавов делыы — закономерное проявление дельтовых
процессов [2, 7], то следует допустить и закономерность процесса
противоположно!о характера — размыва и активизации рукавов,
смежных с отмирающими и увеличивающими свою водность за их
счет.
Явные признаки активизации присущи таким крупным дельто-
вым рукавам, как Бахтемир в дельте р. Волги, Быстрый в дельте
р. Дуная, Акдарья и Урдабай в дельте р. Амударьи, Алпказган
в дельте р. Терека и др. [1, 3—5, 7, 9].
Отмирание одних и активизация других дельтовых рукавов —
одно из основных проявлений противоположных тенденций в фор-
мировании устьев рек. Наблюдения показывают, что многорукав-
ные дельтовые системы оказываются неустойчивыми и недолговеч-
ными. Однако одновременно с отмиранием рукавов и их систем
идет образование новых рукавов как путем деления рукава на
устьевом баре (баровый тип образования рукавов), так и путем
прорыва берегов русла (прорывный тип образования рукавов).
Исследование механизма процесса активизации и отмирания ру-
кавов дельты и установление приемов качественной и количест-
венной оценки направленности развития элементов русловой сети
дельты имеют большое значение как для изучения общих законо-
мерностей дельтообразовапия, так и для прогноза развития устьев
рек, необходимого для рационального использования водных и зе-
мельных ресурсов дельт при их сельскохозяйственном, рыбохозяй-
ственном и транспортном освоении.
Одним из путей исследования механизма руслоформ прова пня
в дельтах является метод гидравлико-морфометрического анализа,
заключающийся в использовании количественных критериев оценки
направленности необратимых русловых деформации в гидрографи-
ческой сети дельты. В основе метода лежит гипотеза о возможности
существования условий, при которых не происходит необрати-
мых односторонних русловых деформаций (обратимые шаконере-
меппые деформации русла возможны) и русло находи гея в состоя-
нии динамической устойчивости (динамического равновесия). При
этих условиях все характеристики потока и русла (средняя глу-
бина //, ширина 13у площадь поперечного сечения <о, средняя ско-
рость течения vy уклон водной поверхности /) оказываются зави-
симыми от внешних факторов, влияющих па формирование русла,
а именно: от руслоформнрующего расхода воды Q и наносов /?,
крупности руслоформпрующп.х наносов I) и их плотности o.s. Воз-
можность существования таких зависимостей подтверждается тео-
ретическим анализом с использованием уравнений движения воды,
граиспортирующеи способности потока, устойчивого профиля ру-
сла, но М. А. Великанову, а также путем статистической обработки
материалов наблюдений в дельтах [6, 7]. Хотя многие рукава
дельты и не находятся в действигслыюсти в состоянии динамиче-
ского равновесия, и одни из них активизируются, а другие отми-
рают, у становление у словий динамической устойчивости важно
для объяснения причин его нарушения и для установления направ-
ленности процесса путем сравнения фактических и «устойчивых»
значений характеристик при тех же внешних условиях (Q, R, D).
Кроме того, дельтовые рукава могут фактически находиться
в состоянии динамической устойчивости. Это относится к группе
стабильных, медленно развивающихся рукавов, и к рукавам, изме-
няющим тенденцию своего развития (например, в переходный пе-
риод от активизации к отмиранию).
Считая, что в дельте одновременно находятся активные и отми-
рающие рукава, статистический анализ их характеристик позволяет
получить зависимости этих характеристик от определяющих
факторов, отвечающие условиям, близким к динамической устой-
чивости.
Дельты представляют собой многорукавные системы, являю-
щиеся объектом, благоприятным для исследования гидравлико-
морфометрических характеристик русел и законов их подобия.
Этому способствует сходство многих определяющих факторов
(кроме расхода воды, который изменяется по мере дробления ру-
кавов). В каждой дельте обычно наблюдаются однородные физи-
ко-географические условия, сходные грунты в рукавах, приблизи-
тельно одинаковая мутность воды, сходный тип руслового про-
цесса.
Дробление рукавов, как показал анализ материалов по дель-
там рек Оби, Волги, Дуная, Куры, Амударьи и Терека, сопровож-
дается непропорциональным изменением всех характеристик по-
тока и русла [6, 7]. Вслед за уменьшением водности рукавов,
являющейся ведущим фактором, при дроблении рукавов наиболее
быстро уменьшается площадь их поперечного сечения, с меньшей
интенсивностью — ширина и глубина русла и меньше всего умень-
шается скорость течения. Уклон водной поверхности, наоборот, как
правило, по мере дробления рукавов увеличивается.
1ля каждой конкретной дельты (при близких значениях D и
р=—) гидравлико-морфометрические связи между осреднен-
ие ’
иыми характеристиками потока и русла в состоянии динамичес-
кою равновесия можно свести к простым уравнениям [6, 7]:
Д.=/</г(Л //0=/</,Q73, 1о=К^-\ (1)
Коэффициенты 1\ зависят от крупности наносов D и мутности р
и поэтому различны для ранних дельт (табл. 1). При значениях D
около 0,1—0,2 мм получены такие связи К с р:
5,7р"’\ Kh- 0,485p“’/u,
/4,- 0,357рг/|", /</—12,0 • 10"5р’7”.
Таблица 1
Значения коэффициентов К в зависимостях вида (1) для дельт различных рек
Река р в половодье. кг/м3 D, мм А7г *(о Aj-10'
Обь 0.05—0,1 13,0 0,13 5,6 0,18
Волга 0,1—0,2 0,15—0,20 7,0 0,57 4,0 0,25 5,3
Дунай 0,6 0,10-0,15 5,9 0,61 3,6 0,28 8,0
Кура 1—3 0,10—0 25 4 9 0,49 2,4 0,42 —
Амударья 5—6 0,05—0,25 4,6 0,36 1,65 0,60 31,7
Терек 7—10 0,2—0,5 4,2 0,46 1,95 0,52 40,0
Для условий динамической устойчивости (равновесия) B~BG,
h~liQ, (o^wo, где В, h, co, v, I — фактические харак-
теристики, a Bo, /to, G)0, t>o, /о определяются по зависимостям
вида (1). Кроме того, для условии равновесия (при постоянных
значениях D и р) из уравнения вида (1) можно получить не-
сколько соотношений, характеризующих геометрическое (в про-
дольном и поперечном направлениях) и динамическое подобие
дельтовых водотоков:
v?
7^
/z/3 ~ const,
const,
const.
Нарушение устойчивости русла проявляется в необратимых
русловых деформациях и нарушении соответствия фактических и
«устойчивых» значений характеристик.
Для размывающих русел имеем соотношения v>vq, w<Wu, В <
<Вц, h<.hOi 1>1о. Для заносящихся русел соотношения обратные:
vevo, <4>,(Оо, В>Во, й>/Ц), /</о. Если речь идет об основном ру-
сле реки, то в первом случае оно размывается, увеличивая свои
размеры, и понижается, во втором — заносится, уменьшается в раз-
мерах и повышается. Если речь идет о дельтовых рукавах, то пер-
вые соотношения характерны для активизирующихся рукавов, вто-
рые— для отмирающих.
Причины нарушения устойчивости русла и последующих необ-
ратимых русловых деформаций в устье реки могут быть различ-
ными (табл. 2). Опи могут быть связаны, во-первых, с изменением
внешних факторов устьевых процессов, т. с. гидрологических усло-
вий на верхней (руслоформпрующий расход реки Qp и мутность
воды рр) и нижней (уровень приемного водоема А/м) границах
устьевой области. Во-вторых, причиной нарушения устойчивости
рукавов могут быть внутренние процессы, свойственные устью
реки (перераспределение стока по рукавам и неравномерное устье-
вое удлинение последних), и искусственное воздействие на русло
дельтовых водотоков.
Существенное различие однонаправленных русловых деформа-
ций на безрукавном и многорукавпом (дельтовом) участках реки
заключается в том, что во втором случае па общий русловый про-
цесс накладывается процесс взаимодействия рукавов.
Увеличение длины рукава Ll (естественное пли искусственное)
и уменьшение его площади сечения <ot (например, вследствие пред-
шествующего руслового процесса или искусственных мероприятий)
ведут к увеличению гидравлических сопротивлений русла (к уве-
F Lihi
личеишо модуля сопротивления гг=-^2^10
i i
пие Li и увеличение ю; рукава ведут к уменьшению Fi. В разных
рукавах эти процессы обычно разного знака, что приводит к пере-
распределению гидравлических сопротивлений в системе дельтовых
рукавов. Это в свою очередь приводит к перераспределению расхо-
. Наоборот, уменыие-
дов воды по смежным системам рукавов, так как
В рукавах, увеличивающих L и уменьшающих В и /1, расход
Виды необратимых русловых деформаций в устьях рек
Характер необратимых русловых деф< рнаций к к к к s s s s а а а а к к К К г: г: 5 Д' к Д к ’Д к s s 3 S s S а >> ОО >-> >• <П ОО а о а а О а О г £2_ а а О, а Сц < СТ) < < СТ) < СТ)
Соотношение фактиче- ских и „устойчивых" значений характери- стик потока и русла ооо „ „ „ ооо осо Доп с Д СП ъ S ооооОО^Г-»3 £ 3 о v-> AAV wX VvA У YA AAV АЛЛУ VVA С 3 Т* 3 "с? О
Основные причины изменения Увеличение приходной или уменьшение расход- ной части водного баланса приемного водоема Уменьшение приходной или увеличение расход- ной части водного баланса приемного водоема Удлинение русла вследствие естественных (устьевое выдвижение, развитие излучин) или искусственных причин (наращивание защитных молов в устье) Укорочение русла вследствие естественных (прорыв излучин, абразия в устье) или искусст- венных причин (спрямление) Искусственное углубление расширение р\сла Искусственное сужение русла
Изменение определяющего фактора о о ф "7 \/ ф д ф ~ ~ = Z2 У. ~ ж S к ж X ф a CD Ф ф ГО п ф м ф •—1 а а и га гг а а а а ,s — a a a а а а г- к р а о о 73 40 и s m С С >> >э
Основные определяю- щие факторы СХ ш о S О “ g I о» а гг a au d ф' ~ а оз <я ° 3 2 а го m а lZ а о s ° k m ° * 4 т о С 5 >. о id <1 Е—1 сх о, н
воды уменьшается; в рукавах, уменьшающих L и увеличивающих
В и /г, расход воды увеличивается.
Перераспределение расходов воды — важный фактор дальней-
ших русловых деформаций в многорукавной дельтовой системе
(см. табл. 2). Увеличение расхода Q в одном из рукавов ведет
к изменению площади поперечного сечения и скорости (со<(оо и
^>Цо) и размыву. Это уменьшает гидравлические сопротивления
и влечет за собой еще большее увеличение расхода воды Q.
Уменьшение расхода Q приводит к условию wxoo, vevo и ак-
кумуляции. Это увеличивает гидравлические сопротивления и влечет
за собой дальнейшее уменьшение расхода воды Q рукава в пользу
смежных рукавов. Таким образом, начавшийся процесс наруше-
ния динамической устойчивости рукавов (чем бы оп не был выз-
ван) стимулирует себя сам, что обычно приводит к прогрессивной
активизации одних рукавов и отмиранию других. Исключение со-
ставляют дельтовые рукава, где вследствие периодического изме-
нения какого-либо определяющего фактора (например, Л) возмо-
жны периодические увеличения и уменьшения стока. В дельтах,
через которые проходит большое количество наносов, где русловые
деформации интенсивны, таких случаев почти не бывает.
Направленность процесса можно установить: 1) по характеру
изменения определяющего фактора (см. табл. 2), 2) ио тенденции,
наметившейся в процессе, 3) путем сравнения фактических и
«устойчивых» значении характеристик. Рассмотрим последний
способ.
Для отдельного активизирующегося рукава справедливы соот-
ношения
Hi <!<,№, ^<K\„Qh
> KvQ'h, I >
(2)
где в правых частях неравенств даны устойчивые значения харак-
теристик. Для отмирающего рукава соотношения обратные.
Иногда устойчивые значения характеристик для отдельных ру-
кавов определить не удается. В таких случаях удобнее использо-
вать соотношения фактических характеристик в двух смежных ру-
кавах.
Для пары смежных рукавов (короткий — I и длинный — II) ру-
кав I будет активизироваться (при отмирающем или стабильном
рукаве II), если
23 Зак. № 325
(3)
353
Последнее соотношение удобно выразить через длины рукавов
(если смежные рукава с общим разветвлением впадают в один
и тот же прнглубый водоем или имеют общий узел соединения)
(4)
Если неравенства (3) и (4) имеют обратные знаки, то рукав I
будет отмирать (при активизирующемся пли стабильном ру-
каве II).
Условия вида (3) и (4) являются хорошим индикатором па-
правлепиости процесса 17]. Паиболее показа тельными являются
соотношения для характеристик и>, vt I (пли А).
Применение критериальных соотношении вида (3) — (4) требует
знания расходов воды смежных рукавов. Поэтому значительно
удобнее использовать критериальные соотношения, которые вклю-
чают более легко измеряемые морфометрические характеристики.
Из формул вида (1) для двух смежных и сливающихся или
впадающих в один водоем рукавов, находящихся в устойчивом со-
стоянии, можно получить соотношения:
Л
Z/i
(5)
Как показал анализ материалов наблюдений [8], в большинстве
случаев короткий рукав активизируется, если левые части урав-
нений (5) больше правых, и отмирает, если левые части этих урав-
нении меньше правых. Наиболее показательно при этом последнее
соотношение.
Предложенные критерии проверены па материалах наблюдений
в дельтах рек Дуная, Волги, Дона и Амударьи.
Таким образом, использование рассмотренных гндравлико-мор-
фометрических приемов оценки направленности необратимых рус-
ловых деформаций в дельтах пепрплпвных рек позволяет не только
объяснить механизм переформирования русловой сети дельт, по
и дать важные для практики прогнозы таких переформирований.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Байдин С. С. Сток и уровни дельты Волш. М., Гидромстеоиздат,
19G2. 337 с.
2. Б а й д и п С. С. Стадийность развития устьевой области реки.— «Тр.
БОНН», 1971, вып. 104, с. 5—30.
3. Гаи Г. II. Изменения русловой сети исприливных устьев рек, вызванные
антропогенными факторами.— «Тр. ГОПИ», 1973, вып. 116, с. 17—39.
4. Гидрология устьевой области Дуная. М., Гидромстеоиздат, 1963. 383 с.
5. Гидрология устьевых областей Терека и Сулака. М., Гидромстеоиздат,
1971. 198 с. Авт.: С. С. Байдин, И. А. Скрип ту но в, Б. С. Штейпман,
Г. И. Г а н.
6. Михайлов В. II. Методы расчета гидрологических и морфологических
характеристик рукавов дельт.— «Метеорология и гидрология», 1968, № 8,
с. 71—79.
7. Михайлов В. Н. Динамика потока и русла в исприливных устьях рек.
М., Гидромстеоиздат, 1971. 259 с.
8. Миха й лов В. Н. О некоторых гидравлических причинах русловых
деформаций в устьях рек.— «Тр. ГОПИ», 1973, вып. 116, с. 54—62.
9. Рогов М. М., Ходкий С. С., Ревина С. К. Гидрология устьевой
области Амударьи. М., Гидромстеоиздат, 1968. 267 с.
М. М. Айнбунд, Н. А. Давтян, А. С. Судольский
(ГГП, Ленинград)
В. А. Фиалков
(Иркутское УГМС)
ИССЛЕДОВАНИЕ ДИНАМИКИ УСТЬЕВ РЕК
И ПРИДЕЛЫОВЫХ ЧАСТЕЙ ВОДОЕМОВ НА ПРИМЕРЕ
р. СЕЛЕНГИ И оз. БАЙКАЛ1
Исследования динамики вод в устьях рек и на приустьевых уча-
стках водоемов приобретают существенное практическое значение
в связи с решением вопроса о роли рек при оценке и прогнозе
загрязнения водоемов в результате хозяйственной деятельности.
По материалам комплексных исследований р. Селенги, вклю-
чающих натурные наблюдения, лабораторные опыты и расчеты,
в работе рассмотрено распределение стока в условиях мпогорукав-
пой дельты и распространение речных вод на нридельтовом озер-
ном мелководье.
Натурные измерения проводились в пунктах и па участках, схе-
матически показанных на рис. 1, при различной, в том числе и
очень высокой, водности р. Селенги.
Эти работы включали измерение расходов воды (преимущест-
венно аэрометодами) в отдельных рукавах и протоках дельты, про-
должительные измерения течений на приустьевом мелководье
буквопечатающими вертушками, авиаизмсрения поверхностных те-
чений у озерного края дельты (на выходе основных проток) и в при-
брежной зоне озера шириной до 3—4 км.
Качественные показатели распространения речных вод в озере
при штиле п ветрах различных направлений исследовались преи-
1 Низкая чувствительность измерительной аппаратуры ограничивает возмож-
ность анализа течении в области малых скоростей. Эта причина, наряду с каче-
ственным подходом к моделированию, привела авторов к некоторой недооценке
роли стока рек Ангары и Селенги иа режим южного Байкала. (Прим, ред.)
356
мущественно на модели оз. Байкал, выполненной в масштабе
1:20 000 (масштаб глубины 1:3000). Количественные характерис-
тики затухания скорости в речной струе получены по данным на-
турных наблюдений и опытов, проводившихся в устьевой зоне
р. Мутной (Карельский перешеек) при расходах 300—600 л/с, и на
схематизированной модели фрагмента селенгинского мелководья
в масштабе 1 : 1000 (масштаб глубины 1 : 10-4-20), а также опреде-
лены путем расчета.
Сложная по гидрографической схеме дельта площадью около
700 км2 обусловливает существенную трансформацию и рассредо-
Рис. 1. Схема размещения пунктов наблюдений в дельте р. Селенги
и нридельтовом районе оз. Байкал.
/—гидрометрические створы, на которых измерялись расходы воды наземным
или аэрометрическим способом; 2 — пункты продолжительных измерений тече-
ний буквопечатающими вертушками на треногах.
точение стока р. Селенги еще до поступления его в озеро. В 30—
35 км выше устья река делится па два значительных рукава, один
из которых (основное судоходное русло реки) несколько ниже
этого узла пополняется за счет перетока воды из другого рукава
и, незначительно трансформируясь в средней зоне дельты, выносит
селепгипские воды в южную ее часть. Другой рукав, разветвляю-
щийся на несколько проток, питает северную и центральную части
дельты. Распределение стока между основными рукавами в период
открытого русла меняется в зависимости от водности, причем с уве-
личением расхода уменьшается доля стока, поступающего по ос-
новному руслу в южную часть дельты (табл. 1).
Таблица 1
Распределение стока между отдельными частями дельты при различной
водности р. Селенги
Расход р. Селенги в нижнем
течении (выше дельты), м3/с 500—550 Сток в южную часть дельты, 900—1200 1700—1800 3500 -450
% от общего стока реки . . 70 Сток в северную и централь- 60—65 55-60 45-50
ную части дельгы, % от об- щего стока реки 30 34-37 40—45 50-55
Значительное рассредоточение стока реки происходит в нижней
устьевой зоне дельты, где основной судоходный рукав и крупные
протоки северной и центральной частей дельты разветвляются,
образуя при впадении в озеро около 30 больших и малых проюк.
Наиболее значительными по количеству и водности проток явля-
ются южный и северный участки внешнего края дельты; через
центральный участок в озеро поступает незначительная часть об-
щего стока р. Селенги.
Следует отметить, что в бсзледоставпый период, особенно при
значительной водности, по каждой отдельной протоке, в том числе
и по крупной, в озеро поступает небольшая доля общего объема
речных вод. Так, к озерному краю дельты по самой большой судо-
ходной протоке проходи г только около 20% (часто Даже меньше)
общего стока; но наиболее крупной протоке северного участка
дельты 8—13%; но остальным крупным протокам — от 5 до 8%.
При ледоставе влияние дельты на трансформацию речного
стока существенно снижается по сравнению с периодом открытого»
русла. В это время резко надает водность р. Селенги (средний
расход за период зимней межени составляет 209 м3/с), персмерзас!
большая часть мелководных проток и основная доля стока, начи-
ная с верхней части дельты, проходи! по судоходному рукаву. Уже
в декабре этот рукав пропускает более 75% стока, а в феврале
марте при наибольшем перемерзании и минимальной * водности
(средний месячный расход 74—75 м3/с) по нему проходит
почти весь сток реки. Не происходит в это время рассредоточе-
ния стока и в устьевой части дельты, где также наблюдается
перемерзание мелководных проток и образование ледяных пере-
мычек.
В натурных условиях но движению свободноплавающих поплав-
ков удавалось проследить за распространением речных струи
в озере только па расстоянии до 0,5—1,0 км от края дельты. По-
этому для оценки этого явления использовались материалы лабо-
раторных исследований. Эти исследования, в частности, показали,
что если плотность озерной воды больше, чем речной, последняя
распространяется преимущественно в поверхностном слое и прони-
кает в водоем па большее расстояние, чем в условиях равной плот-
ности, когда происходит перемешивание речных вод с озерными
по всей толще. Поскольку в естественных условиях плотность воды
р. Селенги чаще всего очень близка к плотности вод оз. Байкал,
в опытах па модели плотность принималась одинаковой.
Если рассматривать отдельный рукав или протоку, находя-
щуюся вне зоны взаимодействия соседних струй, качественная кар-
тина распространения речных вод па открытом мелководном уча-
стке будет такой, как показано на рис. 2. Эта картина получена на
модели, где речные воды визуализировались путем подкрашивания,
а граница их определялась методами фото- и киносъемки.
Для струи, распространяющейся в придельтовой мелководной
части озера, характерны (по данным лабораторных и натурных
Рис. 2. Увеличение во времени зоны распространения речных вод при штиле (по
данным киносъемки па модели фрагмента селепгинского мелководья).
1 — через 0,025 мни после начала опыта, 2 — через 1 мин, 3 — через 1,8 мин, 4 — через 2,8 мин,
5— через 3,9 мин, 6 — через С>,3 мин, 7 — через 7,8 мин после начала опыта.
исследовании) извилистость и плановые перемещения, размах ко-
торых увеличивается с удалением от устьевого створа, т. е. с умень-
шением устойчивости струи, обусловленной увеличением ее ширины
и затуханием скорости. Процесс распространения струи сопровож-
дается распластыванием эпюры поверхностных скоростей и суже-
нием зоны максимальных скоростей. Г1о данным авиапзмерепнй [1],
в струе, выходящей из самой крупной протоки р. Селенги, в усло-
виях средней водности ширина зоны наибольших скоростей от
150—200 м в устьевом створе уменьшалась до 70—100 м на рас-
стоянии 0,4—0,5 км от устья.
Циркуляционные водовороты, обычно возникающие па модель-
ных установках по обе стороны от струи, в натурных условиях при
втекании в озеро крупных проток рек Селенги и Мутной не обна-
руживались. В то же время в непосредственной близости от границ
струи отмечалось слабое течение под углом к направлению распро-
странения струи. Достаточно четкие признаки циркуляционного
водоворота между струей и берегом проявились только в случае,
когда воды р. Мутной по искусственной прорези направлялись
под острым углом к берегу.
Исследования в натурных условиях и па модельных установках
согласуются с полученными ранее [7, 10] выводами о том, что
протяженность речной струи в водоеме зависит от скорости и рас-
хода в устьевом створе реки, а также от глубины на устьевом
взморье.
Рис. 3. Изменение средней скорости течения вдоль речной струи, вы\о-
ДЯ1Ц0П из основной судоходной протоки р. Селенги.
/ — по данным измерений; 2 — расчет по формуле (I); 3 — расчет по методу Га-
ланина.
Наиболее подробные данные об изменении скорости речного
потока при впадении его в озеро и протяженности речной струп
получены расчетным путем. Оценка возможности применения для
этой цели теоретического метода Балашша—Селезнева [2, 7], осно-
ванного на теории турбулентных струй [4], показала, что расчет-
ные скорости, определяемые этим методом, весьма значительно
превышают измеренные в натуре (рис. 3). В связи с этим разра-
ботан приближенный расчетный метод, эмпирические параметры
которого получены с использованием иатушых наблюдений на
устьевом взморье р. Кубани [8], р. Амударьи [6], р. Мутной, а также
по материалам лабораторных исследований [1, 3, 5]. Зависи-
мость для вычисления планового распределения скоростей течения
в водоеме па участке впадения речного потока получена в виде
хП
li + 2a~
(1)
где Яо, Vo, Во — соответственно глубина, средняя скорость и ши-
рина струи в начальном створе; Я — средняя глубина на расчет-
ном участке растекания струи; k — эмпирический коэффициент,
интегрально учитывающий потери энергии в речной струе; а — ко-
эффициент, характеризующий трансформацию эпюры скоростей
в направлении распространения потока; х и z—продольная (сов-
падающая с осевой линией струн) и поперечная координаты, ха-
рактеризующие размеры струи. Начало координат располагается
в середине начального створа, в качестве которого на взморье, где
бар выражен слабо, принимается устьевой. Для определения ко-
эффициентов k и а на основании эмпирических данных построены
графические связи, аналитическое выражение которых имеет вид
/г=0,38(
xll
Во//о
-0,9
(2)
<7 = 2,8 (
хП
ВоЩ
(3)
Расчет скоростей струн па участке впадения р. Селенги
в оз. Байкал выполнен по формуле (1) для двух наиболее много-
водных проток: основная судоходная протока и наиболее крупная
протока, впадающая в залив Провал.1 * Глубина озера Я в зоне
распространения речной струи принималась постоянной на участке
впадения каждой отдельной протоки. 11ротяжсппость струи реч-
ных вод в озере оценивалась расстоянием от начального створа
до створа, па котором средняя скорость струи уменьшается до
0,03 м/с.
Скорость течения в речной струе убывает в направлении ее рас-
кроет ранения но экспоненциальному закону; для наиболее крупных
проток па первых сотнях метров от устья скорость в струе умень-
шается в 1,5—2 раза. Изменение скорости течения ио мере распро-
странения в озеро струн из основной судоходной протоки р. Се-
ленги показано па рис. 3. Расчетные данные получены по фор-
муле (1) при расходе, который проходит по этой протоке, когда
общий расход реки примерно соответствует среднегодовому в усло-
виях отсутствия озерных течении. Протяженность наиболее значи-
тельной речной струн в озере- в этом случае составляет примерно
2,4 км. На рис. 3 показаны измеренные скорости струн под ледя-
ным покровом при расходе в устьевом створе около 90 м3/с, кото-
рые, но-видимому, могут с некоторым приближением характеризо-
вать распространение струп в бсзлсдоставпый период при средней
водности и отсутствии ветра. При максимальном расходе р. Се-
ленги протяженность струи из самой большой протоки увеличи-
вается (по данным расчета) до 9 км.
1 Расчет выполнялся до скорости 0,03 м/с исходя из того, что она соответ-
ствует минимальной скорости течений, которая могла быть измерена в натуре
и с которой возможно сопоставление расчетных данных. При этой скорости реч-
ная струя практически теряет свою индивидуальность (затухает), а речные воды
ассимилируются в динамическом отношении с озерными.
Близкие к приведенным значениям протяженности речной струи
получены также по материалам лабораторных исследований; при
расчетном расходе 120 м3/с в условиях штиля речная струя с на-
чальной скоростью в устьевом створе 0,8—1,5 м/с затухала па рас-
стоянии 2—3 км; при расходе, близком к 1000 м3/с (величина не-
сколько превышающая расход но самой крупной протоке при мак-
симальной водности реки),— па 6—8 км.
Струи меньших по водности проток в штилевых условиях при
средней водности р. Селенги затухают, как показывают данные
натурных наблюдений, на расстоянии 0,5—2 км.
При ветре, когда в мелководной нрпдсльтовой части озера воз-
никают заметные озерные течения, речные струи изгибаются в сто-
рону действующего ветра, а их протяженность в направлении
открытой части озера уменьшается. Расчеты показывают, что даже
в условиях максимальной водности при вдольбереговом ветровом
течении скоростью 20 см/с наиболее мощная струя р. Селенги
ассимилируется в динамическом отношении с озерными водами па
расстоянии около 5 км от устья.
В естественных условиях миогорукавпой дельты р. Селенги реч-
ные воды при штиле постепенно накапливаются в прибрежном мел-
ководье, окаймляя озерный кран дельты, причем ширина этой зоны
возрастает с увеличением продолжительности штиля и водности
реки.
Речные воды северных проток р. Селенги, поступающие в мел-
ководный залив Провал, который отделен ог озера грядой остро-
вов, в условиях штиля первоначально накапливаются в нем, а за-
тем проникают в озеро через протоки между островами. Поскольку
при этом речные воды попадают в открытое озеро но фронту зна-
чительной протяженности, их дальнейшее распространение проис-
ходит медленнее, чем в случаях, когда протоки впадают непосред-
ственно в озеро.
При ветрах ширина зоны речных вод, окаймляющих дельту,
уменьшается; в то же время увеличивается ее протяженность вдоль
берега (шлейф речпых вод вытягивается в соответствии с направ-
ленном ветра).
По данным лабораторных опытов, при сильных ветрах (расчет-
ная скорость порядка 20 м/с), направленных вдоль внешнего края
дельты, граница распространения вод даже при значительных рас-
ходах не удалялась от берега более чем на 1 км. В то же время
вдоль береговой линии воды речной струи прослеживались па рас-
стоянии до 13 км. В опытах, где речные воды поступали по не-
скольким рукавам, они в условиях действия ветров окаймляли
озерный край дельты более узкой полосой с наветренной стороны
и более широкой — с подветренной. При этом в случае больших
расходов с подветренной стороны дельты наблюдался отрыв и вы-
нос речпых вод в озеро либо па одном из участков возникал доста-
точно четко выраженный шлейф речных вод, прослеживающийся на
значительном расстоянии от берега.
Размеры окаймляющей дельту акватории, заполненной речными
водами, определены расчетом и для значительной водности р. Се-
ленги и при условии отсутствия озерных течений составляли 400—
450 км2. В качестве речных вод в этом случае условно принимались
воды р. Селенги, кратность разбавления которых озерной водой не
превышала пяти. При этом минерализация речных вод (если счи-
тать, к примеру, фоновую концентрацию озерных вод равной
100 мг/л, а вод р. Селенги—200 мг/л) превышает фон озерной
воды на 20%. Распространение речных вод повышенной мутности
приближенно оценивалось также в натурных условиях по данным
аэрофотосъемки и аэровизуальных наблюдений. Воды р. Селепги,
мутность которых позволяла по оптическим показателям четко
отделить их от озерной воды, занимали в период очень высокой
водности (расход около 5500 м3/с) при слабом ветре (1—2 м/с)
площадь примерно 150 км2 (без залива Провал и южного края
придельтовой области, которые также были заняты речной водой).
При расходе р. Селепги 2500 м3/с в аналогичных метеорологиче-
ских условиях площадь зоны распространения селенгипскпх вод
(с учетом залива Провал) составляла 150 км2. Ширина зоны
в этом случае была па 1 — 2 км меньше, чем в период особенно вы-
сокой водности.
Сравнительно интенсивное затухание речных струй в придельто-
Boii части озера, ограниченность площади зоны распространения
речпых вод, а также изменение этой зоны под действием меняю-
щихся ветров свидетельствуют о том, что в условиях оз. Байкал
р. Селенга не может обеспечить (даже при самой большой водно-
сти) направленного перемещения вод в озере па значительном
расстоянии от озерного края дельты. Воды р. Селенги в мелковод-
ной приделыовои зоне, и тем более за се пределами, переносятся
озерными течениями, постепенно при этом разбавляясь.
Течения в придельтовой мелководной (глубины до 5 —10 м)
части озера определяются действующим в этом районе ветром, на
что указывает синхронноегь изменчивости ветра и течения (по на-
правлению п скорости). Практически полное совпадение функций
спектральной плотности эффективных составляющих ветра и тече-
ния позволяет считать, что на мелководье течение не менее 90%
энергии получает от ветра. Особенности конфигурации озерного
края дельты, рельеф дна и значительная изменчивость ветра над
акваторией придельтового района обусловливают достаточно слож-
ный характер течении. В то же время во всей придельтовой зоне на
расстоянии 1—2 км от берега отмечено преобладание вдольберего-
вых течений. Средние скорости перемещения водных масс в безле-
доставпый период составляют 15—20 см/с, максимальные дости-
гают 40—50 см/с.
При достаточно сильных и продолжительных продольных вет-
рах вдоль всего озерного края дельты формируется общий поток,
огибающий дельту и обеспечивающий устойчивый перенос водных
масс; изменчивость течения на отдельных участках придельтового
района характеризуется в этих случаях большой степенью связан-
ности. Более слабые или непродолжительные ветры, а также ветры
поперечных направлений не создают общего потока; при этом воз-
никают наиболее благоприятные условия для развития локальных
вихревых образований, которые характерны для некоторых участ-
ков придельтового района.
Наблюдения, продолжавшиеся в 1971 —1972 гг. значительную
часть безледоставпого периода (со второй половины июня до сере-
дины октября), дали в целом за это время примерно одинаковую
повторяемость течений южных и северных румбов у южного края
дельты. В остальной части придельтового района, начиная от уча-
стка впадения основной судоходной протоки, в весенне-летний пе-
риод (июнь — первая половина сентября) существенно преобладали
вдольбереговые течения в сторону среднего Байкала (СВ, ВСВ, В),
а осенью в соответствии с изменением направления преобладаю-
щих ветров отмечалось некоторое преобладание 103 течения (в сто-
рону южного Байкала). f
Изменение направления течений происходи г обычно через 2—
3 ч после смены ветра; при неизменном направлении течение уси-
ливается, как правило, в течение 1 ч после соответствующего уси-
ления ветра.
С удовлетворительной для практических целей точностью сред-
няя по глубине скорость озерного течения (г/ см/с) в мелководной
(глубиной до 5—10 м) нрпдсльтовой части озера может быть вы-
числена по скорости ветра (II7 м/с) па озерном крае дельты с по-
мощью соотношения
U = /<(U7+1),
(4)
где /\ — ветровой коэффициент. Значения этого коэффициента
в рассматриваемом районе для различных направлений ветра, по-
лученные по магсриалам многочисленных синхронных измерений
течения и ветра, приведены в табл. 2.
Таблица 2
Ветровой коэффициент К дли расчета средней за 3 ч скорости течения
в нриделыовой мелководной части оз. Байкал
Направление ветра, румб Направление течения, румб Среднее значение /< для района Пределы изменения А по отдельным участкам
св юз 0,022 0.016—0,028
юв, ю, юз СВ—С—СЗ 0,026 0,020—0,033
СЗ, с ЮЗ—юв 0,027 0,019—0,034
зез св, юз 0,023 0,016—0,029
Ориентировочная оценка возможного переноса речных вод озер-
ными течениями с учетом режима ветров п водности р. Селенги
показала, что значительно разбавленные воды реки могут попадать
как в средний, так и южный Байкал. В связи с тем что в весенне-
летний период, когда водность реки наиболее значительная, преоб-
ладает перепое в сторону среднего Байкала, в эту часть озера пер-
воначально поступают более значительные объемы вод р. Селенги.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Ай п бунд М. М., Бабков А. И., Егор и хин Е. Д. Результаты изу-
чения поверхностных течений в селснгинском районе оз. Байкал с помощью
авиации — «Тр. ГГИ», 1974, вып. 205, с. 45—60.
2. Бутаков А. Н. Расчет течений при внезапном расширении потока.—
«Метеорология и гидрология», 1970, № 11, с. 70—76.
3. Гришанин К В. Динамика русловых потоков. Л., Гидромстеоиздат,
1960. 428 с.
4. Давтян II. А. Расчет трансформации речной струп в водоеме.— «Тр.
ГГИ», 1974, вып. 210, с. 50—60.
5. К а р а у ш св А. В. Проблемы динамики естественных водных потоков.
Л., I ндромстсопздат, 1960. 392 с.
6. Коновалов И. М. Свободные турбулентные струи жидкости.— «Тр.
ЛПИВТ», 1947, вып. 14, с. 251—263.
7. Михайлов В. II. Динамика потока и русла в исприливных устьях
рек. М., Гидромстеоиздат, 1971. 260 с.
8. Рогов М. М. (и др.). Гидрология устьевой области Амударьи. М.,
Гн тромстсоиздат, 1968. 267 с.
9. С е л с з и е в В. М. Распределение скоростей при расширении потока
в безграничной пространственной и движущейся жидкости (на основе исполь-
зования ЭЦВМ).—«Тр. ЛИВТ», 1969.
10. Симонов А. И. Гидрология и гидрохимия устьевого взморья. М.,
Гидромстеоиздат, 1969. 230 с.
Н. А. Скриптунов
(ГОНИ. Москва)
ДИНАМИКА ВОД И СВЯЗАННЫЕ С НЕЙ ПРОЦЕССЫ
НА НЕПРИЛИВНОМ УСТЬЕВОМ ВЗМОРЬЕ1
Устьевое взморье является зоной активного взаимодействия вод
реки и моря. Границей между дельтой и взморьем служит морской
край дельты и гребень устьевого бара.
Устьевое взморье может быть приглубым и отмелым. Основным
критерием определения типа взморья является отношение глубины
речного потока мористее гребня бара к глубине взморья па данном
участке. Малая величина этого отношения характерна для приглу-
бого взморья с резким увеличением глубины мористее гребня бара,
вследствие чего происходит отрыв струп речного потока от дна.
В этом случае речная струя, выходящая па взморье из русла, за-
нимает ие всю толщу воды, а только ее верхнюю часть; снизу опа
подстилается водами взморья.
На отмслом взморье речной поток у морского края захватывает
всю толщу воды до дна, а подстилающий слон морской воды от-
сутствует.
Мпогорукавпая дельта (например, Дуная) может иметь сме-
шанный тип взморья, когда одни рукава выходят иа приглубое
взморье, а другие — па отмелое
В зависимости от конфигурации береговой липни устьевого
взморья оно может относиться к открытому или закрытому типу.’
Различным типам устьевого взморья свойственны своп черты
динамики вод и специфические особенности гидрологических про-
цессов, а также закономерности формирования морского края
дельты и рельефа дна взморья.
Динамика вод и связанные с нею гидрологические процессы на
устьевом взморье обусловливаются как внешними факторами, так
и внутренними, развивающимися непосредственно па взморье.
1 В работе отсутствуют ссылки па литературные источники и собственные
исследования автора, поэтому не представляется возможным оценить достовер-
ность приведенных утверждений. Статья помещается в дискуссионном порядке.
{Прим, ред.)
К внешним природным факторам относятся: сток воды и нано-
сов, тепловой сток, морские течения, волнение, колебания уровня,
солености и температуры воды и воздуха, ледовые явления, дей-
ствия ветра и солнечная радиация.
Существенную роль играют и местные факторы: глубина взмо-
рья, рельеф дна и конфигурация берсговоп линии. Под влиянием
всех этих факторов происходят процессы смешения речных и мор-
ских вод, адвекция солей, тепла и наносов, формирование полей
солености, мутности, температуры воды, гидрофронта и слоя скачка
плотности.
На приглубом взморье колебания уровня, обусловленные реч-
ным стоком и ветром, не велики.
На отмслом взморье величина сезонного хода уровня, обуслов-
ленная речным стоком, значительна. Сгонно-нагонные колебания
уровня отличаются здесь большой величиной, причем нагон преоб-
ладает по величине пад сгоном. Наибольшие величины нагонов
и сгонов отмечаются пе у морского края, как иа приглубом взмо-
рье: вагона — па морском баре и сгона — па его морском склоне.
Ог этой зоны максимумов величина нагонов и сгонов убывает как
в сторону реки, так и в сторону моря. Характерной особенностью
сгонно-нагонных колебании уровня воды па отмелом взморье явля-
ется то, чю продолжительность фазы подъема уровня в среднем
меньше, чем фазы спада уровня воды.
Характеристики ветрового волнения па акватории устьевого
взморья почти пе отличаются от таковых в прибрежной зоне моря,
за исключением зоны больших скоростей с токовою течения, в кото-
рой при совпадении направления волпы и течения длина волпы
увеличивается, высота же се уменьшается, а при встречном
течении, наоборот, длина волны уменьшается, а высота увеличи-
вается.
В штиль и при пепзмеияющсмся уровне скорость стокового те-
чения па приглубом взморье направлена по наибольшему гради-
енту уровня и уменьшается но мере удаления от устья но экспо-
ненциальному закону. В результате смешения иа поверхности раз-
дела речной и морской воды расход стокового течения с удалением
от гребня бара увеличивается.
При ветре на взморье отмечается сложное взаимодействие сто-
кового и ветрового (дрейфового и градиентного) течении.
В этих условиях струя стокового течения отклоняется в сторону
иод влиянием дрейфового течения. В зоне взаимодействия стоко-
вого и дрейфового (градиентного) течений их вектор представляет
собой геометрическую сумму векторов этих двух составляющих.
Мористее бара, где речная струя, выходящая па приглубое
взморье, отрывается от дна, начинается процесс фрикционного
вовлечения подстилающих морских вод в движение по направле-
нию стокового течения. Это вовлечение вод создает в придонном
слое компенсационное течение к бару. Развивается двухслойная
циркуляция, которая усиливается при сгоне и в период половодья
и ослабевает при нагонном встречном ветре.
На отмелом взморье стоковые течения преобладают в обшир-
ном районе до морского бара включительно. Здесь речные воды
выходят на взморье в виде плоскостного и бороздинпого (капало-
вого) потока. В первом случае речные воды, проходя речной бар,
растекаются широким фронтом по отмелям морского бара. Течение
всегда однослойное. При бороздпшюм потоке речные воды дви-
жутся по бороздные до свала или морского склона бара.
При значительном стоке реки процесс возникновения циркуля-
ции сгонного типа под влиянием стокового течения на отмелом
взморье может отмечаться па свале глубин взморья, обычно в боль-
шом удалении от морского края дельты.
При нагонных направлениях ветра в зоне морского бара отме-
чается схождение стокового и ветрового течении.
Па открытом взморье в зоне пресных вод преобладает сгоковое
течение, обычно направленное ио нормали к береговой линии. Мо-
ристее преобладает вдольбереговой поток морских течении, кото-
рый в зависимости от сезона может изменять свое преобладающее
направление па обратное. Вдоль этого преобладающего направле-
ния вытянуты изогалины, изотермы и изолинии гидрохимических
элементов.
На закрытом взморье течение может носить реверсивный ха-
рактер, преобладают течения ог дельты и к дельте. Если преобла-
дающее направление ветровых течении совпадает с направлением
стокового течения и направлением длинной осп залива, то изога-
лины и изотермы располагаются перпендикулярно преобладающим
направлениям течения. С удалением от дельты в море увеличива-
ется роль морских ветровых течений, преобладающее направление
которых обычно совпадает с направлением генеральной линии бе-
рега.
Различие в гидродинамических процессах па устьевых взморьях
различных типов определяет динамические условия формирования
морского края дельты, бара и рельефа взморья. Па приглубом
взморье основную роль в этих процессах играют морские факторы
(волнение, течения), под влиянием которых создается «прибойный»
тип морского края дельты; морской край обычно выровнен. Па от-
мелом взморье наибольшую роль играют речные факторы, создаю-
щие русловой тип морского края дельты с множеством различных
форм рельефа при относительно слабом воздействии воли.
Па и шглубом взморье в динамике морского края дельты, бара
и рельефа взморья проявляется взаимодействие двух противопо-
ложно направленных процессов: выдвижение морского края в море
в период половодья и размыв волнением в межень. Переформиро-
вание донных форм, созданных речным потоком, происходит во
все сезоны.
На отмелом взморье морской край и бар формируются в основ-
ном в период половодья, поток наносов вдоль морского края дельты
незначителен. Если па взморье зоны активного воздействия речных
(стока) и морских (волнения, течения) факторов на формирование
рельефа дна и морского края дельт удалены друг от друга на
большое расстояние, то могут создаваться два бара — речной и
морской.
Основными динамическими факторами, вызывающими измене-
ния солености вод в отдельных районах взморья, кроме стоковых
течений, являются ветровые течения, волнение и связанные с ними
адвекция солей и перемешивание вод. Существенное влияние ока-
зывают также глубина и рельеф дна, конфигурация береговой ли-
пни, температура воды и ледяной покров.
Специфической особенностью взморья являются кратковремен-
ные (от нескольких часов до нескольких суток) колебания соле-
ности воды. Условием существования этих колебаний являются
большие горизонтальные и вертикальные градиенты солености, соз-
даваемые соприкосновением речпых и морских вод, а факторами,
которые вызывают эти колебания, являются ветер и связанные
с ним процессы в море.
Расслоение вод па взморье при стоковой и сгонной циркуляции,
периодически (при нагонах) прерываемое ветровым перемешива-
нием, способствует расширению зоны трансформации речных вод и
является основным процессом смешения речпых и морских вод.
В теплый период года зона смешения речпых и морских вод
характеризуется наличием гидрофронта и слоя скачка солености
воды. Осенью, перед началом ледообразования, величины солено-
сти н температуры воды по вертикали обычно выравниваются, за
исключением очень прпглубого взморья, где па узком прпбаровом
участке даже зимой может сохраняться слон скачка плотности
воды.
В результате кратковременных, сезонных и межгодовых измене-
нии величина солености воды в любой точке взморья имеет вероят-
ностный характер. 11росграпсгвсппо-времеш1ую изменчивость соле-
ности воды по акватории взморья можно представить в виде се-
мейства кривых распределения вероятности. Гни кривой изменяется
по мере удаления от дельты в море.
Влияние стока реки, особенное! и динамики вод и большое раз-
нообразие глубин взморья обусловливают сложность и контраст-
ность в режиме температуры воды. Неравномерность нагрева и ох-
лаждения вод в мелководной зоне и за свалом глубин вызывает
сезонные и виутрисуточные изменения величин и направления гори-
зонтальных градиентов температуры воды.
На прпглубом взморье речной сток оказывает непосредственное
тепловое воздействие па воды взморья. На отмелом же взморье
тепловое воздействие речного стока нарушается трансформирующим
влиянием мелководной зоны, где речные воды приобретают темпе-
ратуру, свойственную этой зоне. Поэтому, например, весной реч-
ные воды Волги способствуют пе понижению температуры воды
взморья а, наоборот, ее повышению.
Характерной особенностью свала глубин взморья в весенне-
летний период является возникновение слоя скачка температуры
воды, который усиливается при циркуляции сгонного типа и пе-
риодически разрушается под влиянием ветрового перемешивания
24 Зак. № 325
369
при нагонах. Существование этого слоя, совпадающего со слоем
скачка солености, обусловливает следующие особенности: а) над
слоем скачка в летние месяцы температуры воды несколько выше,
а величина суточного хода больше, чем в прилегающих районах
моря; б) под слоем скачка может существовать линза холодной
воды, отделенная более теплыми водами от остальной части вод
моря; в) слой скачка препятствует обмену количеством движения,
что вызывает дефицит содержания кислорода у дна.
В период нагрева циркуляция вод сгонного типа, вызываемая
воздействием стокового течения, создает в районе свала глубин
взморья приток теплых вод в поверхностном слое и холодных
в придонном. В период охлаждения вод происходит обратное
явление.
Фронтальная зона на взморье ярче всего выражена в придон-
ном слое па морском склоне бара или свале глубин (отмелое
взморье), где па тепловые процессы активно влияют динамические
факторы, сменяющие друг друга: адвекция вод и интенсивное
ветровое перемешивание. В результате этих процессов периодиче-
ски происходит смещение термоклина п клина солены? вод.
Установление ледяного покрова в зимний период изменяет гид-
родинамические условия па устьевом взморье. Взаимодействие
речных п морских вод подо льдом происходит по-иному, чем в пе-
риод, свободный ого льда. Лед изолирует воды взморья от ветра,
прекращаются волнение, ветровое перемешивание, местные сгопио-
нагонные колебания уровня и ветровые течения.
Легкие речные воды распространяются подо льдом топким по-
верхностным слоем, почти по смешиваясь с водами взморья, что
создает резко выраженный слон скачка солености (плотности)
воды. Благодаря этому дальность распространения речных вод
в поверхностном слое в зимний период увеличивается. Распрсспсн-
ныс воды изолируют ледяной покров от морских вод, в результате
чего прекращас гея зимняя подледная вертикальная конвекция и
появляется холодный промежуточный слой воды, сформировав-
шийся в период ледообразования.
Дальнейшее нарастание льда происходит по из морской воды,
а из распрсспенпой пли пресной воды, что приводит к созданию
слоистости льда и изменению его физико-механических и хими-
ческих свойств.
Наибольшие горизонтальные градиенты солености воды (гидро:
фронт) обычно наблюдаются у кромки льда
Основным, постоянно действующим фактором, обусловливаю-
щим на взморье течения подо льдом, является сток реки. Кроме
того, па течения действуют кратковременные колебания уровня на
взморье в виде сейш, длинных воли, сгошю-пагоппых колебаний
уровня. С этими волновыми колебаниями уровня связаны градиент-
ные и инерционные течения.
Подо льдом на устьевом взморье существуют три основных
схемы течений. Преобладающей по повторяемости является схема
стоковых течений, которая отмечается при неизменном уровне. Это
же направление течений подо льдом наблюдается и при фазе спада
уровня на взморье.
При малой интенсивности подъема уровня на взморье сущест-
вует переходная от прямых к обратным (к делые) схема тече-
ний. При этой схеме на взморье имеется зона схождения стоковых
и градиентных (обратных) течении, местоположение которой зави-
сит от степени уменьшения скорости стокового течения но мерс
удаления от дельты и интенсивности повышения уровня на взморье.
Сначала зона схождения течений возникает у кромки льда, а за-
тем приближается к морскому краю дельты (бару). При значи-
тельных величинах интенсивности роста уровня взморья течения
осуществляются но схеме обратных течений, когда вся акватория
взморья занята последними.
Повторяемость той или иной схемы течения определяется со-
•ответствующей повторяемостью величии интенсивности изменения
уровня виды на взморье.
Скорость течения в любой точке взморья подо льдом опреде-
ляется но скорости стокового течения и величине интенсивности
изменения уровня воды.
Взаимодействие стокового и градиентного течений приводит
к тому, что кривая распределения вероятности суммарной скоро-
ст течений в любой точке взморья носит сложный характер и
состоит из суммы кривых распределения отдельных составляющих
скорости: стоковой и градиентной.
Скорость суммарного течения подо ль том на взморье закрытого
тина для любой точки вычисляется но формуле
v=vcr — I\M/,
где v —скорость суммарного течения; — скорость стоковою те-
чения; /\—эмпирический коэффициент; А// — величина интенсив-
ное! и изменения уровня воды па морском крае дельты.
Таким образом, динамика воды и связанные с нею гидрологи-
ческие процессы па устьевом взморье определяются величиной
стока реки, глубиной и рельефом дна и конфигурацией береговой
линии.
И. Л. Розовский, А. Н. Шабрин
(Пн-т гидромеханики ЛИ УССР, Киев)
ГИДРАВЛИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ ПРОЦЕССОВ
РАСПРОСТРАНЕНИЯ ФРОНТА СОЛЕНОЙ И ПРЕСНОЙ
ВОДЫ В ПРИЗМАТИЧЕСКИХ РУСЛАХ
Изменение гидрологического режима ряда рек южных обла-
стей пашен страны, связанное с отбором значительной части их
стока па орошение и другие нужды, нарушает состояние естест-
венного динамического равновесия между пресной и соленой водой
в устьях рек и лиманах. Для регулирования водообмена в этих
районах в настоящее время разрабаiываются проекты ряда круп-
ных гидротехнических сооружений, в связи с чем значительно воз-
растает интерес к динамике взаимодействия речных потоков с мор-
ской водой.
Одним из проявлений такого взаимодействия является проник-
новение морской воды в устье реки, т. е. распространение соленого
клина. Исследованию этого явления посвящено довольно мною ра-
бот, особенно в зарубежной литературе, однако ряд вопросов, в ча-
стности, влияние шероховатости и уклона дна русла, процесс дви-
жения головной части соленого клипа и др., остается еще недоста-
точно ясным. Описание лабораторных исследовании, посвященных
этим вопросам, дано в первой части настоящей работы.
Эксперименты проводились па установке, которая представляла
канал прямоугольной формы, выполненный из прозрачного мате-
риала. Длина канала 4500 мм, ширина 70 мм и высота 140 мм.
Подвижный затвор делил капал на две равные части, которые за-
полнялись пресной и соленой водой. Относительная разность плот-
ностей пресной и соленой воды Ар/р в опытах изменялась в пре-
делах 0,005—0,20.
При открывании затвора происходило взаимное проникновение
соленой и пресной воды в отсеки канала и одновременно замы-
кался контактный датчик, что отражалось на осциллограмме
в виде соответствующего импульса. Затем на этой же осцилло-
грамме записывались импульсы от двух контактных датчиков, с по-
372
мощью которых фиксировались последовательные положения фрон-
тов пресной и соленой воды по длине канала, что позволяло опре-
делять скорость их перемещения.
Наряду с указанным способом фиксации скорости перемещения
клиньев воды с различной плотностью широко использовалась ки-
носъемка с помощью аппарата «Конвас», которая проводилась со
стационарной следящей установки.
Данные, полученные в результате исследования, позволяют
судить о скорости распространения потоков воды различной плот-
ности, о форме фронтальных частей этих потоков и взаимодействии
между ними.
Подобные исследования проводились и ранее [2, 4, 5, 7], однако
выполнялись они в основном на моделях с гладкими стенками
н нулевым уклоном дна. Здесь рассматривается свободное развитие
плотностного течения от его возникновения до момента достижения
фронтом потока торцевых стенок капала, причем основное внима-
ние уделяется изучению характера движения фронтальных частей
плотностных потоков п факторов, па пего влияющих, таких, как
шероховатость и уклон дна капала и наличие подстилающего слоя
соленой воды.
Для анализа течения в этих случаях обычно используется по-
нятие плотностной скорости, величина которой определяется по
формуле
где g— ускорение свободного падения; II — полная глубина по-
тока.
Выполненные измерения позволили установить, что скорость
распространения фронта тяжелой жидкости различна. В начальной
фазе движения скорость фронта изменяется в больших пределах,
а затем это изменение происходит значительно медленнее и можно
принять, что величина коэффициента плотностной скорости /< =
=-77— близка к постоянному значению (здесь v— скорость фронта
г А
плотностного потока, зафиксированная в эксперименте).
Из условий подобия или размерности видно, что поскольку жид-
кости до открытия затвора были неподвижны, то характерной ско-
ростью явления будет плотностная скорость Иа, а характерным
числом Рейнольдса — выражение
где т — кинематическая вязкость, которая для обеих жидкостей
принимается примерно одинаковой.
Анализ большинства известных экспериментальных работ пока-
зывает, что для чисел Ред^2-104 значение коэффициента плот-
ностной скорости изменяется в диапазоне 0,45—0,50.
Экспериментальные данные, характеризующие степень слияния
шероховатости, уклона дна канала и подстилающего слоя тяжелой
жидкости, представлены на рис. 1 в координатах
Го=?(7’1/Г2-Лс/Я),
где Tt — интервал времени, в течение которого фронт соленого
клина преодолевает фиксированный отрезок пути Ц при наличии
шероховатости, уклона дна и подстилающего слоя; Т2 — интервал
времени, в течение которого соленый клин преодолевает тог же
отрезок пути /г- в канале с гладким горизонтальным дном без под-
Рпс. 1. Влияние шероховатое!и, уклона дна канала п толщины
подстилающего слоя тяжелой жидкости па плотностное течение.
1, 2, 3 — Re соответственно 1,5 • 10’; 3,0 • IО4; 0,0 ♦ I04; средний размер вы-
ступов шероховатости (I р—(3-е-5) мм; 4, 5 — уклон дна капала Z-*0,01 и 1=
в0,02 соответственно при Re “Const“4,3 • 104; 6, 7, 8 — относительная тол-
щина подслоя АД///“0,05; 0,1; 0,2; плотность воды в подстилающем слое
Ap/p=0,i; Re “Const=4,0 JO4.
стплающсго слоя; Lc — путь, пройденный фронтом соленого клипа
от начального створа.
Влияние шероховатости (кривые /, 2, 3 на рис. 1) было иссле-
довано в диапазоне чисел ReA= (1,54-6,0) • 104. Установлено, что
наиболее сильно влияние шероховатости (Tq = 1,254-1,28) проявля-
ется па начальных стадиях движения при Ас/Я^10. По мере уда-
ления фронта тяжелой жидкости от начального створа величина
То стремится к единице.
В противоположность действию шероховатости влияние уклона
дна (кривые 4, 5 на рис. 1) иа скорость перемещения соленого
клина незначительно в начальной стадии движения и возрастает
по мере удаления от начального створа. Чем больше уклон дна.
тем больше различия То в начальной и конечной стадиях движе-
ния. Максимальное значение То при уклоне диа i = 0,02 состав-
ляло 1,25.
В условиях практической эксплуатации различных каналов воз-
можны ситуации, когда соленый клип перемещается по руслу,
в котором у дна находится слой соленой воды. Плотность воды
в этом слое может быть меньше или равной плотности морской
воды. Кривые 6, 7, 8 па рис. 1 иллюстрируют влияние толщины
подстилающего слоя на скорость перемещения соленого клина
в условиях, когда плотность их одинакова. На начальной стадии
движенья подтормаживающее влияние подстилающего слоя макси-
мальное, а затем с увеличением LJII оно уменьшается. При отно-
сительной толщине подстилающего слоя Л/г/Я = 0,05 его влияние
практически пе ощущается, но при А/г/// = 0,1, а особенно при
\/i//Y = 0,2 это влияние весьма заметно и То колеблется в пределах
1,2—1,37. Исследования, выполненные с различными Ар/р слоя, по-
казали, что в диапазоне Лр/р = 0,1 4-0,005 при толщине слоя \h!H =
= 0,1 каких-либо ощутимых различий во влиянии подстилающего
слоя нс обнаружено.
В процессе исследовании изучались формы поверхности раз-
дела потоков различной плотности в зависимости от условии тече-
ния, определяемых параметром Кед.
Материалы киносъемки позволили установить, что при RcA =
= (14-6)-103 форма поверхности раздела it районе соленого клина
отличается слабой извилистостью. После прохождения фронта воз-
никает четко выраженная поверхность раздела. При увеличении
параметра Кед до (G4-10) • 103 на лобовой поверхности клипа после-
довательно появляются возмущения в виде нескольких з)оцов, ко-
торые, разрушаясь, образуют довольно нерегулярную поверхность
раздела. После прохождения фронта снова устанавливается глад-
кая и устойчивая поверхность раздела.
Наиболее интересная картина наблюдается при ReA = (34-4) . 104,
когда на поверхности соленого клипа формируется четко выражен-
ная система вихрей (рис. 2), подобно той, которая наблюдалась
в опытах Торпа [9]. Разрушаясь, эти вихри дают характерную пе-
ремежающуюся форму поверхности раздела, весьма напоминаю-
щую турбулентное течение. Однако после прохождения головной
части клипа устанавливается довольно спокойная поверхность раз-
дела без заметных возмущений.
При ReA порядка 1 • 10Г) четких вихревых структур уже пе наб-
людалось. После прохождения головной части клина поверхность
раздела приобретала некоторые признаки турбулентности в виде
отдельных всплесков. К концу опыта поверхность раздела дела-
лась сравнительно спокойной.
Резюмируя сказанное, можно сделать вывод о том, что голов-
ная часть соленого клипа обладает повышенной неустойчивостью.
Влияние вязкости на этом участке менее существенно, чем на
остальной поверхности раздела.
Полученный экспериментальный материал позволил установить,
что фронт клипа тяжелой (а следовательно, и легкой) жидкости
движется нестационарно, т. е. имеет место чередование ускоренного
и замедленного режимов движения. Анализ данных, приведенных
в работе [7], показал, что это явление наблюдалось и ранее, однако
специально отмечено не было. Можно предложить следующее ка-
чественное объяснение данного явления. В процессе движения клип
тяжелой жидкости внедряется в более легкую жидкость, находя-
щуюся в состоянии покоя, и одновременно освобождает простран-
ство в районе фронта легкой жидкое!и. В результате возникает
поверхностное компенсационное течение.
В связи с тем что на плотностное течение значительное влияние
оказывает характер движения жидкости в районе фронта плотност-
ного потока, был поставлен ряд экспериментов, основной целью ко-
рне. 2. Форма поверхности пресной и
соленой воды при Rc = (3-*-4) • 104.
Рис. 3. Линни тока легкой
в районе фронта тяжелой
Rca 3- 104.
жидкости
жидкости
торых являлось получение качественной картины течения в непо-
средственной близости от головной части соленого клина.
Как видно из приведенного (фотоснимка (рнс. 3), липин тока лег-
кой жидкости в районе фронта имеют крутизну, убывающую ио
мере приближения к свободной поверхности. Кроме того было
установлено, что непосредственно над фронтом тяжелой жидкости
происходит повышение свободной поверхности относительно пер-
воначального уровня, которое зависит от кинетической энергии
фронта тяжелой жидкости. Подъем уровня свободной поверхности
приводит к увеличению действия сил гидростатического давления
со стороны покоящейся легкой жидкости, направленного против
движения клина тяжелой жидкости. Возникает уклон свободной
поверхности, направленный в сторону, противоположную движению
клипа, что способствует увеличению скорости компенсационного те-
чения, которое в свою очередь вызывает увеличение сил трения на
поверхности раздела двух жидкостей.
Увеличение сил сопротивления подтормаживает движение со-
леного клина, что приводит к уменьшению подъема свободной по-
верхности и, следовательно, к уменьшению сил сопротивления. По-
этому в последующие моменты времени соленый клин вновь начи-
нает двигаться с ускорением до тех пор, пока вновь не появятся
достаточные силы сопротивления, чтобы затормозить его движение.
Процесс этот наиболее четко выражен в начальнон стадии движе-
ния фронта соленой воды.
Второй вопрос, который в некоторой степени освещен в данной
работе, касается выхода пресной струи в широкий водоем, напол-
ненный соленой водой. Это необходимо для расчета течений и рас-
пределения солености па устьевом взморье.
Как следует из работ [6, 8], в устьевой области могут иметь,
место:
1) течения с расходящимися в радиальном направлении лини-
ями тока, где, как утверждается в работе [6], отсутствуют турбу-
лентность и вихри;
2) течения с развитой турбулентностью и вторичными течени-
ями, имеющие большое сходство с плоской струей;
3) промежуточные формы, которые, по утверждению Кашпва-
мура [6], больше всего согласуются с натурными наблюдениями.
В работе |8] указывается, чго характер течения зависит от
плотностного числа Фруда [см. формулу (4)] в устье реки или
канала, величина которого может колебаться в достаточно широ-
ких пределах.
В наших исследованиях была принята схема эксперименталь-
ной установки, которая давала возможность проводить опыты при
плотностном числе Фруда порядка 0,4—0,5.
Экспериментальная установка состояла из двух бассейнов раз-
мерами 2X3 и 2X5 м, соединенных между собой каналом длиной
2,2 м. В большем бассейне была налита соленая вода (Ар/р = 0,05),
а в канале и меньшем бассейне — пресная. Свободная поверхность
соленой и пресной воды находилась па одной отметке. После
открытия затвора, разделяющего обе жидкости, начинался водо-
обмен. Дно бассейна, заполненного соленой водой, было стеклян-
ным для подсветки снизу с целью визуализации пятна пресной
воды, которая перед началом опыта подкрашивалась.
Растекание легкой жидкости но поверхности более тяжелой
изучалось в условиях нестационарного режима течений. В течение
опыта пятно пресной воды непрерывно расширялось и деформиро-
валось.
В процессе эксперимента фиксировались форма и скорость рас-
текания пятна пресной воды, поверхностные скорости движения
частиц жидкости внутри растекающегося пятна, а также распреде-
ление солености по вертикали в некоторых точках пятна. Съемка
распространения пятна пресной воды прекращалась, когда внешние
границы пятна достигали боковых стенок бассейна, так как появ-
ляющиеся вскоре в угловых зонах водоворотпые области сильно
искажали картину течения.
Чтобы выявить влияние фактора случайности при изучении
плановой картины растекания пресного пятна, был проведен ряд
опытов при неизменных начальных и граничных условиях. Анализ
этих экспериментов показал, что общая картина воспроизводится
в среднем удовлетворительно.
На рис. 4 приведена характерная плановая картина растекания
пресной воды в широком водоеме, заполненном соленой водой.
Киносъемка картины растекания производилась с частотой 18 кад-
ров в секунду. На рисунке нанесены последовательные во времени
контуры пятна.
Рис. 4. Плановая картина растекания пятна пресной воды в широком водоеме,
заполненном соленой водой с Лр/р = 0,05.
Анализ результатов выполненных экспериментов показал, что
плановая форма пятна весьма близка к окружности. Форма пятна
симметрична относительно продольной оси водоема. В начальной
фазе движения скорость роста во времени радиуса окружности
пресного пятна составляет 9—8 см/с; затем она уменьшается, стре-
мясь к некоторому постоянному значению, которое в наших экс-
периментах было около 2 см/с.
Как уже отмечалось, во время эксперимента производились из-
мерения поверхностных скоростей, которые фиксировались с помо-
щыо поплавков-индикаторов. Поплавки вводились в поток в про-
цессе движения пресного пятна. Анализ полученных результатов
показал, что скорость распространения контура пятна пресной
воды незначительно отличается (в пределах 5—15%) от скорости
перемещения частиц жидкости, находящихся внутри этого пятна.
Контур пятна распространяется с переменной скоростью. В началь-
ных фазах движения скорость Рп приблизительно равна (0,5—
0,6) Рд. По мере удаления от выходного отверстия скорость Vu
уменьшается, стремясь при этом к некоторому постоянному значе-
нию. В условиях наших опытов величина Ип была равна 0,21/д.
Весьма важным является вопрос о возможности переноса ре-
зультатов, полученных па сравнительно малых модельных установ-
ках, в натурные условия. Для течений, в которых большую роль
играют гравитационные силы, обусловленные плотностной неодно-
родностью жидкости, существенными являются следующие крите-
рии подобия:
а) критерий Фруда (при наличии свободной поверхности жид-
V
где v и II— характерные скорость и глубина потока;
б) критерий Рейнольдса
о vir
Re=------
'V
в) плотностное число Фруда
V
Vg ApW
Часто вместо Егд употребляют среднее число Ричардсона
i_____1 _ g&p/p//
cl> рг2 у2
1 *△
Для характеристики подобия в отдельных точках потока часто
применяют локальное число Ричардсона
Г>; ____
K p(<V//dz)2 ’
где z— вертикальная координата.
Многочисленными опытами Элисон и Теркер установили, что
процесс перемешивания между слоями жидкости разной плотности,
движущимися с различными скоростями, в основном определяется
величиной Ргд или RiCp. Причем, если РгЛ=С 1, то даже при больших
числах Рейнольдса перемешивание сравнительно мало и образу-
ются двухслойные (или многослойные) стратифицированные тече-
ния. Как было показано выше, для соленого клина в призмати-
ческом канале скорость распространения ^ = 0,45Рд, относительная
скорость движения слоев ^отп = 0,9Кд и плотностное число Фруда
FrA< 1. Именно этим, по-видимому, объясняется отмеченная выше
относительная устойчивость поверхности раздела соленого и прес-
ного клина даже при сравнительно больших числах Кед.
Приведенные рассуждения позволяют предположить, что опи-
санные выше результаты, полученные па небольшой модели, будут
сравнительно близки к натурным.
При растекании пресной речной воды па устьевом взморье,
очевидно, будут встречаться случаи, когда плотностное число
Фруда Ргд для потока за пределами устьевого бара окажется
сравнительно малым (Ргд<1). Тогда и в натурных условиях при
отсутствии сильного ветра пресная 'вода будет растекаться по по-
верхности, сравнительно мало перемешиваясь с нижележащей со-
леной водой.
Такой вывод подтверждается и натурными наблюдениями [3].
Конечно, на достаточном удалении от устья, где скорости стокового
течения малы, произойдет перемешивание за счет морских течений
и турбулентности среды. Эти процессы будут усиливаться н иска-
жаться под действием ветра и ветровых течений.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Гидравлические исследования. М.—Л., Госэисргопздат, 1962, 141 с.
2. Гидродинамике! береговой юны и эстуариев. Л, Гидрометеоиздат, 1970.
394 с.
3. Гидрология устьевой области Дуная. М , Гидрометеоиздат, 1963. 383 с.
4 В а г г D. I Densimelric exchange flow in rectangular channels.— “La llouil-
le Blanche”, 1963, N 7, p. 739—751.
5. Barr D. 1. Densimetric exchange flow in rectangular channels.— “La IIoull-
le Blanche”, 1967, N 6, p. 619—632.
6 Kashiwa mura M., Yoshida S. 1 low pattern at a river mouth.—
“Intern. Sympos. on Stratified Flows”, Nowosibirsk, 1972, p. 5.
7. Murota A, Kanda J. Fundamental studies on salinity intrusion through
tide-gate.— “Tech no I. Repts. Osaka Univ.”, 1970, vol. 20, p. 27—38
8. Stolzenbach К D., Ilarlcman D. R. F. An Analytical and experi-
mental investigation of surface discharge of heated water. R. M. Parsons Lab.
Water Res. Hydro Dept. Civil Eng., MIT, 1971. 212 p.
9. Thorpe S. A Experiments on the instability of stratified shear flows:
miscible fluids.— “J. of Fluid Meeh.”, 1971, vol. 46, p. 2.
И. П. Гиляров
(ЛПВТ, Ленинград)
В. В. Иванов
(ДАНИИ, Ленинград)
РЕЗУЛЬТАТЫ ЛАБОРАТОРНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ
ВОДНОГО РЕЖИМА УСТЬЕВЫХ УЧАСТКОВ КРУПНЫХ РЕК
СИБИРИ
Изучение водного режима устьевых участков крупных рек Си-
бири имеет большое научное и народнохозяйственное значение.
Однако Э1 и исследования, проводимые только экспедиционным
путем, являются сложными, дорогими и технически нс всегда со-
вершенными. Для таких объектов значительно более эффективно
комплексное использование натурных и лабораторных исследова-
ний. На модели можно довольно точно воспроизвести режим по-
тока, обусловленный отдельными гидрологическими факторами,
а иногда п их совокупностью. При этом во многих случаях натур-
ные данные могут быть ограничены лишь минимумом, необходи-
мым для создания и проверки подобия моделей, что позволяет
значительно сократить объем полевых работ.
До настоящего времени гидравлическое моделирование устьевых
участков крупных рек встречает затруднение из-за недостаточных
рабочих площадей гидротехнических лаборатории и относительно
большой стоимости создания и использования гидравлических
моделей. Поэтому в последние годы все большее применение при
исследовании устьев рек находит метод, получивший название воз-
душнонапорного, или аэродинамического, моделирования.
Этот метод возник в конце 40-х годов [1, 10] и в дальнейшем
получил широкое теоретическое и методологическое развитие [3,
9]. В настоящее время им пользуются во всех случаях, когда на
моделях решают задачи, пе связанные с изменениями водного
режима во времени.
В последние годы начаты проработки [3], позволяющие экспе-
риментально-расчетным способом, используя жесткую модель с не-
изменным рельефом, получить картину распределения и движения
взвешенных наносов. Исследования в этой области еще не закоп-
чены. Но это направление открывает перспективу расчета русло-
вых деформации по измерениям кинематики потока, сделанным
па жесткой модели.
При использовании метода воздушпонапорпого моделирования
весьма простыми и дешевыми средствами для бытовых и проект-
ных условий можно получить: распределение расходов воды но
рукавам и по ширине потока; план рельефа водной поверхности
в виде изолиний отметок; распределение местных продольных и по-
перечных уклонов; плановую кинематику потока в виде траекто-
рий движения воды па поверхности и в придонном слое; границы
мертвых зон и зон замкнутой циркуляции и распределение течений
по глубине.
Большим достоинством метода аэродинамического моделирова-
ния рек является возможность проведения исследований водного
режима огромных многорукавпых участков на мелкомасштабных
моделях при большой разнице в глубинах, большой амплитуде ко-
лебания уровней и расходов и малых величинах уклонов свободной
поверхности. Получение практически цепных результатов возможно
при весьма малом количестве исходных данных. Последнее обстоя-
тельство особенно существенно потому, что такие данные прихо-
дится получать с помощью полевых изысканий, которые для круп-
ных рек Сибири выполняются в суровых малообжитых районах
Кранного Севера.
С 1956 г. Арктический и антарктический научно-исследователь-
ский институт совместно с Ленинградским пнегитуiом водного
транспорта используют метод аэродинамического моделирования
для изучения водного режима устьевых участков крупных рек Си-
бири. Эти участки отличаются большими размерами, сложностью
гидрографической сети и в большинство случаев имеют дельтовый
характер. Колебания уровня воды в устьях обусловливаются изме-
нениями водности реки, сгонно-нагонными и приливо-отливными
явлениями. При этом основными источниками возмущения уровня
являются колебания речного стока и ветровое воздействие: при-
ливо-отливные колебания в большинстве случаев играют второсте-
пенную роль. Все это создает картину пеустаповившегося движе-
ния потока. Только в период летпе-осеппей межени и при отсутст-
вии сильных ветров движение воды иа устьевых участках рек
приближается к установившемуся. Более подробно особенности
водного режима устьевых участков рек Сибири рассмотрены в ра-
ботах [2, 4, 5, 8]. Гидрологические и морфометрические характе-
ристики исследованных объектов приведены в табл. 1.
Целесообразность применения метода аэродинамического моде-
лирования для исследования водного режима устьевых участков
рек Сибири, несмотря па резко неустановившийся характер их вод-
ного режима, объясняется тем, что для большинства прикладных
Таблица 1
Гидрологические и морфометрические характеристики устьевых участков крупных
рек Сибири
Река Протяженность участка, км Расход воды па выходе в дельту м3/с Дальность про- никновения ко- лебаний уровня моря в реку,км
устьевого в том чи- сле дель- тового средний наиболь- ший наимень- ший сгопно- нагонных прилив- ных
Енисей . . . 1000 181 18 000 165 000 11 300 1000 550
Лена 106 1UG 16 000 194 000 11 200 56 25
Обь 358 136 12 300 42 800 6 000 358 51
Колыма . . . 283 107 3 500 25 100 980 283 Нет
Индигирка . . 137 137 1 800 И 500 640 137 5
Оленек . . . 230 22 1 350 25 000 60 230 230
Яна 158 158 1 870 13 000 280 133 10
Таз 180 106 870 6 630 110 180 Нет
Пур 100 78 880 7 910 ЗЮ 100 Нет
задач гидрографии и гидротехники в качестве исходных использу-
ются обобщенные данные о расходах и уровнях воды (расходы и
уровни заданной обеспеченности но опорным гидрометрическим
створам и постам) без учета временной изменчивости и привязки
к определенному моменту времени. К таким характеристикам
в первую очередь относятся проектные и срезочиые расходы и
уровни воды, нули глубин карт, распределение расходов воды но
рукавам дельты. Немаловажное значение имеет аэродинамическое
моделирование при оценке изменения расходов и уровней воды па
устьевых участках рек в связи с выполнением тех пли иных гид-
ротехнических проектов. В современных условиях эта оценка обы-
чно также осуществляется при каких-то заданных проектных уров-
нях и расходах воды. Поэтому, несмотря на неустановившийся
уровенный режим устьевых участков крупных рек Сибири, метод
аэродинамического моделирования, основанный на закономерностях
установившегося движения, был широко использован при изучении
их водного режима.
Успешному применению моделирования для исследования вод-
ного режима устьевых участков рек во многом содействовала до-
статочно полная гидрографическая изученность и наличие гидро-
логических постов па их границах. Наличие крупномасштабных
гидрографических съемок позволило воспроизводить па модели
рельеф русла, а данные многолетних наблюдении за расходами
и уровнями на границах устьевых участков создавали достаточно
надежную основу для определения режимов моделирования [4, 5].
Основные характеристики воздушнонапорных моделей, изготов-
ленных в лаборатории, приведены в табл. 2, а географическое
расположение изученных объектов показано на рисунке.
25 Зак.
w
КЗ
си
БО 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170
80 90 100 110 120 130 140
Устьевые участки рек Сибири, по которым проводились лабораторные исследования водного режима.
—дель ы в целом и их крупные фрагменты; Д— отдельные устьевые перекаты и бары Цифры соответствуют номерам в табт 2.
Таблица 2
Основные характеристики воздушнонапорных моделей устьевых участков рек Сибири
№
п/п
Объект исследования
Год Размер заверше- исследуемого ния иссле- _ J объекта, км доваиия Масштаб изделий Диапазон изучен- ных расходов воды, м3/с Число исследованных режи мов
плановый верти- кальный бытовых проектные варианты
А) Дельты
1 Дельта р Оби 1963
2 Дельта р. Колымы 1964
3 Дельта р. Енисея 1966
4 Вершина дельты р. Лены 1968
5 Дельта р. Пур 1971
6 Дельта р. Таз 1972
Б) Бары и перекаты
7 Перекатный участок в дельте р. Лены 1957
8 Перекат на приустьевом участке
р. Енисея 1962
9 Бар протоки Главная р. Яны .... 1967
10 Устье и бар Быковской протоки
дельты р. Лены 1970
11 Перекатный участок в дельте р. Ени-
сея 1973
ОО сл
150 X 50
120 X 65
125 X 70
14Х 15
18X28
18X28
10X5,5
36 X 6
24X20
40 ХЗО
48X30
1 :20 000
1 :15 000
1 :15 000
1 ; 3 000
1 :3 500
1 :3500
I : 2 500
1 :5 000
1 :2 500
1 :8 000
1 :6 000
1 :500 11 000 1 4
1 :400 4 500—7 700 2 3
1 :500 17 000—55 000 2 8
1 : 500 14 000-40 000 2 —
1 : 150 1 080—3 680 3 2
1 : 125 1 200—5 800 3 2
1 :250 2 000—6 500 3 11
1 :500 16 100—59 600 3 6
1 :150 200—1 500 2 3
1 :200 2 000—6000 2 5
1:500 11 550-60000 3 2
Все модели устьевых участков рек Сибири по размеру иссле-
дуемых объектов, целям и задачам исследований можно разделить
на две группы. К первой группе (А) следует отнести исследование
дельт в целом или их крупных фрагментов, ко второй группе (Б) —
исследование отдельных устьевых перекатов и баров.
Вопрос о допустимости принимаемого на модели искажения
масштабов подробно рассматривался при проектировании каждой
конкретном модели с учетом целей и задач исследования, а подо-
бие моделей проверялось по натурным материалам с помощью
масштабной серии опытов.
Основной целью исследований водного режима дельт являлось
изучение распределения расходов и уровней воды по рукавам при
характерных режимах расходов воды в реке и уровнях моря,
а также оценка возможного их перераспределения при проектиро-
вании и осуществлении гидротехнических проектов, связанных
с улучшением судоходных условий [2, 3, 8]. Па фрагмептных моде-
лях большое внимание уделялось исследованиям планов течении,
поверхностных и донных скоростей, связи их с тенденциями в рус-
лоформирующей деятельности потока как в бытовых условиях, так
и при различных вариантах схем регулирования стока [1, 7].
В результате исследования обычно выбиралась оптимальная схема
мероприятий, изменяющая в нужном направлении распределение
стока в дельте. Как правило, одна (иногда две) из выбранны < про-
ектных схем проверялась при других значениях расходов и уров-
ней воды.
Таким образом, наряду с легальным изучением водного режима
дельт сибирских рек решались задачи но выбору оптимального ва-
рианта их регулирования. Основные выводы исследований обычно
использовались для обоснования разрабатываемых проектными
организациями схем улучшения судоходных условий, а также для
экспертной оценки ранее выполненных проектов.
Состав полевых изыскательских материалов, необходимых для
создания аэродинамических моделей устьевых участков рек, зави-
сит о г поставленных задач и особенностей объекта исследований.
Однако в любом случае для создания модели, как минимум, необ-
ходимы: план рельефа участка в горизонталях или изобатах; обоб-
щенные данные о расходах воды, поступающих в дельту, и соот-
ветствующих им уровнях па границах исследуемого участка в еди-
ной системе высот; сведения о гранулометрическом составе грунтов.
Кроме того, для намеченных режимов моделирования желательно
иметь хотя бы ио главным рукавам кривые свободной по-
верхности. Установление кривых свободной поверхности но уров-
ням в зоне влияния моря может быть осуществлено по специаль-
ной методике [6]. Более подробно требования к исходным данным
для моделирования изложены в работе [4].
В заключение следует отметить, что многолетний опыт исполь-
зования напорных аэродинамических моделей для изучения про-
странственных характеристик водного режима дельт рек Сибири
создал твердую уверенность в технической и экономической эффек-
тивности такого метода исследования и целесоооразности замены
значительной части полевых гидрометрических работ лаборатор-
ными экспериментами.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Аверкиев А. Г. Новый метод гидравлических модельных исследова-
ний.— «Изв. ВИИИГ», 1952, т. 47, с. 15—18.
2. Антонов В. С., Гиляров Н. П., И в а н о в В. В. Экспериментальные
исследования водною режима дельты р. Оби.— «Проблемы Арктики и Антарк-
тики», 1965, вып. 20, с. 23—30.
3. Гиляров II. П. Моделирование речных потоков Л., Гидрометеоиздат,
1973. 200 с.
4. Гиляров II. II., Иванов В. В. Моделирование устьев арктических
рек.— «Проблемы Арктики и Антарктики», 1960, вып 2, с. 35—12.
5 Гиляров II П., Иванов В. В. Исследования на моделях режима
уровней и течений устьев рек в зоне влияния моря.— «Тр. ДАНИИ», 1963,
т. 254, с. 155—162.
6 Иванов В. В. О временной изменчивости стока и уровнен в дельтах
рСК._ «Тр. ААНИИ», 1970, т. 290, с. 6—17.
7 И в а и о в В. В, Гиляров И. П. Режим ннжпееписснскпх перекатов,
расположенных в зоне влияния моря.— «Тр. ААНИИ», 1965, т. 268, с. 11 —16.
8. Иванов В. В., Гиляров II II. Экспериментальные исследования
перераспределения стока в дельте Енисея.— «Тр. ДАНИИ», 1972, т. 297,
с. 103—115.
9. Лятхер В. М., И рудо в скип А. М. Исследование открытых потоков
на напорных моделях. ДА , «Энергия», 1971 208 с.
10. Маккавеев В. М. Некоторые принципиальные вопросы в проблеме
лабораторного изучения рек.— «1р. ПИ», 1953, вып. 40(91), с 5—12.
В. В. Иванов
(ДАНИИ, Лешпп рад)
ГИДРАВЛИЧЕСКИЙ МЕТОД РАСЧЕТА
ПЕРЕРАСПРЕДЕЛЕНИЯ СТОКА В ДЕЛЬТАХ РЕК
ПОД ВЛИЯНИЕМ ВОДОХОЗЯЙСТВЕННЫХ МЕРОПРИЯТИЙ
В современных условиях практически во всех крупных дельтах
уже осуществляются или проектируются ра пюобразпые водохо-
зяйственные мероприятия, связанные с удовлетворением нужд раз-
личных отраслей народного хозяйства.
Влияние подобных мероприятий на гидроло! пческий и русловой
режим дельт зависит от размера, состава и последовательности
работ. Учитывая, что гидротехнические работы в крупных дельтах
проводятся в течение многих лет, только по материалам наблюде-
ний трудно отделить изменения в режиме, вызванные этими рабо-
тами, от природных изменений, и главное-—невозможно предвы-
чиелнть перераспределение стока в рукавах дельт при осуществлении
вновь проектируемых мероприятий. Это вызывает необходи-
мость разработки такого метода расчета, который позволял бы
оценивать распределение стока воды в бытовых условиях (и при
наличии гидротехнических сооружений), а также его перераспреде-
ление при условии осуществления тех или иных водохозяйственных
проектов.
Ниже излагаются основы гидравлического метода расчета
перераспределения стока и уровней воды в дельтах рек, являюще-
гося дальнейшим развитием работ автора [2, 4] и удовлетворяю-
щего указанным требованиям. Для этого в исходную систему урав-
нений баланса расходов вводятся дополнительные члены, учиты-
вающие наличие гидротехнических сооружений, а также формула
расчета расхода воды через водослив.
Для получения расчетной системы уравнений, пригодных для
решения всех перечисленных задач, используется система уравне-
388
пин установившегося неравномерного движения, состоящая из
уравнения движения (1) и уравнения неразрывности (2):
dz _ V2
as ~ c^h
1
2g as
(1)
dQ
dS
(2)
где 7 — уклон свободной поверхности; z— отметки свободной по-
верхности потока (уровня); 3 — продольная криволинейная коор-
дината (расстояние, отсчитываемое вдоль геометрической оси
русла); V — средняя скорость течения; С — коэффициент Шези;
/г — средняя глубина сечения потока; g— ускорение силы тяжести;
Q — расход воды.
Как для бытовых, так и для проектных условий задача сводится
к определению отметок свободной поверхности потока в узлах
разветвлений рукавов, что одновременно требует определения рас-
ходов воды по рукавам.
В соответствии с обычными допущениями в подобных расчетах
[1,2] принимаем длину расчетных участков равной протяженности
рукавов. Разностью кинетической энергии потока в начальном и
конечном сечениях пренебрегаем. Расходы воды в рукавах между
смежными узлами принимаем постоянными. Если общую длину
рукава необходимо разбить па ряд участков, то на границах этих
участков в расчетной схеме следует ввести дополнительные расчет-
ные узлы (сечения).
При указанных допущениях движение воды в каком-либо ру-
каве руслового разветвления или па выделенном его участке будет
полностью определигься в результате задания лишь двух из сле-
дующих трех величин: двух отметок уровня в концевых сечениях
(узлах) и расхода воды в рукаве. В общем случае по двум назван-
ным величинам третья может быть определена путем интегрирова-
ния дифференциального уравнения неравномерного движения
вдоль потока. В рассматриваемом частном случае с учетом ука-
занных выше допущений уравнение, которое описывает установив-
шееся движение потока в отдельном рукаве, может быть представ-
лено следующим образом:
Qi=sign (z*2t-
(3)
где sign (z/l2i—zh) — символ, определяющий направление потока,
т. е. приток или отток воды через f-тый рукав для й-того узла, что
позволяет пе задавать заранее направление течения в рукавах;
k — порядковый помер узла разветвления; kzi— индекс узла,
сопряженного с й-тым узлом через i-тый рукав; Fi — модуль
сопротивления русла, который однозначно определен средней отмет-
кой свободной поверхности потока в рукаве Zi
(4)
и вычисляется одним из известных в гидравлике способов [7]
Задачу о течении воды на сложпоразветвленном участке мо-
жно решить, определяя величины отметок уровней во всех узлах
разветвлении рукавов, если заданы отметки уровня па нижних
створах и расходы воды, поступающей в русловое разветвление.
В этом случае система уравнений может рассматриваться как со-
вокупность зависимостей баланса расходов, поступающих к каж-
дому узлу разветвлений русла и выходящих из него. Число урав-
нений расчетной системы будет при этом равно числу узлов с не-
известными Zk.
Исходя из вышеизложенного и используя для рукавов, по кото-
рым расходы воды неизвестны, у равнение движения (3), а для ру-
кавов, по которым расходы воды заданы, дополнительные члены
уравнений, учитывающие проектные условия, для сложного развет-
вления с N — п узлами (где N — общее число узлов руслового»
разветвления, п— число узлов руслового разветвления с фиксиро-
ванными отметками водной поверхности) имеем нелинейную си-
стему А/' — п уравнении с N — п неизвестными zu
где k = 1, 2, ..., W— п.
В 22* суммирование расходов воды производится но номерам и
которые соответствуют рукавам, примыкающим к /г-тому узлу
и вводящим воду в дельту, пли выводящим воду из псе.
В 22й суммирование производится по номерам, которые соот-
ветствуют внутренним рукавам, примыкающим к /г-тому узлу.
В 22111 суммирование производится по тем номерам участков
расчетной схемы, на которых находятся водопропускные сооруже-
ния. При этом в качестве узлов принимаются створы верхнего и
нижнего бьефов в непосредственно!! близости от сооружения.
В суммирование производится по тем номерам участков
расчетной схемы, па которых планируется строительство запруд
и задан проектный расход воды Qn?.
Следует иметь в виду, что Zk в других уравнениях системы (5)
вводится как zh г- Если расход QBto и отметки уровня на нижней
границе разветвления гв заданы, система (5) является неоднород-
ной и дает по крайней мере одно решение (N — п значений). Най-
денное решение позволяет по формуле (3) вычислить расходы воды
по внутренним рукавам руслового разветвления. Для решения си-
стемы уравнений (5) принят метод релаксации, суть которого за-
ключается в том, что на каждом (ц-том) шаге расчета путем изме-
нения отметки уровня воды в узле k обращают в нуль наибольшую
по модулю невязку расхода воды q^. Для конкретного получения
решения системы уравнений (5) задаемся нулевым приближением
отметок водной поверхности в узлах разветвлений z^. При этом,
хотя бы часть отметок нс должна быть равна между собой. Далее
подставляя z<® в систему уравнений (5), получаем N — п величин
невязок q^. Предположим, что па каком-то шаге (ц = 0, 1, ...)
система уравнений (5) удовлетворена не будет, т. е.
(6)
где k = 1, 2, ..., N — п.
Поэтому из полученных q^1 выбираем максимальную по модулю
невязку
|<7(Л|=тах|<Д!,')|. (7)
Далее производится проверка па два условия:
1) когда наибольшая но модулю невязка расходов воды в узле
не превосходит установленной точности расчета £t
(8)
где ci — задается в процентах от суммы поступающих через вво-
дящие рукава расходов воды;
2) когда величина невязки втекающих в русловое разветвление
расходов воды Qjfl и вытекающих из системы расходов воды Qjb
также нс превосходит установленной точное!и расчета ei
еь
(9)
Если условия (8) и (9) не выполнены, то производится релак-
сация (ослабление) невязки расхода воды qv в v-том узле путем
исправления отметки уровня на величину bzv, которая в общем
случае вычисляется аналитическим путем по формуле, предложен-
ной ранее в работе [2]:
8^(vp'+1)=sign q(f>
- q^
У
(10)
где
Для случая расчета простых разветвлении (без поперечных про-
ток), когда во всех протоках, примыкающих к v-тому узлу, сохра-
няется условие Qz^O, формула поправки 6zv упрощается:
21 №
”=sign qf’
(И)
Вычислив по формуле (10) пли (11) величину поправки 6z^+1\
корректируем отметку водиой поверхности в v-том узле. Затем по
формуле (3) пересчитываем расходы воды для рукавов, сходя-
щихся в v-том узле и зависящих ог значения FIV. Далее расчет
повторяем, так же как и для g-того приближения, пока все не-
вязки последней преобразованной системы нс будут меньше задан-
ной точности расчета щ. Таким образом, решая систему уравне-
ний (5) при любых заданных расходах, поступающих из основного
русла, и отметках уровня на нижней границе участка, получаем
отметки свободной поверхности потока Одновременно но фор-
муле (3) определяем неизвестные величины Q, п направление
течения в рукавах разветвления. Решение системы в такой последо-
вательности приемлемо для случаев расчета распределения расхо-
дов и уровней воды по рукавам, а также для расчета перераспре-
деления расходов уровнен когда QJH задано, a Q<;,: = 0 (при полном
перекрытии).
В тех случаях, когда необходимо дополнительно рассчитать Qci,
при заданных параметрах водопропускного сооружения, и наобо-
рот, провести гидравлический расчет сооружений при заданных
проектных расходах QIH-, в расчетную схему вводится формула гид-
равлического расчета водослива. Для случаев гидравлическою р ас-
чета запруд используем формулу расхода воды [6]:
I 2g //oz\
где Q(y+1) — расход воды через запруду при величине напора, вы-
С i
/ Дд \
численного по начальному условию Q(v =0; огп=и -т^-1 — коэффи-
Ci \ Ло /
/ Н \
циеит подтопления; m = f(—, — коэффициент расхода; Яо==
£>0
у—7— полный напор;
H=Zk г — ?ci — пьезометрический на-
пор; vo — скорость потока па подходе к запруде; hB — глубина
подтопления струи; б —ширина гребня запруды; b — ширина рабо-
тающей части запруды; то—коэффициент нижнего откоса за-
пруды.
В этом случае расчет проводится в следующей последователь-
ности:
а) Рассчитывается распределение расходов по рукавам и отме-
ток свободной поверхности потока в многорукавном разветвлении
в начале при условии полного перекрытия рукава запрудами, т. е.
при Qc?=0, и заданных значениях Qm-
б) Для рукавов, в которых имеются запруды с известными
отметками гребня гсг-, делается проверка па условие
(13)
где zj{ . — отметка уровня воды в верхнем бьефе запруды; zCi—
отметка гребня запруды.
Если условие (9) выполнено, то имеет место полное перекрытие
рукавов и расчет по ним окончен.
Если Zh i — гс>0, то производится расчет расхода воды через
запруду Q^+й по формуле (12). Далее вычисляется невязка q^+V
в смежных узлах. Если q^+r> меньше допустимой ошибки щ, расчет
считается закопченным. В противном случае расчет распределения
расходов воды по рукавам и отметок свободной поверхности потока
в узлах повторяется, по в качестве исходных расходов воды в ру-
кавах принимается величина QA’+1, вычисленная по формуле (12).
в) Для рукавов, но которым задал QIU-, производится гидравли-
ческий расчет отметки гребня запруд, для чего в равенстве (12)
2
ir ; гг
он заменяется выражением НА—и решается относительно п:
Н=(-— Q'", Y/2 — ~ . (14)
Расчет по формуле (1 1) выполняется методом последователь-
ного приближения, задаваясь значениями пьезометрического на-
пора.
В качестве нулевого приближения принимаются условия, что
сооружение работает как водослив с широким порогом, т. е.
ЛпЯ^0,8 и //6^0,5, что соответствует постоянным значениям ко-
эффициентов оп=1,0, Шо = 0,34.
Таким образом, при заданных расходах воды в реке и отметках
уровня моря получаем распределение или перераспределение рас-
ходов и уровней по рукавам дельты, величины перепадов уровней
на существующих сооружениях, а также отметки греблей проекти-
руемых запруд. Заметим, что изложенный порядок расчета оста-
ется в силе и при других типах водопропускных сооружений. Есте-
ственно, коэффициенты в формуле (12) будут иными.
После определения гидравлических параметров сооружений на
основании расчета при одном каком-либо проектном режиме
потока обычно необходимо оценить эффективность работы
запроектированных сооружений на перераспределение расходов
воды по рукавам при других расходах и уровнях иа границах
дельты. В этом случае проектируемые сооружения рассматриваются
как построенные, и в расчет вводятся вычисленные параметры
гидротехнических сооружений.
Влияние на перераспределение расходов и уровней воды дноуг-
лубительных прорезей, спрямляющих каналов, удлинения и обва-
лования русел в дельтах осуществляется путем введения в расчет
измененных значений модулей сопротивления русла Fi, соответст-
вующих проектным условиям, а также введением в расчетную
схему дополнительных участков. Новые значения Fz вычисляются
па основании проектных данных о размерах русла и коэффициенте
шероховатости [7] но выражению
(15)
fit — коэффициент шероховатости; Вг — средняя ширина участка;
hi — средняя глубина участка; S, — длина участка.
Порядок расчета связей между расходами и уровнями воды
в дельтах рек с использованием системы уравнений (5) не отли-
чается от ранее опубликованного [4]. Требования к исходным дан-
ным, необходимым для расчета по предложенному методу, изло-
жены в работах [2, 3] Па основании этого метода в ААПШ1 со-
ставлены программы расчета па ЭВМ Мписк-32, позволяющие
решать задачи при наличии существующих и проектируемых гид-
ротехнических сооружений для дельт практически любой слож-
ности.
Для иллюстрации примени мости метода расчета рассмотрим
несколько примеров перераспределения стока и уровней под влия-
нием различных гидротехнических мероприятий для схемы дельты,
приведенной в работе [4] (рис. I). Все варианты перераспределе-
ния стока и уровней рассчитаны для условий проектного расхода
на замыкающем створе реки Qi= 1000 м/с при среднем уровне
Таблица 1
Зависимость Рг—^(гг)
zi М • Ю'1 по рукавам
II Ш IV V VI VII VIII IX X XI
2,0 10 180 310 16 43 132 8 26 11 7
1,8 10 201 330 16 44 168 9 27 12 7
1.6 11 223 380 17 46 185 10 29 13 8
1,4 12 255 440 18 49 216 11 32 14 9
1,2 13 290 510 19 53 255 13 36 15 10
1,0 14 331 590 21 59 320 15 43 17 12
моря 21=1,200 м. Для упрощения расчетной схемы ввиду равен-
ства уровней приемного бассейна рукава IX, X и XI сведены в один
узел. Модули сопротивления рукавов FL в зависимости от Zi при-
ведены в табл. 1.
Рис. 1. Перераспределение расходов п уровней воды в дельте при различ-
ных вариантах водохозяйственных мероприятий.
а—е — схемы гидротехнических мероприятий соответствуют номерам вариантов регу-
лирования в табл. 2 и 3; 1— затопленная запруда, 2 — незатопленная запруда, 3 — дно-
углубительная прорезь.
Схемы различных проектных вариантов приведены на рис. 1,
а результаты расчетов перераспределения стока и уровней даны
в табл. 2 и 3.
Внедрение предложенного метода в практику гидрологических
расчетов позволит не только сократить объем гидрометрических
наблюдений, необходимых для достаточно полного освещения
распределения стока по рукавам и отметок уровня свободной
co
co
05
Таблица 2
Перераспределение расходов воды по рукавам дельты при различных вариантах регулирования (Qi = 1000 м3/с, z =1,2 м,
£1 = 1,0%)
Вариант Расходы воды (м3/с) в рукавах
11 in IV V VI VII VIII IX X XI
а) В естественных условиях 787 213 99 689 312 66 624 378 281 344
б) Перекрытие рукава III затопленной за- прудой с отметкой гребня zc = l,0 м, Ь = = 900 м, 6 = 10 м, т = 2, со = О,2 м с . . 855 146 126 728 272 87 640 359 288 352
в) Перекрытие рукава III незатопленной запрудой с размерами 6 = 900 м, 6 = 10 м, /;?о = 2 Определение отметки гребня соо- ружения 1000 0 175 825 176 130 695 308 313 383
г) Перекрытие рукава IV незатопленной запрудой с размерами 6=300 м, 6 = 10 м, /?/о = 2 и рукава III затопленной запруде! с отметкой гребня zc = l,0 м, 6 = 900 м, 6=10 м, /7/о = 2, с'о = О2 м/с Определение отметки гребня запруды в рукаве 1\ . . 849 150 0 849 150 140 708 290 318 389
д) Создание в рукаве \ II дноуглубитель- ной прорези при условии уменьшения Fvn в два раза 789 211 98 693 309 77 617 386 278 340
е) Полное перекрытие запрудой рукава VI с размерами zc = 2,0 м, 6 = 400 м, 6 = 10 м, ш0 = 2, и отбор воды (Qxn = = 10 м с) из узла 5 через отводной ка- нал XII . . 910 90 60 850 0 130 720 130 390 330
Таблица 3
Отметки уровней воды в узлах разветвлений при различных вариантах регулирования (Qi = 1000 м3 с, Zi-1,200 м, 81 — 1,0%)
1 Вариант 2 3 4 5 6 7 Отметка гребня запруд, м
а) В естественных условиях 1,201 1,205 1,206 1,210 1,215 1,223
б) Перекрытие гребня гс = 1,0 м, 6=900 м, 6 = 10 м, т0=2, со=0,2 м/с 1,200 1,405 1,207 1,209 1,217 1,226
в) Перекрытие рукава III незатопленной запрудой с размерами 6 = 900 м, 6 = 10 м, /710 = 2. Определение отметки гребня сооружения 1,201 1,205 1,206 1,205 1,221 1,233 1,220
г) Перекрытие рукава IV незатопленной запрудой с размерами 6 = 300 м, 6 = 10 м, /По = 2 и рукава III затопленной запрудой с отметкой гребня zc = = 1,0 м, 6 = 900 м, 6 = 10 м, т0 = 2, со=О,2 м/с. Опре- деление отметки гребня запруды в рукаве IV . . 1,202 1,203 1,206 1,204 1,222 1,231 1,230
д) Создание рукава VII дноуглубительной прорези при условии уменьшения Гун в два раза 1,201 1,205 1,206 1,210 1,215 1,223
е) Полное перекрытие запрудой рукава \ I с размерами zc=2.0 м, 6 = 400 м, 6=10 м, т =2 и отбор воды (Qxu=100 м3/с) из узла 5 через отводной канал XII 1,202 1,201 1,208 1,221 1,223 1,232
поверхности потока многорукавных дельт, но и, что наиболее ва-
жно, предвычислить перераспределение этих характеристик водного
режима при различных проектных схемах водохозяпственного
использования многорукавных дельт и тем самым определить эф-
фект проектируемых мероприятий. Метод полностью пригоден и
для многорукавпых русел равнинных рек.
Этот метод является более общим по сравнению с ранее опуб-
ликованным методом автора [2, 4], который полностью вошел
в Руководство [5]. Следует отметить, что в указанном Руководстве
допущены серьезные ошибки и неточности в записи расчетных урав-
нений, что может привести к невозможности использования его па
практике без первоисточника. Дальнейшее развитие методов гид-
равлического расчета перераспределения стока и уровней в устьях
рек предполагается осуществить путем создания комплексных уни-
версальных схем с использованием ЭВМ.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Гришанин К. В. Гидравлический расчет элементов водного режима
в дельтах рек арктической зоны.— «Тр. ДАНИИ», 1967, т. 278, с. 5—21.
2. Иванов В. В. Метод гидравлического расчета элементов водного ре-
жима в дельтах рек.— «Тр. ДАНИИ», 1968, т. 283, с. Зи—63.
3. Иванов В. В. О временной изменчивости стока и уровней в дельтах
рек,—«Тр. ДАНИИ», 1970, т. 290, с. 6—17.
4. И в а и о в В. В., Медникова Э. С. Гидравлический расчет связей
между расходами и уровнями в дельтах рек па ЭЦВМ.— «Тр. ААИИИ», 1970,
т. 291, с. 41—57.
5. Руководство по расчету элементов гидрологического режима в прибреж-
ной зоне морей и в устьях рек при инженерных изысканиях. М.» Гпцрометсо-
издат, 1973. 535 с.
6. Че крен с в А. II., Гришанин К. В. Водные пути. Ч. 2, М., «Транс-
порт», 1964. 320 с.
7. Чертоусо в М. Ф. Гидравлика. М. Л., Госэиергонздат, 1957. 610 с.
Н. ГТ. Гоптарев, А. И. Симонов
(ГОИН, Москва)
ВЛИЯНИЕ ИЗЪЯТИЙ И РЕГУЛИРОВАНИЯ СТОКА
НА ВОДНЫЙ БАЛАНС И ГИДРОЛОГО-ГИДРОХИМИЧЕСКИЙ
РЕЖИМ ЮЖНЫХ МОРЕЙ СССР
Речной сток занимает первое место в приходной части водного
баланса Аральского, Каспийского и Азовского морей. Ио данным
за последние 20—40 лет, его удельный вес в этой части баланса
( оставляет соответственно 86, 80 и 44%.
Атмосферные осадки па поверхности Аральского и Каспийского
морей занимают второе место в приходной части баланса (соот-
ветственно 14 и 20%), в то время как для Азовского моря в при-
ходной части его баланса второе место занимает приток черномор-
ских вод через Керченский пролив (10%)-
Отношение среднегодового объема речного стока к среднему
объему моря для Азовского моря составляет 11%, для Араль-
ского— 5% и для Каспийского — 0,4%.
Расходная часть баланса Каспийского и Аральского морей по-
чти полностью приходится па испарение (97 и 100%), а для Азов-
ского моря первое место в расходной части баланса занимает сток
вод в Черное море через Керченский пролив (58%), а второе —
испарение (40%).
Сток рек имеет наибольшую абсолютную изменчивость во вре-
мени из всех составляющих водного баланса рассматриваемых
морей, что хорошо видно из таблицы. Поэтому межгодовыс измене-
ния водного баланса замкнутых морей находятся в прямой зави-
симости от соответствующих изменений речного стока. Так напри-
мер, связь величии водного баланса Аральского моря с суммарным
стоком рек Амударьи и Сырдарьи выражается уравнением
у=1,03%-94,9,
где у — годовое изменение уровня моря, см; х— величина речного
стока, выраженная также в сантиметрах слоя воды; коэффициент
корреляции г = 0,94.
Таблица
Средние значения межгодовых изменений составляющих водного баланса
южных морей СССР
Море Речной сток Атмосфер- ные осадки Испарение Приток черномор- ских вод Сток азовских вод в Черное море Сток в залив Кара-Богаз-Гол
Азовское . . 12,0/32 2,5/16 2.5/7 3,0/9 8,5/17
Каспийское 40,0/14 29,0/Ю 27,0/7 — — 1,0/8
Аральское . . 12,0/23 2,0/26 6,0/10 —• * —
Примечание. В числителе — с кубических километрах, в знамена геле —
в процентах от средней величины составляющей баланса.
Менее отчетливо прослеживается связь изменении уровня Кас-
пийского моря с изменениями речного стока, поскольку из-за боль-
шого разнообразия физико-географических условии, в которых на-
ходится морс, осадки и испарение также значительно изменяются
ог года к году. Уравнение регрессии имеет вид
у =0,6х — 48,
где г = 0,6.
Для Азовского моря, имеющего довольно свободный водообмен
с Черным морем через Керченский пролив, существует отчетливая
связь между изменениями речного стока и соответствующими
изменениями объема моря. Уравнение регрессии ггмеет вид
у=0,22х —8
при / =0,85.
Речной сток является также основным «поставщиком» биоген-
ных веществ в Азовское, Каспийское гг Аральское моря. Так,
в Азовское море с речным стоком ежегодно поступают or 1 до
5,8 тыс. т фосфатов и ог 6 до 90 тыс. т кремнекислоты. Волга при-
носит в Северный Каспий ежегодно ог 2 до 10 тыс. т минерального
фосфора п от 300 до 800 тыс. т кремния. Это обусловливает высо-
кую биологическую продуктивность приустьевых районов и моря
в целом.
Большую роль играет речной сток и в формировании солено-
сти указанных морей. Благодаря значительному удельному весу
стока рек в их водггом балансе эти моря относятся к солонова-
товодным бассейнам. Средняя соленость Азовского моря в настоя-
щее время равна 12,2°/оо, Каспийского—12—13°/оо, Аральского
10-11%0.
Особо важггую роль играет речной сток в формировании рас-
пресненпых районов, которые являются основной базой нереста
и пагула ценных промысловых рыб. К этим районам относятся
Таганрогский и Темрюкский заливы Азовского моря, Северный
Каспий и взморье р. Амударьи. Существует прямая связь между
характеристиками солености указанных районов и величиной реч-
ного стока. Так, средняя соленость Северного Каспия (S%0) свя-
зана со стоком рек соотношением
S=- 0,036 V+17,1,
где г =—0,91; V — обьем речного стока.
Пространственное распределение солености в Таганрогском за-
ливе также находится в прямой зависимое in от величины речного
стока и средней солености моря. Эту зависимость можно охаракте-
ризовать уравнением
с (111X2—Inxi) (In х2 —In х)-h(111X2—111 х0 VpSp [lnx2-hi (xj-x-f-xi]
x (l!ix2 —hixi) VM(iiix2 — lux) 4-(hix2 —hixj) Йр |lnx2—In (x2 — x-hxi)] ’
где — соленость смешанной воды па расстояниях х ог устья
р. Дона; Xi — протяженность зоны чисто речпых вод; х->—протя-
женность зоны смешения; — средняя соленость моря; Sp —со-
леность речных вод; — объем речного стока; Км— объем зоны
смешения.
Таким образом, приведенные данные свидетельствуют о том,
что речной сток является одним из ведущих факторов, форми-
рующих водный и солевой балансы и гидролого-гидрохимический
режим южных морей СССР.
В связи с изъятием и регулированием речного стока в про-
цессе интенсивною развития народного хозяйства в южных райо-
нах страны в водном балансе и гидролого-гидрохимическом режиме
Азовского, Каспийского и Аральского морей за последние десяти-
летия произошли заметные изменения.
Вследствие увеличения безвозвратных изъятии речного стока
(до 7—8 км3 в год) и его регулирования Цимлянским водохрани-
лищем заметно повысилась соленость Азовского моря. Если до вве-
дения в строй Цимлянского водохранилища (1952 г.) средняя годо-
вая величина солености моря изменялась в пределах 9,6—12,3%о,
то в последующие годы опа составляет 11,1 —12,7%0.
Изменился также характер внутригодового распределения реч-
ного стока п уровня моря. Если раньше максимум стока прихо-
дился на май, а максимум уровня — на июнь, то в последние годы
они сместились соответственно па апрель и май.
Существенно изменилось и внутригодовое распределение стока
р. Волги после введения в строй последних крупных водохрани-
лищ (1958 г.).
Очень сильно изменился водный баланс Аральского моря. За пе-
риод с 1961 г. и по настоящее время уровень моря снизился почти
па 2,5 м, а его соленость за это же время увеличилась с 10 до
11%о. Исключительно многоводный 1969 г. не изменил общей тен-
денции к снижению уровня Аральского моря.
Уровень Каспийского моря с начала 1930-х годов имеет устой-
чивую тенденцию к снижению, которая с начала 40-х годов заметно)
уменьшилась, ио все же снижение уровня продолжается в связи
с непрерывным увеличением безвозвратных изъятий стока. При
современной средней величине фиксированного стока, равной около*
285 км3 в год, и при безвозвратных изъятиях, оцениваемых при-
мерно в 30 км3, уровень тяготения моря находится на отметке
минус 28,7 м. В настоящее время он составляет минус 28,4—
28,5 м.
Дальнейшее увеличение безвозвратных изъятий стока приведет
к еще большему нарушению водного и солевого балансов южных
морей.
По расчетам Государственного океанографического института,
при увеличении изъятий стока рек Допа и Кубани до 12—13 км3
соленость Азовского моря к 2000 г. увеличится до 14—15%0. При
этом заметно сократятся ареалы распреснеипых зон в Таганрог-
ском и Темрюкском заливах.
Уровень Каспийского моря при увеличении изъятий стока до
70—118 км3 (варианты по данным Гидропроекта) понизится
к 2000 г. па 2—3 м против современного и будет продолжать сни-
жение и после 2000 г. В конечном итоге в зависимости о г задан-
ного варианта изъятий уровень моря может снизиться до отметок
минус 32—13 м.
Аральское море может превратиться в небольшой водоем, за-
полненный рапой, и потеряет свое рыбохозяйственное и транспорт-
ное значение. Заметные пебла! оприятные изменения претория i
также п другие гидролого-гидрохимические условия Азовского
п Каспийского морей.
Таким образом, сохранение и развитие природных ресурсов
Азовского, Каспийского и Аральского морей в условиях развиваю-
щегося народного хозяйства в южных районах страны невозможно
без осуществления целого ряда компенсационных мероприятии по
регулированию водного баланса и режима морей.
К числу таких мероприятий относятся следующие.
По Каспийскому морю:
— уменьшение водопотрсблеппя или частичная компенсация
изъятий речною стока переброской части стока северных рек;
регулирование стока морских вод в залив Кара-Богаз-Гол
(до 5 км3 в год) посредством дамбы со шлюзом;
— отчленепие малопродуктивных акваторий Северного Каспия
дамбой, а также уменьшение потерь воды на испарение при наго-
нах путем защиты низменных участков берега Северного Каспия
от затопления.
Проработки показали, что осуществление этих мероприятий
позволит сохранить уровень моря при минимальном варианте изъя-
тий стока (70 км3) па отметках, близких к современным (минус
28,7—29,0 м).
По Азовскому морю:
— регулирование водо- и солеобмепа с Черным морем через
Керченский пролив;
— переброска некоторого объема стока из бассейна Волги
(5 км3) для сохранения опресненных ареалов в Таганрогском за-
ливе.
Как показали расчеты, регулирование водо- и солеобмена ме-
жду Азовским и Черным морями является эффективной мерой
поддержания средней солености Азовского моря в благоприятных
для развития рыбного хозяйства пределах (9,5—11,О°/оо) •
По Аральскому морю:
— уменьшение темпов безвозвратных изъятий стока;
— переброска части стока сибирских рек для орошения земель
Средней Азии и Казахстана и поддержания режима Аральскою
моря.
В решении проблемы сохранения и развития природных ресур-
сов южных морей СССР кроме технико-экономических вопросов
имеется целый ряд сложных научных вопросов, требующих своего
разрешения. К числу этих вопросов, в частности, относятся:
1) разработка сверхдолгосрочпого прогноза возможных изме-
нений баланса и гидролого-гидрохимического режима морей под
совокупным влиянием естественных и антропогенных факторов.
Влияние последних сравнительно легко поддастся учету только
в предположении сохранения средних климатическпх условии.
Однако достаточно надежно учесть комплексное влияние естест-
венных и антропогенных факторов в настоящее время невозможно,
так как здесь вопрос упирается прежде всею в сверхдолгосрочпын
прогноз изменений речного стока под влиянием указанных фак-
торов;
2) оценка вторичных неблагоприятных изменений в природной
среде, могущих возникнуть в результате вмешательства человека
(изменения физико-географического ландшафта, режима подзем-
ных вод в бассейне Аральского моря при резком снижении его
уровня, нарушение экологических систем, изменения термических
и ледовых условий после строительства регулирующего сооруже-
ния в Керченском проливе, изменение гидролого-гидрохимических
и ландшафтных условий в районах изъятия стока для перебросок
в бассейны южных морей и др.);
3) научное обоснование комплексной схемы перераспределения
и регулирования стока и сохранения природных ресурсов морей.
Л. С. Кусков
(ЦПИИЭВТ, Москва)
ВОПРОСЫ МЕТОДИКИ СОСТАВЛЕНИЯ ПРАВИЛ
ИСПОЛЬЗОВАНИЯ ВОДНЫХ РЕСУРСОВ
КОМПЛЕКСНЫХ ВОДОХРАНИЛИЩ
Условия эксплуатации комплексных водохранилищ определя-
ются Правилами использования водных ресурсов, которыми уста-
навливаются основные параметры водного режима и размеры во-
допотреблсиня, в том числе величины попусков воды в нижние
бьефы гидроузлов, регламентирующие санитарное состояние и су-
доходные глубины па нижележащем участке реки. Однако факти-
ческий режим крупных' регулирующих водохранилищ за период их
эксплуатации далеко не Всегда соответствовал намеченному в Пра-
вилах. Наиболее существенными отклонениями следует считать:
а) глубокую сработку водохранилищ, проводившуюся в пред-
половодпый (зимний) период без учета прогноза объема весеннего
половодья, и, как следствие лого, во-первых, нсзаполнепне круп-
ных регулирующих водохранилищ к началу навигации до отметок,
обеспечивающих беспрепятственный пропуск судов через верхние
пороги шлюзов и, во-вторых, незаполненно водохранилищ весен-
ними водами до нормального подпорного или близкого к нему
уровня с последующим снижением отпуска воды водопотребителям
и попусков в навигационный период. При этом па ряде водохра-
нилищ менялись качественные условия использования их водных
ресурсов, так как принятая в проектах многолетняя схема регу-
лирования заменялась по существу менее совершенной сезонной
схемой, не обеспечивающей заданную надежность отдачи;
б) несоблюдение контрольных уровней воды в нижних бьефах
при суточном и недельном регулировании мощности гидроэлектро-
станций, занижение уровней в навигационный период и превыше-
ние их зимой;
в) проведение не предусмотренных проектом повышенных сбро-
сов воды для рыбного и сельского хозяйства и других потребите-
лей, вызывающих непроизводительное расходование водных ресур-
сов, снижение напоров и мощности гидроэлектростанций, нежела-
тельные русловые переформирования, ухудшающие также судоход-
ные условия, отстой судов в портах и т. д.
Кроме того, правила, разрабатывавшиеся проектными институ-
тами свыше десяти лет назад для имевшего тогда место уровня
развития народного хозяйства, без достаточного учета опыта экс-
плуатации водохранилищ и их каскадов в целом, со временем
в связи с изменением заинтересованности отдельных потреби-
телей воды, а в ряде случаев гидрологических и морфологичес-
ких условий, нуждаются в пересмотре пли частичной корректи-
ровке.
Обобщение опыта эксплуатации ряда водохранилищ, располо-
женных па Европейской территории СССР и в Сибири, позволило
выявить основные несоответствия действующих правил использо-
вания водных ресурсов современным условиям и наметить пути
их устранения.
Часто наблюдающиеся случаи нсзаволнения крупных регул и-
рукицпх водохранплнщ — Цимлянского па р. Допу и Рыбинского
иа р Волге,— а следовательно, и нарушения нормальной отдачи
объясняются следующими причинами: несколько меныпим стоком
за годы эксплуатации по сравнению с периодом, использованным
в проекте (Доп, Волга), отклонением фактического режима работы
водохранилищ от предусмотренного правилами (Доп, Волга), пс-
соб. поденном принципов многолетнего регулирования стока (Дои,
Иртыш), недоучетом работы водохранилищ в каскаде (Днепр,
Шексна), неудачным использованием прогнозов и поздними сро-
ками их выпуска, когда водоем бывает уже сработанным (Доп,
Волга и др.).
Для достижения проектной надежности заполнения водохрани-
лищ этого тина и обеспечения нормальной водоотдачи, включая
обеспечение проектного режима попусков в нижние бьефы гидро-
узлов, можно рекомендовать строгое соблюдение принципов много-
летнею регулирования стока, внедрение диспетчерских графиков
с дифференцированными зонами попусков воды, а также ограниче-
ние предполоводпой сработки водохранилищ до получения надеж-
ных гарантий их наполнения весенними водами (па основании
уточненных прогнозов объема весеннего притока). Опыт эксплуа-
тации Рыбинского и Горьковского водохранилищ в 1970 г., харак-
теризующемся низкой меженью, указал также на необходимость
корректировки диспетчерских графиков сработки регулирующих
водохранилищ путем понижения диспетчерских линий на величину
отъема воды в созданные в бассейне водохранилища. Например,
при отъеме Череповецким водохранилищем 1 км3 воды от межен-
ного стока р. Шексны соответственно должны быть понижены ли-
пни диспетчерского графика навигационной сработки Рыбинского
водохранилища. В ряде случаев осуществление подобных меро-
приятий может увеличить размеры навигационных попусков воды
без ущерба для других заинтересованных отраслей водохозяйст-
венного комплекса.
Серьезным вопросом при эксплуатации водохранилищ и их кас-
кадов па Волге, Иртыше и других реках следует считать достиже-
ние правильного сочетания их наполнения с обеспечением специ-
альных попусков воды для затопления поймы в интересах рыбного
и сельского хозяйства (на основании прогнозов объема весеннего
половодья).
Завышение сбросов и незаполпеппе в маловодные годы Куйбы-
шевского водохранилища, являющегося основным регулятором
стока Нижней Волги, наносит значительный ущерб водному транс-
порту ввиду увеличения объема землечерпательных работ в зоне
выклинивания подпора, а в особо неблагоприятные годы (1973 г.)
и па нижележащем участке реки. Размер транспортного ущерба,
по расчетам ЦНИИЭВТа, может достигать весьма значительных
величин. Одновременно имеет место не меньший, а иногда и боль-
ший ущерб для энергетики, легко оцениваемый по об нему остав-
шейся незаполненной призмы водохранилища суметом последующей
работы ГЭС на меньших напорах. Кроме того, увеличивается вы-
сота подъема на насосных станциях обводнительных и ороситель-
ных систем, питающихся водой из верхнего бьефа, на промышлен-
ных и коммунальных водозаборах, а также ухудшаются условия
рыбного хозяйства па водохранилище и т. д
Подобное положение имеет место и в Западной Сибири на
р. Иртыше ниже Бухтармппского водохранилища, характеризующе-
гося высокой степенью регулирования стока. В нижний бьеф Бух-
тармппского гидроузла ежегодно весной сбрасываются воды в объ-
еме около 3 км3 для затопления поймы вне зависимости от водохо-
зяйственных возможностей и эффективности этого мероприятия
для сельского хозяйства (в годы с маловодным половодьем на ре-
ках Убе п Ульбс, впадающих в р. Иртыш ниже гидроузла, вода
пе достигает требуемых отметок па пойме). Поэтому Бухтармип-
ское водохранилище в течение 13 лет не может достигнуть нор-
мального подпорного уровня.
Правильный выбор величины специальных попусков воды за-
трудняется в обоих случаях недостаточной точностью прогнозов
обьсма весеннего притока и сложностью сочетания требований
сельского и рыбного хозяйства с гидрологическими особенностями
формирования половодии и водохозяйственными возможностями
водохранилищ при одновременном обеспечении интересов энерге-
тики, водного транспорта, нормальной работы коммунальных п про-
мышленных водозаборов. Так, попытка удовлетворения требований
рыбного хозяйства в дельте Волги в маловодном 1967 г. (83%-ион
обеспеченности весеннего притока) привела к тому, что были на-
рушены интересы всех других заинтересованных отраслей. Куйбы-
шевское водохранилище осталось незаполненным и, таким обра-
зом, пострадали интересы энергетики и водного транспорта, а по-
пуск воды в нижний бьеф Волгоградского гидроузла все равно
остался недостаточным для рыбного и сельского хозяйства.
В 1973 г. при столь же низкой водности Волги были приняты меры
к удовлетворению требований рыбного и сельского хозяйства,
и размеры затопления поймы и дельты были доведены до бытовых
условий в среднемаловодные годы. Для этого пришлось осущест-
вить еще более глубокую сработку Куйбышевского водохранилища
и причинить значительный ущерб энергетике и водному транс-
порту.
Опыт эксплуатации водохранилищ указывает па возможность
более эффективного использования водных ресурсов при правиль-
ном применении прогнозов объема весеннего притока воды для
назначения режима нрсдиоловодиой сработки регулирующих водо-
хранилищ, чем это обычно имело место. В период разработки Пра-
вил главное внимание уделялось предупреждению опасной для на-
порного фронта форсировки водохранилищ и нежелательных для
населенных пунктов, расположенных па реке ниже гидроузла, по-
вышенных сбросов воды в случае многоводного половодья. Мето-
дики обеспечения наполнения водохранилищ в маловодные годы
практически пе существовало. Подобное положение сложилось,
в частности, па Волге при эксплуатации Рыбинского и Горьков-
ского гидроузлов.
Согласно Правилам использования водных ресурсов Рыбинского
и Горьковского водохранилищ, сработка регулирующего Рыбин-
ского водохранилища в предполоводпый период является перемен-
ной и назначается в зависимости ог прогнозируемого объема ве-
сеннего пригона воды. До получения прогноза в Правилах допу-
скалась сработка на 4 м ниже ЦПУ (из общей сработки 4,9 м).
После получения и по мере уточнения прогноза предполагалось,
что отметка нредполоводпои сработки должна корректироваться.
В условиях эксплуатации сработка Рыбинского водохранилища
до низких отметок при дефиците энергии и наличии такой рекомен-
дации наступала очень рано: одновременно или даже ранее вы-
пуска прогноза объема половодья. Ориентация на глубокую сра-
ботку Рыбинского водохранилища до получения прогноза весенней
приточностн по существу предрешает в маловодные годы зна-
чительное пезаполпенпе водохранилища и снижение навигацион-
ных попусков в нижний бьеф Горьковского гидроузла. Если в пе-
риод совместной работы рассматриваемых объектов намечать пред-
варительную сработку регулирующего Рыбинского водохранилища
пе более 3 м, а затем уточнять ее с учетом прогнозов со сроком
их выпуска пе позднее 1/II, то в течение всех лет, за исключением
крайне маловодных, возможно обеспечить наполнение до отметок,
близких НПУ.
Выпуск прогнозов объема весеннего притока в данном случае
к 1 II возможен с достаточной надежностью (по нашим исследо-
ваниям, при коэффициенте корреляции объемов притока и запасов
воды в спеге, равном 0,78). Однако в крайне маловодные годы,
типа 1963, 1964 и особенно 1972 и 1973, для заполнения Рыбин-
ского водохранилища желательно еще более жесткое ограничение
сработки (величиной пе более 2 м).
В подобные периоды особенно важно заблаговременное уточне-
ние размеров предстоящего половодья в целях сохранения более
высокого уровня водохранилища. К сожалению, точность прогно-
стических зависимостей по мере увеличения заблаговременности
быстро снижается (коэффициент корреляции прогноза па 1/1 умень-
шается до 0,41). Нами было произведено изучение связей между
стоком смежных лет для возможного учета их при эксплуатации
(величина коэффициента корреляции для 90-летнего ряда получена
равной 0,31 при стандартной ошибке 0,10). Полученные результаты
указывают па то, что использование цикличности колебаний стока
Верхней Волги в практических целях пока, но-видимому, не имеет
достаточных основании. Проведенный анализ указал на некоторое
снижение среднегодовых расходов (с 1098 до 1052 м3/с) р. Волги
у Рыбинска за период эксплуатации ГЭС по сравнению со всем
рядом наблюдений, а также уменьшение коэффициента автокорре-
ляции. Причины снижения естественных приточных расходов воды
при сложной структуре водного баланса Рыбинского водохрани-
лища определить трудно, по, очевидно, уменьшение фактического
(полезного) поступления воды в Рыбинское водохранилище свя-
зано с увеличением отъема воды в капал им. Москвы, строитель-
ством Волго-Балтийского водного пути и т. д.
Серьезные эксплуатационные затруднения возникают при экс-
плуатации каскадов водохранилищ, особенно на реках, текущих
с севера на юг. Объясняется это тем, что заполнение нижних во-
дохранилищ каскада в весенний период надолго задерживается
вследствие более позднего формирования повышенной прнточпости
в северной стокообразующей части бассейна, а также необходи-
мости наполнения вышележащих водохранилищ (р. Днепр). Для
обеспечения своевременного начала транзитного судоходства и ко-
мандных уровней в головных участках самотечных оросительных
систем целесообразно предусматривать незначительную зимнюю
энергетическую сработку водохранилищ этого типа, а также син-
хронное, по возможности, наполнение водохранилищ каскада.
Обобщение исследований режима нижних бьефов выявило ряд
особенностей, которым не было уделено необходимого внимания
при разработке правил использования водных ресурсов водохра-
нилищ. К основным нз пих следует отнести: а) значительное пони-
жение («посадку») уровней воды, наблюдающееся в нижних бье-
фах Цимлянского, Горьковского и других гидроузлов в результате
эрозии речного русла; величина посадки уровня воды в нижнем
бьефе Цимлянского гидроузла достигает 1,2 м (1955—1972 гг.),
у Горьковского гидроузла равна 0,75 м (1956—1972 гг.); б) боль-
шие амплитуды колебания уровней воды в нижних шлюзовых ка-
налах при опорожнении в пих сливной призмы, вызывающие про-
валы уровней на нижнем пороге шлюза и в канале, значительно
превышающие расчетные. Это указывает па то, что при проекти-
ровании шлюзовых каналов речных гидроузлов недостаточно учи-
тывался их сложный гидравлический режим.
Отчасти в результате отмеченных явлений отметки дна каналов
и нижних порогов ряда шлюзов были запроектированы завышен-
ными и сейчас являются наиболее «узкими» местами на водных
путях. Посадка уровней воды в нижних бьефах неблагоприятна
для турбин ГЭС по условиям кавитации, а также ввиду увеличения
расчетного напора па элементы сооружений напорного фронта.
Из проведенного анализа правил использования водных ресур-
сов водохранилищ, помимо рекомендации по их корректировке,
можно сделать первые выводы и по вопросам методики их состав-
ления.
К одним из наиболее сложных вопросов методики следует от-
нести выбор расчетной обеспеченности навигационного попуска
воды. В сложившихся условиях незавершенности каскадов на ряде
участков водных путей речной транспорт заинтересован в доста-
точно надежном обеспечении гарантированных режимов с учетом
поддержания более значительных расходов в годы (периоды) по-
вышенной водности Поэтому в ряде случаев целесообразно внед-
рение дифференцированных попусков воды. Эту рекомендацию
можно проследить на примере эксплуатации Цимлянского водо-
хранилища.
Цимлянское водохранилище регулирует сток р. Допа в интере-
сах комплекса потребителей воды, основными из которых являются
орошаемое земледелие, водный транспорт и энергетика. Судоход-
ные глубины на нижележащем участке реки до его шлюзования
поддерживаются попусками воды из водохранилища и дноуглуби-
тельными работами. Значительный относительный объем водохра-
нилища (Р = 0,52) позволяет производить многолетнее регулирова-
ние стока. Сток регулируется по проектному диспетчерскому гра-
фику, предусматривающему подачу в нижний бьеф нормальных
навигационных попусков 580 м3/с с обеспеченностью около 75%
и со снижением в годы 90%-пои обеспеченности до 400 м3/с.
Однако за истекший период эксплуатации (1952—1972 гг.) Цим-
лянское водохранилище в шести годах не достигало уровней, обе-
спечивающих нормальные попуски воды, причем три из них выхо-
дили за пределы 90%-ной обеспеченности.
Изучение многолетнего гидрологического ряда приточных рас-
ходов р. Дона и водных балансов Цимлянского водохранилища
показало, что водность эксплуатационного периода была ниже
принятой в Правилах примерно на 10%• Учитывая нецелесообраз-
ность частого снижения попусков воды для водного транспорта,
а для сельского хозяйства уровней в оросительных каналах, был
разработан диспетчерский график с тремя основными зонами по-
пусков: 580; 500 и 400 м3/с. Режим водохранилища был просчитан
па ЭВМ по обоим графикам — проектному и предлагаемому — для
всего 90-летнего ряда наблюдений. Статистический анализ этого
ряда не показал наличия цикличности в расходах годового стока
р. Дона. Поэтому при моделировании искусственного 1000-летнего
гидрологического ряда учитывались только связи между смежными
членами ряда. При выборе исходных данных для искусственного
ряда за основу был принят 90-летний ряд наблюдений, а не более
современный эксплуатационный 20-летний ряд, который мог ха-
рактеризовать не общие закономерности стока реки, а лишь
отдельную маловодную группировку, подобную имевшим место
в прошлые годы.
Следует отметить, что сток р. Допа характеризуется чередова-
нием относительно многоводных и маловодных лет. При таком рас-
пределении в многоводные годы, как правило, режим попусков
благоприятен по обоим графикам. В крайне маловодные годы
(1954 и 1972) затруднения для судоходства могут наблюдаться
при эксплуатации водохранилища также по любому из графиков.
Однако при имевшем место режиме, основным дефектом которого
следует считать недостаточное использование небольшой многолет-
ней емкости Цимлянского водохранилища, перебои отмечались и
в среднемаловодные годы, обеспеченностью порядка 75% (типа
1957 г.). Между тем ври эксплуатации водохранилища по диспет-
черским правилам с дифференцированными зонами попусков в та-
кие годы можно избежать перебоев и обеспечивать в нижний бьеф
водоподачу 500 м3/с в течение всего навигационного периода (при
современном отъеме воды на орошение и судоходство).
Ограничение в отдельные периоды расходов воды в нижнем
бьефе Цимлянского гидроузла с 580 до 500 м3/с при работе но
дифференцированному диспетчерскому графику выражается
в уменьшении судоходных глубин на Нижнем Допу с 345—350 до
325—330 см, г. е. находится в пределах, когда транспортная работа
флота в бассейне принципиально пе нарушается. Зато это компен-
сируется уменьшением в многолетнем разрезе продолжительности
попусков 400 м3/с, при которых устанавливаются глубины порядка
280 см, затрудняющие эксплуатацию большинства крупнотоннаж-
ных судов.
Обеспеченность попуска воды 500 м3/с, по сравнению с 580 м3/с,
в 1000-летнем ряду повышается по числу беспе )ебойпых лет с 71
до 80%, поэтому диспетчерский график с дифференцированными
зонами предпочтительнее графика с двумя зонами попусков. При
использовании водных ресурсов водохранилищ рассматриваемого
типа необходимо строю соблюдать основные положения многолет-
него регулирования сюка и не расходовать резервную емкость для
повышения сезонной отдачи. Следует также отметить, что средне-
многолетняя выработка электроэнергии Цимлянской ГЭС, просчи-
танная па ЭВМ по всему календарному 90-летнему ряду, при
работе ее по дифференцированному диспетчерскому графику не-
сколько больше, чем по проектному — с двумя основными зонами.
Значительное улучшение использования водных ресурсов для
речного транспорта и ряда других водопотребителей может быть
достигнуто путем назначения оптимальных режимов работы ГЭС,
расположенных иа пеподпертых водотоках, за счет перенесения
функций регулирования рабочей мощности и частоты системы па
другие ГЭС каскада, нижние бьефы которых находятся в подпоре.
При этом суточный ход уровней воды в нижнем бьефе ГЭС стано-
вится заранее известен и подход крупнотоннажных судов к шлю-
зам может планироваться строго по расписанию в часы повышен-
ных уровней воды. На эти ГЭС пе следует также возлагать осу-
ществлепия недельного регулирования мощности, допуская сниже-
ние расходов воды в выходные дни лишь в периоды, когда размеры
попусков в такие дни могут быть пе меньше значений, используе-
мых крупнотоннажным флотом. Сопоставление различных режимов
работы водохранилищ может производиться, как известно, на ос-
нове технико-экономической оценки вариантов Однако варианты
сложного водохозяйственного комплекса могут быть оценены на
современном этапе лишь приближенно. Поэтому качественный ана-
лиз вариантов также следует считать достаточно правомерным
там, где методы экономического обоснования пс позволяют найти
удовлетворительного решения для всех (или отдельных) заинтере-
сованных компонентов водохозяйственного комплекса (ВХК).
Решение поставленных задач по выбору оптимальных режимов
водохранилищ особенно применительно к первому из направлений
возможно только при наличии достаточно точных технико-эконо-
мических характеристик по всем компонентам ВХК. При отсутст-
вии таких характеристик пли при различной степени точности их
оценки, по-видимому, целесообразно ориентироваться на водохо-
зяйственные возможности комплекса. В этом случае хотя и пе
удастся экономически оцепить эффективность выбранного варианта
режима, зато гарантируется бесперебойное обеспечение водой всех
предусмотренных в Правилах отраслей ВАК.
Примерами, относящимися к первой группе, могут служить по-
пытки оптимизации режима водохранилищ волжско-камского кас-
када с учетом интересов энергетики, водного транспорта, рыбного
и сельского хозяйства и др. Технико-экономический подход к опти-
мизации такого сложного ВХК при отсутствии падежной оценки
эффективности (и ущерба) повышенных попусков воды для сель-
ского и рыбного хозяйства может привести к необоснованной «рас-
трате» водных ресурсов, в результате чего в последующем будет
иметь место ущерб для всех участников ВХК. Учет ущерба для
рыбного хозяйства при «дефицитном попуске» осложняется тем,
что при этом должна учитываться вызванная каждым таким по-
пуском полная величина снижения улова за все последующие годы,
па которые это снижение распространяется.
Предыдущая гидрологическая обстановка и попуски прошлых
лет учитываются лишь в случае цикла маловодных лет. Расчеты
ущерба осложняются еще и тем, что период сниженных уловов
различен для различных видов рыб. Значительные трудности наб-
людаются и при подсчете ущерба по сельскому хозяйству в резуль-
тате невыхода воды на затапливаемую пойму нижнего бьефа.
При решении задач, рассматривающих вопросы оптимальной
эксплуатации водохранилищ, предназначенных в основном для
энергетического и воднотранспортного использования, технико-эко-
номические методы могут внести заметные коррективы в режимы,
установленные па основании водохозяйственных расчетов. Такие
уточнения были внесены, например, в Правила использования вод-
ных ресурсов Новосибирского водохранилища на р. Оби, где по
мере возрастания грузооборота экономически оправдывалось
соответствующее увеличение гарантированных глубин на нижележа-
щем участке реки, а следовательно, и навигационных попусков
воды (за счет углубления навигационной сработки водохрани-
лища) .
Однако успешное внедрение в эксплуатационную практику тех-
нико-экономических способов задерживается отсутствием согласо-
ванной методики, оценивающей транспортные и энергетические по-
казатели рассматриваемых вариантов режима. Сущность такой
методики может состоять в следующем.
Для сопоставляемых вариантов среднесуточного навигационного
попуска (расходы воды в нижний бьеф ГЭС) определяются эко-
номические показатели по энергетике и речному транспорту.
В обеих отраслях учитываются капитальные вложения и эксплуа-
тационные затраты Расчет производи гея по приведенным затратам
с учетом установленного срока окупаемости или нормативного ко-
эффициента £п и фактора времени (например, при £п = 0,10 нор-
матив приведения затрат к одному расчетному сроку £и. п = 0,065).
При оценке транспортной составляющей рассматриваются путе-
вые условия, объем перевозок и грузооборот, транспортный флот,
объем работ и затраты па реконструкцию и строительство портов
и судоремонтных баз.
Методика определения и состав энергетических показа гелей ио
вариантам режима (несмотря на значительное количество работ)
применительно к рассматриваемой цели не имеют четко выражен-
ного решения. Как известно, экономическая оценка проектируемых
ГЭС обычно производи гея по сопоставлению се затрат (капиталь-
ных вложении и ежегодных издержек) с затратами в альтернатив-
ную газотурбинную или паротурбинную электростанцию, которую
придется сооружать в связи с уменьшением зимней мощности ГЭС
при увеличении навигационного попуска воды. N чет всех используе-
мых в энергетических расчетах технико-экономических показате-
лей неминуемо усложнил бы транспортно-энергетические расчеты.
Поэтому следует остановиться па основных сопоставляемых пока-
зателях, которые в го же время позволяют обеспечивать возможно
более полную эквивалентность вариантов. В первую очередь, не-
видимому, необходимо решить вопрос об оценке ущерба, опреде-
лить относительную мощность и период работы заменяющей стан-
ции и выявить принцип определения топлива для нее
Возможны также и иные методические решения, например,
исходя из реального состояния энергосистемы и наличия флота
в бассейне с учетом ближайшей перспективы. Здесь снижение
зимней гарантированной мощности на одной из ГЭС, вызванное
увеличением навигационного попуска воды в нижний бьеф при сво-
бодном его состоянии, может компенсироваться, помимо повышен-
ной работы других I ЭС объединенной энергосистемы, расположен-
ных в каскаде, также возможностью использования периода
повышенных попусков для вытеснения ремонтной мощности па теп-
ловых электростанциях, корректировкой графика потребления энер-
гии в рабочие и выходные дни и т. п.
Отработка согласованной методики технико-экономических рас-
четов по выбору оптимальных режимов водохранилищ приобренпч
в последнее время особенно большое значение в связи с проемп-
рованием и строительством крупных ВХК, кардинально меняющих
сложившийся режим ранее построенных каскадов (переброска
стока северных рек в Волгу, переброска части стока сибирских рек
в бассейн Аральского моря, ангаро-сппсейский комплекс и Др.).
При проектировании этих гидротехнических комплексов в новом
аспекте возникают вопросы пе только непосредственного обеспе-
чения интересов целого ряда отраслей народного хозяйства, ио
и глобальные проблемы определения влияния осуществляемых ме-
роприятий па окружающую природу и климат прилегающих, а ино-
гда и удаленных районов, регулирование уровенного режима, со-
лености и биологического состояния внутренних морей, а в ряде
случаев и морен, являющихся частью /Мирового океана.
Однако одновременно можег происходить изменение судоход-
ных условии па реках, являющихся источниками питания водой
проектируемых систем, что в свою очередь потребует создания
транспортных гидроузлов на свободных участках ниже створов
отъема, изучения изменения ледовит ости устьев рек и т. д.
При разработке правил использования водных ресурсов таких
сложных ВХК, помимо вопросов, рассма т ривавшнхея прежде, по-
требуется изучение новых проблем, в том числе:
а) исследование гидравлического режима и русловых процес-
сов в узлах транзитного пересечения крупных обводиптслытых ка-
налов с расходами 500 1000 мл/с и более со свободными реками,
в частности с реками, несущими значительное количество наносов;
б) установление расчетпой обеспеченности обводнительных си-
стем при питании их водой из нескольких речных бассейнов;
в) изучение неравномерного н нсустановпвшегося режима
в длинных бьефах каналов с уклоном дна при работе насосных
станции производительностью 500—1000 м3/с с учетом обеспечения
судоходных условий, сохранности не закрепленных откосов, в том
числе при плановых и аварийных отключениях насосных станции;
г) компоновка узлов пересечения судоходно-обводнительного
канала с каналами насосных станции и ряд других.
Разработке методики составления правил использования вод-
ных ресурсов сложных ВХК и составу включаемых в них вопро-
сов, учитывающих особенности гидрологического и гидравлического
режимов и требования заинтересованных отраслей народного хо-
зяйства, должно быть своевременно уделено особое внимание, чтобы
избежать повторения серьезных затруднений и значительных
ущербов для энергетики, водного транспорта, рыбного и сельского
хозяйства, подобных наблюдающимся в последние годы в бассей-
нах рек Волги, Дона и Днепра, а также па Каспийском и Араль-
ском морях в связи со снижением уровня воды, и на Азовском
море, где происходит резкое увеличение солености и связанное
с этим уменьшение уловов.
Ю. Н. Сокольников, А. Л. Онуфриенко
(Ин-т гидромеханики АН УССР, Киев)
ВОПРОСЫ ОТТОРЖЕНИЯ МЕЛКОВОДИЙ КРУПНЫХ
ВОДОХРАНИЛИЩ
Проблема отторжения мелководий водохранилищ на крупней-
ших реках СССР с каждым годом становится все более актуаль-
ной. Суммарная площадь мелководий на водохранилищах превы-
шает 11 000 км2, а к концу текущего десятилетия, после ввода строя-
щихся и запроектированных гидроузлов, достигнет 20 000 км2 [3].
Акваториями мелководий заняты, как правило, цепные сельско-
хозяйственные угодья, территории многих населенных пунктов и
народнохозяйственных объектов. После заполнения водохранилищ
мелководья становятся своеобразными инкубаторами сине-зеленых
водорослей, для борьбы с которыми пока еще не разработано эф-
фективных методов. Быстро развивающаяся высшая водная расти-
тельность способствует застою воды, накоплению органических
веществ и их разложению, приводящему к ухудшению качества
воды, а также к интенсивному развитию вредных насекомых и
бактерий. Вследствие повышенного прогрева воды на мелководьях
они являются зонами интенсивного испарения.
Мелководья обладают и положительными качествами, являясь
идеальными естественными нерестилищами и не менее цепными
угольями для организации охотничьего хозяйства, промыслового»
звероводства и рыболовства. При научном ведении хозяйства мел-
ководья могут давать значительный выход ценных травяных
кормов.
Таким образом, проблема мелководий многогранна и может
быть успешно решена лишь при учете всего комплекса подлежащих
решению задач.
Отторжение мелководий не является принципиально новой гид-
ротехнической задачей. В ряде государств оно во многом опреде-
ляет судьбы их развития. Классическими странами в этом отноше-
нии являются Нидерланды, Бельгия и Япония. Однако разработан-
ные в этих странах технические приемы для отторжения морских
мелководий не могут быть просто перенесены па водохранилища.
Ныне условия требуют новых методов решения.
В настоящее время на водохранилищах построены и проекти-
руются системы гидротехнических сооружений, с помощью которых
отторгаются мелководья; например, золотоношская и будище-сви-
довская дамбы на Кременчугском водохранилище, камепская и
знаменская дамбы на Каховском водохранилище и ряд других.
Выбор трассы этих сооружений определялся исходя из ее мини-
мальной длины и наиболее высоких отметок дна мелководья. Есте-
ственно, что объем тела сооружения при этом был минимальным.
Однако напорные откосы этих сооружений требуют защиты от вол-
нового воздействия. Конструкция защитных сооружений в значи-
тельной мере определяется экспозицией отторгающего сооружения
относительно господствующего по направлению, силе и продолжи-
тельности волнения. Таким образом, сооружение, обладающее ми-
нимальным объемом, может подвергаться интенсивному волновому
воздействию и нуждаться в дорогостоящей защите, что в экономи-
ческом отношении может оказаться нерациональным.
Нам представляется, что к решению проблемы отторжения мел-
ководий водохранилищ следует подходить с позиций принципа
природных аналогов, развиваемого в Институте гидромеханики
АН УССР. Этот принцип состоит в отыскании рациональных, с ин-
женерной точки зрения, черт у естественных абразионных и акку-
мулятивных береговых форм, образующихся благодаря определен-
ному стечению геоморфологических факторов и волнения, с после-
дующим воссозданием этих форм в виде инженерных сооружений.
По нашему мнению, идеальными природными аналогами соору-
жений, предназначенных для отторжения мелководий па водохра-
нилищах, являются косы, пересыпи и бары.
С инженерной точки зрения, косы сходны с молами, а пересыпи
и бары — с дамбами. Основное преимущество упомянутых аккуму-
лятивных форм — их устойчивость воздействию волн, несмотря па
то что материал, из которого они сложены, легко транспортируется
волнами.
Как устойчивость аккумулятивных форм, так и их рост опре-
деляются экспозицией относительно господствующего вол пения.
Поэтому у отторгающих сооружений, создаваемых но принципу
природных аналогов, определяющим фактором является экспози-
ция по отношению к господствующему волнению, а не длина трассы
и глубина на ней.
Необходимо отметить, что отторгающие сооружения — искусст-
венные аналоги аккумулятивных форм — не могут создаваться по
«природной технологии». Ее темп несравним со сроками, которые
определяются жизнью. Поэтому отторгающие сооружения должны
возводиться средствами гидромеханизации. В этом случае они бу-
дут тем более устойчивы, чем ближе по форме и ориентировке
в плане будут отвечать природным аккумулятивным формам, ко-
торые развивались бы в данных условиях при наличии необхо-
димого количества наносов под воздействием господствующего
волнения. Возведение отторгающих сооружении по такому прин-
ципу позволит предельно повысить их устойчивость воздействию
воли и облегчить инженерную .защиту.
На рис. 1 показаны три наиболее простых варианта отторгаю-
щих сооружении — искусственных аналогов бара, косы и пере-
сыпи.
Возведение искусственного бара рационально в случае наличия
однонаправленного волнения (рис. 1я). Очевидно, искусственный
бар в этих условиях будет более устойчив, при обеспечении па-
раллельности его продольной оси с плановым положением фронта
волн.
Рис. 1. Схемы отторгающих сооружении — искусственных
аналогов природных аккумулятивных форм.
tz — бар, б— одиночная коса, в — пересыпь
В качестве отторгающего сооружения — искусственной косы —
наиболее рационально использовать природный аналог аккумуля-
тивной формы, развивающейся при изгибе берега внутри его кон-
тура (рис. 16). Процесс отторжения завершится после примыка-
ния косы к противоположному берегу. На промежуточных стадиях
развития такая коса, с инженерной точки зрения, является молом,
защищающим отторгнутую акваторию.
В условиях, когда для района защищаемого мелководья харак-
терно двухстороннее волнение, сооружение рационально выполнять
из двух как бы растущих навстречу кос (рис. 1в). Такой тин со-
оружения после завершения строительства будет являться искус-
ственной пересыпью.
Приступая к проведению исследовании по оценке рациональ-
ности применения принципа природных аналогов для создания но-
вых типов отторгающих сооружений, в качестве первого аналога
была принята коса.
Существует дооаточно обширная литература, в которой с раз-
ной полнотой описано большое число природных кос. Мы ограни-
чимся ссылкой па монографии В. П. Зенковича [1, 2], О. К- Леон
тьева [5], А. С. Нонина [4] и В. II. Лымарева [6]. В этих работах,
как и в ряде других, процесс динамики кос, как правило, описы-
вается с геоморфологических позиций. Каждая аккумулятивная
форма рассматривается как продукт среды, а не как один из чле-
нов характерного семейства генетически подобных аккумулятивных
форм. В большинстве случаев приводимое описание косы ограни-
чивается краткой ее характеристикой, относящейся к моменту
обследования. Таким образом, эти сведения могут служить лишь
вспомогательным материалом при разработке схем новых типов
отторгающих сооружений — искусственных аналогов природных
кос. Чтобы превратить схемы в реальные сооружения, необходимо
разработать инженерный метод их расчета Первый шаг в этом на-
правлении был сделай II. Г. Кондратьевым, который изучил в на-
турных условиях процесс развития кос в устьях заливов и балок-
убежпщ Волгоградского водохранилища. Па основании получен-
ных данных он предложил метод расчета заносимости устьевых
участков заливов и балок-убежищ.
Экспериментальные исследования процесса развития кос также
весьма ограничены. В работе Соважа и Венсана [7] описаны иссле-
дования, проведенные па схематизированной модели берега, с це-
лью изучения процесса зарождения и развития косы, образую-
щейся при огибании портового мола вдольбереговым потоком нано-
сов. В качестве модели наносов применялись древесные опилки.
Исследовалась лишь качественная картина явления.
Разработка инженерного метода расчета отторгающего соору-
жения (искусственного аналога природной косы) начата нами
с изучения процесса развития этой формы в эксперименталь-
ных условиях. При этом предполагалось, что полное отторже-
ние мелководной акватории может произойти при смыкании
двух растущих навстречу кос пли в случае примыкания косы
к берегу при значительном ее протяжении от места зарождения
(рис. 1 в).
Первая серия исследований проведена в волновом бассейне
Института гидромеханики АН УССР иа пространственных размы-
ваемых моделях.
В качестве модели наносов применялся песок со средневзвешен-
ным размером зереп, примерно равным 0,25 мм. Регулярные волпы
продуцировались волнопродуктором со щитом тина качающейся
сгенки. К рабочей части модели волны подводились по волновой
дорожке, образованной параллельными щитовыми стенками, пер-
пендикулярными плоскости щита волнопродуктора. Степки были
доведены до нижнего предела размывающего действия волн, бла-
годаря чему обеспечивался свободный отток нагонных вод. Для
изучения процесса формирования косы, образующейся при изгибе
берега в глубь его контура, было выполнено 16 опытов, в кото-
рых изменялись параметры волн, их высота, длина, угол подхода
Рис. 2. Вид песчаной косы, сформированной в волновом бассейне.
Рис. 3. Коса, формирующаяся на изгибе линии берега, иа устьевом мысе
залива водохранилища днепровского каскада.
Рнс. 1. Схема модели косы.
1 — площадь сечения тела по I—I; 2— бе-
реговая отмель мористою откоса; 3 — плос-
кость свала мористого откоса; 4 — плоскость
свала берегового откоса; 5 — надводная
часть гребня; 6 — подводная часть гребня,
7 — бровка ведущею берега и урез; 8 — ли-
ния свала; 9— контур подножья; 10 — на-
правление вдольберсгового потока наносов.
к берегу (между лучом волны и нормалью к линии берега) и угол
между образующими мыса, сходящимися на его вершине.
На рис. 2 показана схема одной из кос и ее общий вид. Длина
косы равна 3,5 м. При проектировании модели в качестве природ-
ного аналога был принят участок берега водохранилища, па кото-
ром в первые годы после его заполнения начала формироваться
коса, развивавшаяся по линии, являющейся продолжением прямо-
линейного участка берега (рнс. 3). Полученная на модели коса
формировалась в условиях, когда к вершине мыса подходил доста-
точно насыщенный поток нан
подход воли к берегу, гребень
ведущего берега.
Причиной зарождения косы
является растекание струн
вдольберсгового течения за
точкой поворота линии берега
в глубь его контура. Транспор-
тирующая способность расте-
кающейся струи падает и начи-
нается выпадение наносов, из
которых формируется тело
косы.
Уже па начальной стадии
развития косы па модели у нее
формируется устойчивый попе-
речный профиль в котором мо-
жно вы делить береговой склон,
гребень и мористый склон
(рис. 4).
Береговой склон однообра-
зен на всем протяжении; коэф-
фициент откоса его близок
к естественному в водонасы-
ш,сипом состоянии.
Гребень—часть косы, возвышающаяся на высоту наката воли
над спокойным горизонтом воды; имеет очертание, характерное
для береговых валов.
Мористый склон повторяет очертание питающего участка берега
в районе зарождения косы. По мере приближения к оконечности
косы профиль береговой отмели сжимается и становится более
однообразным — без вала и ложбины.
Линия свала подходит к урезу иа конце косы нормально к оси
гребня и под прямым углом уходит на береговой склон.
Ширина гребпя косы зависит от угла подхода воли к ведущему
берегу, высоты и относительной длины воли. Существенную роль
играет дифракция и рефракция волн, которые, кроме отмеченных
параметров, зависят еще и от коэффициента откоса мористого
склона.
, поэтому, несмотря на косой
I лежит па продолжении линии
Следует отметить, что при неизменных условиях рост косы про-
должается непрерывно и равномерно. Ширина же гребня периоди-
чески изменяется; здесь даже может быть применен термин «пуль-
сирует».
Наиболее четко коса реагирует на изменение расхода питаю-
щего ее вдольберегового потока наносов. При насыщенном потоке
наносов и изменении угла подхода воли к берегу в пределах от
15 до 45° коса развивается по касательной к направлению веду-
щего берега.
Резкий поворот косы, приведенной на рис. 3, от первоначаль-
ного направления произошел из-за значительного падения расхода
наносов, питавшего косу потока. Изменился состав грунтов, сла-
гающих коренной берег в зоне питания вдольберегового потока,
стал более пологим откос береговой отмели и имело место ано-
мальное волнение.
Проведенные исследования показали возможность моделирова-
ния процесса формирования кос в лабораторных условиях и уста-
новлении функциональной количественной связи между объемом
косы и ее плановым очертанием в зависимости от определяющих
параметров.
Тем самым обеспечивается возможность на базе эксперимен-
тальных данных разработать инженерный метод расчета кос, а для
проверки использовать данные нестационарных натурных исследо-
ваний этих аккумулятивных форм.
После завершения экспериментальных исследований будет соз-
дан инженерный метод расчета отторгающих сооружений и про-
ведена их проверка па водохранилищах днепровского каскада
в порядке производственного опыта. В настоящее время ведутся
натурные исследования с целью отыскания мест наиболее рацио-
нальной постановки такого натурного эксперимента.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1 3 с и к о в п ч В II Динамика и морфология морских берегов. Ч 1, Волно-
вые процессы. М, «Морской транспорт», 1916 496 с.
2 3 е н к о в и ч В П. Основы учения о развитии морских берегов. М., Изд.
АП СССР, 1962. 710 с.
3. Инженерно-географические проблемы проектирования и эксплуатации
крупных равнинных водохранилищ. М, «Наука», 1972 240 с.
4. Нонин А. С. Берега Берингова моря. М., Изд. АН СССР, 1959. 358 с.
5. Леонтьев О. К. Основы геоморфологии морских берегов. Изд. МГУ,
1961. 417 с.
6. Лы марев В. II. Берега Аральского моря — внутреннего водоема арид-
ной зоны. Л., «Наука», 1967. 252 с.
7. Sauvage М. G. de Saint Marc, Vincent M. G. Transport littoral.
Formation de fleches et de tombolos.— Pros. 5th conference of coastal eng. Uni-
versity of California, 1955, p. 296—328.
СОДЕРЖАНИЕ
Предисловие.......................................................... 3
Список сокращенных названии учреждении............................... 5
А. II. Макаров, В. А. Бахтиаров, Д. П. Ф и и а р о в. Фонд
водохранилищ СССР и основные направления их использования........... 7
Ю. М. Мат а рз и и, И. А. Почерк и и, Н. Б. Сорокина,
II. К. Мац к с в и ч , Э. А. Бурматова, Т. И. Д е в я т к о в а. Работы
Пермского университета в области комплексных исследовании водохра-
нилищ и оценки последствий их создания (1953—1972 гг.).............. 17
Р. С. Петрова. Научно-практические основы составления кадастра
озер в Татарской АССР............................................... 29
IO. II. Подлипок ий, В. М. Широков. Особенности гидрологи-
ческого режима крупных водохранилищ Сибири.......................... 36
В. А. Бахтиаров, В. А Вейнерт*. Влияние водохранилищ па
степень зарегулированности стока рек СССР........................... 53
3. А. Викулина, Т. Д. К а ш и и о в а, А. А. II ат рус. Водный
баланс крупнейших озер и водохранилищ земного шара.................. 63
II. С. Бойко, Г. В. Позднякова, М. Я. Прыткова,
О. А. Шеховцов, Е. А. Юдин. Водный и седиментационный баланс
водохранилищ Северного Кавказа...................................... 73
И. С. А н х а з а в а *. Особенности водного баланса горных озер
(па примере Грузии)................................................. 81
В. Д. Крисов*. Расчет режима Или-Балхашской водной системы
па перспективу...................................................... 87
р. д. Кур д н п. О вековых колебаниях уровня воды крупных есте-
ственных водоемов Казахстана и Средней Хзии......................... 98
М. А. Андреева. Внутри вековые колебания общей увлажненности
Южного Урала и уровня его озер..................................... 108
II. С. Ж данов а, В. Е. П р и в а л ь с к и й, Д. Я- Р а т к о в и ч. Иссле-
дование колебаний уровня замкнутых водоемов па основе стохастических
моделей элементов водного баланса ................................. 117
II. В. Буторин, К. К. Эдельштейн. Водные массы водохра-
нилищ волжского бассейна........................................... 126
М. Г. Ершова, К- К. Эдельштейн. Роль плотностной неодно-
родности водных масс в процессе внутреннего водообмена долинных
водохранилищ .................................................... 134
Б Б. Б о г о с л о в с к и й, В. А. Кириллова, С. А. Филь.* Неко-
торые особенности водообмена и водных масс континентальных водоемов
А. Ф. Изотова, К. А. Мок невский, А. И. Тихомиров.
Тепловой режим Онежского озера..................................... 152
М. Н. Ш и м а р а е в. Многолетние изменения теплового режима
оз. Байкал......................................................... 158
К. И. Российский. Температурные скачки в глубоких водохра-
нилищах ........................................................... 168
И. В. Буторин, Т. Н. Курд и и а, А. С. Л и т в и н о в. Изменение
термических условий Иваньковского водохранилища под влиянием подо-
гретых вод Конаковской ГРЭС........................................ 175
А. П. Б р а с л а в с к и й, М. Н. Кумарина*. Выбор оптимального
режима работы системы охладителей воды Старобешевской ГРЭС .... 182
В. А. Знаменский, М. М. А й и б у н д, 3. А. Викулина,
И. А. Давтян, А. С. С у д о л ь с к и й. Комплексные исследования вод-
ного баланса, течений и водообмена оз. Байкал...................... 193
В. II. Верболов. Об особенностях течений в оз. Байкал......... 205
Т. 11. М а л и н и на, А. И. Охлопкова, В. Б. Румянце в.
Динамика вод Онежского озера........................................ 213
В. X. Л и ф in и ц, В. С. Т и т о в. Некоторые результаты натурных ис-
следовании и математического моделирования динамических процессов
в водоемах Карелии ................................................. 223
II. А. Шерен к о в. Расчет плана течений в реках и нестратифициро-
вапных водохранилищах............................................... 231
А. И. Кобзарь, В. М. Кузьменко, А. II. 11 е т ю х а й л о,
Э. Д. Т е л с ж к и п, II. А. Ш е р е и к о в. К расчету полей скорости
и примесей в водохранилищах и морях с учетом действия плотностной
стратификации . . .................................................. 243
II. А. К а р т в с л и ш в и л и, Г. П. К у м с и а ш в и л и, М. В. Ап-
пель, О. II. Еременко. Уравнения перемешивания природных вод,
пути их исследования и экспериментальной проверки................... 253
II. А. Железняк, Л. Б. Бышовец, A. II. Шерешевский.
Основы инженерных расчетов и опыт математического моделирования
перемещения паводочных волн по днепровскому каскаду водохранилищ 262
А. Г. Богачев, Т. II. Филатова*. Течения в мелководных не-
стратифпцированпых водоемах (па примере Чудско-Псковского озера) . . 274
Н. II. Яптер*. Особенности режима волнения оз. Байкал и методы
его предсказания ................................................... 289
В. Л. М а к с и м ч у к, А. И. Том и л ь цев а*. Режимно-климатиче-
ские функции распределения элементов воли па водохранилищах днепров-
ского каскада ...................................................... 297
Е. М. Ф ед у л о в а *. Методика и результаты изучения ветро-волновых
характеристик Куйбышевского водохранилища........................... 304
В. Г. Рыбка, Л. II. Супрунов, II. II. Тульи ев*. Трансформа-
ция энергии волн в прибрежной зоне (по данным натурных исследований) 315
М. II. Кривошеи, Р. Б. Тарасова, А. В. Григорьева. Ис-
следование ветрового волнения на водохранилищах как стационарного
вероятностного процесса............................................. 326
А. И. Кадукпп*. Энергетический спектр поля ветровых воли. . . 331
В. II. Жадан, В. II. Доманов*. Касательные напряжения па по-
верхности водоемов.................................................. 337
С. С. Б а й д и и. Теория цикличности процессов дельтообразоваипя
и будущее гидрографической сети устьев рек.......................... 342
В. II. Михайлов. Гидравлико-морфометрические методы оценки
направленности развития русловой сети устьевых областей рек......... 347
М. М. Айнбунд, II. А. Давтян, А. С. С у д о л ь с к и й,
В. А. Ф и а л к о в *. Исследование динамики устьев рек и прпдельтовых
частей водоемов иа примере р. Селенги п оз. Байкал.................. 356
II. А. Скрипту но в*. Динамика вод и связанные с нею процессы
па неприличном устьевом взморье..................................... 366
II. Л. Розовский, А. И. III а б р и н. Гидравлические исследова-
ния процессов распространения фронта соленой и пресной воды в призма-
тических руслах..................................................... 372
II. П. Гиляров, В. В. Иванов*. Результаты лабораторных ис-
следований водного режима устьевых участков крупных рек Сибири . . . 381
В. В. II в а и о в. Гидравлический метод расчета перераспределения
стока в дельтах рек под влиянием водохозяйственных мероприятий . . . 388
Н. П. Гоптарев, А И. Симонов. Влияние изъятий и регулиро-
вания стока па водный баланс и гидролого-гидрохимический режим юж-
ных морей СССР...................................................... 399
Л. С. Кусков. Вопросы методики составления правил использова-
ния водных ресурсов комплексных водохранилищ........................ 404
Ю. Н. Сокольников, А. Л. О и у ф р и е и к о *. Вопросы отторже-
ния мелководий крупных водохранилищ................................. 414
* Доклады, принятые к публикации без заслушивания на съезде.
Том 5
Труды
IV Всесоюзного
гидрологического
съезда
ГИДРОЛОГИЯ ОЗЕР
ВОДОХРАНИЛИЩ
И УСТЬЕВ РЕК
Отв. редактор В. А. Знаменский. Редактор О. Н. Потапова. Художник В. С. Итальянцев.
Техн, редактор Г. В. Ивкова. Корректоры: И. В. Жмакина, Г. И. Римант. Сдано в набор
28/V 1975 г. Подписано к печати 5/XI 1975 г. М-17367. Формат 60X90716, бум. тип. № 1.
Псч. л. 27.5. Уч.-изд. л. 30.6. Тираж 1200 экз. Индекс ГЛ-97. Заказ № 325. Цена 2 р. 37 к.
Гидрометеопздат. 199053, Ленинград, 2-я линия, д. 23. Ленинградская типография № 8
Союзполнграфпрома при Государственном комитете Совета Министров СССР по делам
издательств, полиграфии и книжной торговли. 190000, Ленинград, Прачечный пер., 6.
Фонд водохранилищ СССР и основные направления их использования.
Макаров А. II, Бахтиаров В. А., Фин а ров Д П. Труды IV Всесоюз.
гидрол. съезда, 1975, т. 5, с. 7—16.
Путем анализа параметров и технико-экономических показателей использо-
вания установлены основные группы водохранилищ СССР. Основные направле-
ния использования водохранилищ освещены по каскадам и экономическим
районам. В историческом аспекте показаны изменения направленности использо-
вания водохранилищ для гидроэнергетики и других отраслей народного хо-
зяйства.
Табл. 8.
УДК 556 55.011
Работы Пермского университета в области комплексных исследований водохра-
нилищ и оценки последствий их создания (1953—1972 гг.). Мата рз и и Ю. М.,
П с ч е р к и п И. А., Сор о к и и а II. Б., Мацкевич II. К., Бурматова Э. А.,
Девяткова Т. П. Труды IV Всесоюз. гидрол. съезда, 1975, т. 5, с. 17—28.
Обобщается опыт и результаты многолетних комплексных географо-гидро-
логических исследований формирования водохранилищ на р Каме. Приводится
методика учета последствий создания крупных искусственных водоемов и' их
взаимодействия с окружающей географической средой. Показываются специфика
водохранилищ, отличия их от других водных объектов суши. Ставится вопрос
о необходимости выделения гидрологии водохранилищ в самостоятельный раз-
дел гидрологии суши.
Табл. 1. Илл. 4. Библ. 13.
Научно-практические основы составления кадастра озер в Татарской Л< < Р
Петрова Р. С. Труды IV Всесоюз. гидрол. съезда, 1975, т. 5, с. 29—35.
Освещается опыт составления кадастра озер по материалам их обслсдони
пня Излагается методика камеральных работ и полевых обследовании он р
независимо от их размера, лапдшафтно хозяйственного положения и исполн ю
ванпя с определением морфометрических, генетических, гидрологических, гидро
химических и других показателей по каждому объекту. Произведена оцепк i
полученных параметров путем привязки их к стационарным наблюдениям.
Библ. 6
УДК 556.50.55
Особенности гидрологического режима крупных водохранилищ Сибири. П од-
лип с к и й Ю. И., Широков В. М. Труды IV Всесоюз. гидрол. съезда, 1975,
т. 5, с. 36—52.
Приводятся результаты исследований гидрологического режима глубоко-
водных сибирских водохранилищ в период их заполнения и нормальной эксплуа-
тации. На примере двух крупнейших водохранилищ — Красноярского и Брат-
ского — показано, как изменяется гидрологический режим создаваемого глубоко-
водного водоема в первые годы существования в зависимости от характера
заполнения водохранилища, от величины проточности в нем в этот период. Рас-
смотрены особенности уровенного, ледового и термического режимов, течений,
взвешенных наносов, влияния водохранилищ на прилегающую территорию. При-
водится типологическая классификация водохранилищ.
Табл. 2 Плл. 6. Библ. 6.
28 Зак. № 325
Влияние водохранилищ на степень зарегулированности стока рек СССР.
Бахтиаров В. Л, Вейнерт В. А. Труды IV Всесоюз. гидрол. съезда,
1975, т. 5, с. 53—62.
В докладе проведен анализ естественной внутригодовой и многолетней за-
регулированности стока рек СССР, разработан прием определения влияния
водохранилищ на повышение степени зарегулированности, дана оценка степени
зарегулированности под влиянием существующих, строящихся и проектируемых
водохранилищ с учетом связи между величинами стока за смежные годы. Пока-
зано, что но некоторым рекам уже достигнута весьма высокая степень зарегу-
лированности стока, обусловленная созданием па них очень крупных по отно-
шению к контролируемому ими стоку водохранилищ. Так обстоит дело, напри-
мер, с зарегулированностью стока Иртыша в створе Усть-Каменогорской I ЭС
(относительная емкость 1,59); коэффициент pei улпровапия составляет 0,94.
Высокая степень зарегулированности стока под влиянием водохранилищ достига-
ется п на ряде других рек: Свири, Сырдарье, Ясне, Понос и др.
В целом по 27 крупным рекам с 92 учтенными водохранилищами суммар-
ной полезной емкостью 1076 км3 средний коэффициент зарегулирования состав-
ляет 0,74.
Табл. 2. Библ. 11.
УДК 556.1
Водный баланс крупнейших озер и водохранилищ земного шара. В и к у-
л и и а 3. А., Каши нова Т. Д., II атрус А. А. Труды IV Всесоюз. гидрол.
съезда, 1975, т. 5, с. 63—72.
По литературным источникам и путем расчета получены сведения о водном
балансе 55 величайших озер и 25 крупнейших водохранилищ мира. По этим
данным оценен общий круговорот ежегодно возобновляемых озерных вод в це-
лом по земному шару, раздельно по континентам, а также отдельно для прес-
ных и соленых озер На примере Европы, Азии и Африки оценен вклад круп-
нейших водохранилищ в общий круговорот озерных вод указанных континентов.
Охарактеризовано соотношение составляющих баланса внутренних водоемов
различных областей земного шара.
Табл. 2. Библ. 12.
Водный и седиментационный баланс водохранилищ Северного Кавказа
Б о й к о II. С., П о з д н я к о в а Г. В., Прыткова М. Я , Шеховцов О Л ,
Юдин Е. А. Труды IV Всесоюз. гидрол. съезда, 1975, т. 5, с. 73—80.
При сравнении водного баланса водохранилищ степной и предгорной частей
Северного Кавказа можно отмстить уменьшение величины испарения и увели-
чение доли речного стока в балансе предгорного водохранилища. В заилении
стенною водохранилища, сток в которое зарегулирован многочисленными пру-
дами, главная роль принадлежит продуктам обрушения берегов (около 90%),
а предгорного водохранилища — речным наносам.
Табл. 5. Библ. 10.
УДК 556.552
Особенности водного баланса горных озер (на примере Грузии). Анха-
зава И. С. Труды IV Всесоюз. гидрол. съезда, 1975, т. 5, с. 81—86.
Рассматривается методика исследования основных составляющих водного
баланса озер (осадки, сток, испарение). Для определения количества осадков
на зеркале озера (при отсутствии наблюдений) предлагается использовать зави-
симость осадков от высоты местности, а для подсчета стока с бассейна озера —
зависимость стока от средней высоты водосбора. Для определения испарения
с поверхности озера применена графическая зависимость испарения от высоты
местности, дающая вполне удовлетворительный результат. Применяя вышеизло-
женную методику, подсчитан водный баланс некоторых горных озер Грузии.
Табл. 1. Библ. 4.
Расчет режима Или-Балхашской водной системы на перспективу. Кра со в В. Д.
Труды IV Всесоюз. гидрол. съезда, 1975, т. 5, с. 87—97.
Приводится методика расчета водного режима Капчагайского водохрани-
лища и оз. Балхаш па перспективу при осуществлении водохозяйственных
мероприятии в бассейне оз. Балхаш. Основным элементом этой методики явля-
ется учет прямых и обратных связен в нли-балхашской водной системы,
в частности влияния перетока воды между Западным и Восточным Балхашем
иа объем попусков из Капчагайского водохранилища. Предлагаются формулы
и номограммы для определения перетока и объема допусков. Дается предвари-
тельная оценка режима Капчагайского водохранилища и оз. Балхаш на перс-
пективу. В качестве аналога условий водности на предстоящий период использу-
ется сток n-летий, сформированных как из фактических, так и моделируемых
гидрологических рядов. Методика реализована иа ЭВМ Минск-22
Пл л. 3. Библ. 13.
УДК 5.56,555 2
вековых колебаниях уровня воды крупных естественных водоемов Казахстана
и Средней Азии. Курд ин Р. Д. (руды IV Всесоюз. гидрол. съезда, 1975, т. 5,
с. 98-107.
На основании i еоморфоло! ических и исторических данных рассматривается
вековой ход уровней озер Алаколь, Балхаш, Иссык-Куль и Аральского моря
за последние 1—2 тыс. лет, а также роль климатических и тектонических фак-
торов в этом процессе. За счет колебаний Клима!а амплитуда циклических
колебаний уровня лих водоемов в последнем тысячелетии достигала 12—25 м.
Показ!.шлется роль этих колебаний в жизни водоемов и необходимость учета
при долгосрочном планировании и про! позировании развития народного хо-
зяйства
Табл 1 Илл. 3 Библ. 17.
УДК 556.555 2; 556.142
Внутривековые колебания общей увлажненности Южного Урала и уровня его
озер. Андреева М. А. Труды IV Всесоюз. гидрол. съезда, 1975, т. 5,
с. 108—116.
Показан циклический характер многолетних колебаний общей увлажненно-
сти и уровня озер Урала. Выявлена специфика изменения циклов по территории,
выделены зоны синхронной и асинхронной изменчивости.
Получен ряд закономерностей, показывающих зависимость многолетних коле-
баний общей увлажненности от типов атмосферной циркуляции по Г. Я. Ваиген-
гейму. Установленные зависимости дают возможность прогнозировать характер
общей увлажненности исходя из предстоящих изменении атмосфсрнон цирку-
ляции.
Табл. 1. Илл. 3 Библ. 4.
Исследование колебаний уровня замкнутых водоемов на основе стохастических
моделей элементов водного баланса. Ждан о в а II С., П р и в а л ь с к и и В. Е ,
Pai ковнч Д. Я. Труды IV Всесоюз. гидрол. съезда, 1975, т. 5, с. 117—125.
Решается задача исследования и долгосрочного вероятностного прогноза
колебании уровня замкнутого водоема. Изменения годового стока рек и види-
мого испарения аппроксимируются марковским процессом с некоторой специаль-
ной функцией распределения; подземный сток полагается постоянным. Такой
подход позволяет получить основные характеристики колебании уровня из урав-
нения водного баланса либо аналитически, либо при помощи метода статистиче-
ских испытании, дать прогноз колебании уровня, оценить его погрешность и
учесть, при необходимости, водохозяйственные мероприятия в бассейне водоема..
Задача решена иа примере Каспийского моря.
Табл. 1. Илл. 2. Библ. 14.
УДК 556.55
Водные массы водохранилищ волжского бассейна. Буторин II. В., Эдель-
ш те и и К- К- Труды Всесоюз. гидрол. съезда, 1975, т. 5, с. 126—133.
Дается теоретическое определение водной массы для внутренних водоемов
и разбираются вопросы методики их выделения. 11а основании многочисленных
материалов синхронных i идроло! пчгских съемок рассматриваются условия фор-
мирования водных масс, их генетическая структура, общие черты и трансформа-
ция в различных водохранилищах.
Библ. 1 1.
УДК 556 556.2
Роль плотностной неоднородности водных масс в процессе внутреннего водо-
обмена долинных водохранилищ. Ершова М Г., Эдельштейн К. К- Труды
IV Всесоюз. гидрол. съезда, 1975, т. 5, с. 134—142.
На примере Можайского водохранилища, используемого для питьевого
водоснабжения, рассматривается перемещение водных масс различного проис-
хождения,' делаются выводы о существенной роли плотностных течений в ди-
намике вод водохранилища.
Табл. 2. Илл. 1. Библ. 14.
Некоторые особенности водообмена и водных масс континентальных водоемов.
Богословский Б. Б., Кириллова В Л, Филь С. А. Труды IV Всесоюз.
гидрол. съезда, 1975, т. 5, с. 143—151.
По среднему многолетнему годовому водообмену (отношению объема при-
ходной или расходной части водного баланса к среднему объему водоема)
выделено четыре группы водных объектов (транзитная, транзитно-аккумулятив-
ная, аккумулятивно-транзитная и аккумулятивная). Па примере УССР пред-
ложен метод расчета среднего многолетнего годового водообмена малых
водоемов по водообмену «условного» водоема с постоянным объемом и
площадью водосбора, изолинии которого нанесены па карту. Даны характери-
стики водных масс озер со слабым (Онежское, Ладожское) и интенсивным
(Ильмень, Выгозеро) водообменом.
Илл. 1. Библ. 10.
УДК 556.555.4
Тепловой режим Онежского озера. И Зотова А Ф , М о к и с в с к и й К. X *
Тихомиров Л. И. Труды IV Всесоюз. гидрол. съезда, 1975, т. 5, с. 152—157.
Статья посвящена тепловому режиму Онежского озера и внутреннему водо-
обмену между основным плесом п шхерным районом этого водоема.
Табл. 2. Библ. 4.
УДК 556.555.4
Многолетние изменения теплового режима оз. Байкал. Шимарасв М. И.
Труды IV Всесоюз. гидрол. съезда, 1975, т. 5, с. 158—167.
Многолетние колебания внешнего теплового баланса оз. Байкал определя-
ются главным образом характером атмосферных воздействий в холодную часть
года перед ледоставом. Из отдельных элементов баланса наиболее значительно
изменяется суммарный тепловой поток, а также затраты тепла на испарение
и турбулентный теплообмен. Изменения теплосодержания деятельного слоя
осложняются в локальных участках озера адвекцией тепла под влиянием тече-
нии. С изменениями теплового состояния озера тесно связаны многолетние коле-
бания биомассы планктона.
Табл. 1. Илл. 2. Библ. 7.
Температурные скачки в глубоких водохранилищах. Российский К И
Труды IV Всесоюз. гидрол. съезда, 1975, т. 5, с. 168—174.
Рассматриваются условия формирования температурных скачков в глубоких
водохранилищах в зависимости от их проточности.
Выводятся соотношения, связывающие распределения скоростей течения
и температуры по глубине водохранилища и критерии режима течений в водо-
хранилищах.
Предложено выражение для определения толщины слоя температурит о
скачка в зависимости от удельного расхода воды и распределения температуры
по глубине водохранилища.
Плл. 2 Библ. 2.
УДК 556.555 4 : 627.8
Изменение термических условий Иваньковского водохранилища иод влиянием
подогретых вод Конаковской ГРЭС. Буторин II. В., Кур дин а Т. Н.,
Литвинов А. С. Труды IV Всесоюз. гидрол. съезда, 197о, т. 5, с. 175—181.
Приводятся данные об общих закономерностях в распространении подогре-
тых вод ГРЭС, выявленных методом разложения температурных полей на есте-
ственные ортогональные составляющие, а также данные по изменению тепло-
содержания отдельных участков. Анализируются условия формирования слоя
скачка плотности и его динамика.
Табл. 1. Библ. 3.
УДК 556 555.4 : 556.048 : 627.8
Выбор оптимального режима работы системы охладителей воды Старобешевской
I РЭС. Б р а с л а в с к и й А. II., К у м а р и и а М. II. Труды IV Всесоюз. гидрол.
сьезда, 1975, т. 5, с. 182—192.
Па основании новой методики расчета тепловою режима водохранилища-
охладителя сделан выбор оптимального значения факторов, обусловливающих
охлаждение сбросных вод Старобешевской I РЭС. Экономическое обоснование
оптимального режима работы системы охладителен Старобешевскш ГРЭС по-
казало значительное превышение затрат, связанных со строительством и эксплуа-
тацией градирен, по сравнению с вариантом работы станции без градирен на
пережоге топлива.
Табл. 3. Илл. 6 Библ. 4
УДК 556.552
Комплексные исследования водного баланса, течений и водообмена оз. Байкал.
3 и а м е н с к и й В А., А и н б у н д М М., В и к у л и н а 3. А , Д а в т я н Н А.,
С уд оль с кий А. С. Труды IV Всесоюз. гидрол. съезда, 1975, т. 5, с. 193—204.
На основании комплексных исследований и расчетов уточнен водный баланс
озера и системы течений в южной котловине и селенгипском районе оз. Байкал.
Приведены данные о величинах внутреннего водообмена и определяющих его
факторах. Рассмотрена связь между процессами водообмена и изменением со-
держания химических веществ в отдельных районах озера.
Табл. 2 Илл. 6. Библ. 12.
Об особенностях течений в оз. Байкал. В е р б о л о в В. И. Труды IV Всесоюз.
гидрол съезда, 1975, т. 5, с. 205—212.
Приведен обзор исследований по течениям на оз. Байкал. Рассмотрено изме-
нение течении с глубиной в зависимости от температурной стратификации. Пред-
ложена оценка процессов внутреннего водообмена в озере.
Табл. 2. Илл. 2. Библ. 14.
УДК 556.55
Динамика вод Онежского озера. Малинина Т. II., Охлопкова А. II.,
Румянцев В. Б. Труды IV Всесоюз. гидрол. съезда, 1975, т. 5, с. 213—222.
Динамика вод Онежскою озера определяется прежде всею деиивеляцпями
уровня и системой течении. В среднем за год па озере наблюдается 50—М) дспн-
веляций, подавляющее' большинство которых пе превышает К) см. Почти по-
стоянно на озере наблюдаются сейши с периодами о г нескольких мин) г до 13 ч.
Используя теоретические методы расчета и эмпирические данные, получены
схемы суммарных течений, включающие плотностные, ветровые и стоковые.
Для Онежского озера характерна значительная изменчивость оптических
свойств по его акватории, что также свидетельствует о подвижности вод.
Табл. 1. Плл. 4. Библ. 5.
УДК 556.55 0 И : 532 5 : 621 72
Некоторые результаты натурных исследований и математического моделирования
динамических процессов в водоемах Карелии. Лифшиц В. X, Зитов В. С.
Труды Всесоюз. гидрол. съезда, 1975, т. 5, с. 223—230.
Рассматриваются результаты экспериментальных исследовании и расчет те-
чении на примере ряда водоемов Карелин. Основное внимание уделено неучению
влияния течении на распространение вод в зоне действия предприятий целлю-
лозпо бумажной промышленности. Определены плановые контуры транзитных
потоков. В период открытой водной поверхности обнаружены продолжи тельные
циркуляции водных масс. Выполнен расчет установившихся течений по методу
полных поюков, а также неустаиовпвше! оси ветрового дрейфа.
Библ. 5.
УДК 556.536 2 : 556.55 : 621 72
Расчет плана течении в реках и нсстратифицированных водохранилищах.
III ср си ко в И. А. Труды IV Всесоюз. гидрол. съезда, 1975, т. 5, с. 231—242.
Приведены уравнения плановой задачи, полученные путем интегрирования
трехмерных уравнении турбулентного движения Рейнольдса по глубине. Для
замыкания уравнений используется обобщенная гипотеза Рейхардта — Конова-
лова. Для русловых потоков план течений строится в криволинейной параллель-
ной системе координат, в которой продольной осью является ось русла. Приве-
ден алгоритм расчета. Для водохранилищ план течений строится сначала для
транзитной струи, положение которой определяется из условия устойчивости
осреднепного движения; приведен алгоритм расчета. Циркуляционные течения
в водоворотных зонах рассчитываются методами теории морских течений.
Плл. 3. Библ. 14.
УДК 532.526.4 : 532.517.4
К расчету полей скорости и примесей в водохранилищах и морях с учетом дей-
ствия плотностной стратификации. Кобзарь А. И., Кузьменко В. М.,
Нет юх а и л о А. П., Тележки и Э. Д., Шере яков II. А. Труды IV Все-
союз. гидрол. съезда, 1975, т. 5, с. 243—252.
Приводятся оценки полуэмпиричсских коэффициентов, необходимых для
расчета турбулентных характеристик разноплотиосгных потоков с температурной
стратификацией и последующего замыкания системы уравнений Рейнольдса и
турбулентной теплопроводности.
Илл. 2. Библ. 10.
УДК 532.543
Уравнения перемешивания природных вод, пути их исследования и зкспсримсп-
тальной проверки. К а р т в е л и ш в и л и II. А., К у м с и а ш в и л и Г. II., Ап-
пель М. В., Еременко О. II. Труды IV Всесоюз. гидрол. съезда, 1975, т. 5,
с. 253—261.
Рассматривается гидродинамическая кар тина течения с учетом основных
факторов, определяющих процессы перемешивания водных масс с различными
физическими свойствами Приводятся общие трехмерные уравнения перемешива-
ния /7-компопсн твой смеси. Исследуется плановая модель перемешивания пассив-
ной примеси и приводятся новые гипотезы замыкания уравнений движения
Акцептируется роль вторичных течений в процессах перемешивания. Для страти-
фицированных потоков приводятся одномерные уравнения движения с учетом
опдуляцпй
Илл. 13.
УДК 556.16.01 : 556.166 : 556.18
Основы инженерных расчетов и опыт математического моделирования переме-
щения паводочных волн по днепровскому каскаду водохранилищ. Желез-
няк II. А., Бышовец Л. Б., Шере ше вс кий А. II. Труды IV Всесоюз.
гидрол. съезда, 1975, т. 5, с. 262—273.
Рассмотрены особенности перемещения паводочных волн в реках и водохра-
нилищах, основные уравнения движения воды и их преобразование примени-
тельно к инженерным (упрощенным) расчетам трансформации паводочного
стока в пределах речною участка и крупного водохранилища.
Описаны математическая модель днепровского каскада водохранилищ и
определение оптимального режима пропуска половодии различной высоты,
исходя из результатов численного моделирования па ЭВМ перемещения воли
половодии по Днепру.
Дана количественная оценка влияния каскада водохранилищ на характери-
стики паводочного стока.
Табл. 1. Илл. 3. Библ. 8.
Течения в мелководных нестратифицированных водоемах (на примере Чудско-
Псковского озера). Богачев А. Г., Филатова Т. Н. Труды IV Всесоюз.
гидрол. съезда, 1975, т. 5, с. 274—288.
Рассматривается методика анализа и обобщения материалов натурных из-
мерений течений на примере Чудско-Псковского озера. Приводятся схемы по-
верхностных и придонных течений. По материалам аэрофотосъемок оценивается
возможность применения метода И. М. Соскнна для расчета дрейфовых течений
в озере.
Табл. 2. Илл. 5. Библ. 13.
УДК 556.556.3
Особенности режима волнения оз. Байкал и методы его предсказания.
Я ите р II. II. Труды IV Всесоюз. гидрол. съезда, 1975, т. 5, с. 289—296.
Рассматриваются особенности ветрового и волнового режимов иа oi Байкал.
Приводится краткое описание методики построения типовых и максимальных
полей волн в зависимости от распределения ветра над оз. Байкал при различной
синоптической обстановке и некоторые режимные характеристики волнения в от-
крытой части озера. Освещаются вопросы iipoi позирования волнения с исполь-
зованием результатов исследования.
Библ. 9.
УДК 556.556.3
Режимно-климатические функции распределения элементов волн на водохрани-
лищах днепровского каскада. Максимчук В. Л., Томильцева А. П.
Труды IV Всесоюз. гидрол. съезда, 1975, т. 5, с. 297—303.
Па основании анализа многолетних наблюдений за волнением и ветром на
Каховском, Днепродзержинском, Кременчугском, Днепровском и Киевском водо-
хранилищах получены универсальные экспоненциальные функции распределения
высот, периодов воли и скорости ветра за годовой период, а также за много-
летие.
Установлено, что средне! одовая высота волны и скорость ветра испытывают
циклические колебания, связанные с 11-летними ритмами солнечной активности.
Показано, что скорость ветра над поверхностью водохранилища прямо про-
порциональна площади зеркала водохранилища.
Табл. 3. Илл. 5. Библ. 3.
Методика и результаты изучения ветро-волновых характеристик Куйбышевского
водохранилища. Федулова Е. М. Труды IV Всесоюз. гидрол. съезда, 1975,
т. 5, с. 304—314.
По материалам самописцев ветра и волнения получены их обобщенные ха-
рактеристики за 11 лет. Дано описание организации наблюдении.
Ветер обрабатывался по четырем-пяти элементам одновременно с учетом
непрерывной продолжительности и площади распространения. Предложена ме-
тодика приведения 4- и 8-срочпых измерений ветра к ежечасным данным.
Определены пределы применимости волнографа ГМ-16 на относительно
мелководных водоемах. Приведены графики для определения безразмерной сред-
ней и однопроцентной высоты волны в зависимости от безразмерной величины
разгона (для условии глубокой воды). Рассчитаны эмпирические кривые обеспе-
ченное! и высот волн па глубокой воде.
Табл. 2. Плл. 4. Впбл. 4.
УДК 556.332.78
Трансформация энергии волн в прибрежной зоне (по данным натурных иссле-
дований). Рыбка В. Г., Супрунов Л. И., Тульи с в II. П. Труды IV Все-
союз. гидрол. съезда, 1975, т. 5, с. 315—325.
Народнохозяйственное освоение прибрежной зоны моря требует организации
защиты морских берегов от воздействия волн. Для этого требуется знание вопро-
сов трансформации энергии воли в прибрежной зоне по данным натурных иссле-
дований, которые в настоящее время еще изучены недостаточно.
В статье на основании натурных исследований волнения в прибрежной зоне
на волногисследовательской станции ЦНИИС приводятся первые результаты
изменения потерь энергий волны в прибрежной зоне.
Табл. 3. Илл. 2. Библ. 3.
Исследование ветрового волнения на водохранилищах как стационарного вероят-
ностного процесса. Кр ив ош ей М И., Т а р а с о в а Р Б., Г р и г о р ь е в а А. В.
Труды IV Всесоюз. гидрол. съезда, 1975, т. 5, с. 326—333.
Рассматриваются функции распределения высот волн, частотные функции
•спектральной плотности и двумерный энергетический спектр иа глубокой воде.
Для проверки соответствия теоретических законов эмпирической кривой обеспе-
ченности высот волн используются асимптотические и точные законы распреде-
ления порядковых статистик. Анализируется зависимость безразмерного макси-
мума спектра, безразмерной частоты максимума и параметра А в формуле
Филлипса от величины безразмерного разгона. Приводятся эмпирические функ-
ции углового распределения энергии.
Илл. 3. Библ. 4.
УДК 532.507
Энергетический спектр поля ветровых воли. 1\ а д у к п и А И Труды IV Все-
союз. гидрол. съезда, 1975, т. 5, с. 33-1—336.
Дапо аналитическое выражение энергетического спектра ноля ветровых волн,
т. е. распределение энергии волн в зависимости о г волнообразующпх факторов
и глубины водоема. Проведено сравнение с экспериментальными данными по
ветровому волнению полученного выражения аналитического спектра. Дан удоб-
ный для практических целей способ вычисления спектра.
Библ. 1.
УДК 556.556.2
Касательные напряжения па поверхности водоемов. Жадан В II., Дома-
нов В. II. Труды IV Всесоюз. гидрол. съезда, 1975, т. 5, с. 337—341.
Приводится метод расчета касательных напряжений, учитывающий не только
скорость ветра, но и трансформацию воздушного потока, шероховатость под-
.стилающей поверхности суши и термическую стратификацию.
Библ. 7.
УДК 556.54
Теория цикличности процессов дельтообразования и будущее гидрографиче-
ской сети устьев рек. Байдин С. С. Труды IV Всесоюз. гидрол. съезда, 1975,
т. 5, с. 342—346.
Естественные процессы дельтообразовапия в устьевых областях рок земного
шара представляют собой замкнутый цикл, включающий четыре стадии: много-
рукавную дельту па конусе выноса наносов, озерно-плавневую, многорукавную
внутреннюю дельту и одпорукавпое устье. Продолжительность цикла—от десят-
ков лет до тысячелетни. Длительность стадий зависит от величины стока нано-
сов реки и соотношения уклонов реки и местности, реки и дна устьевого взморья.
Установлено, что в основе механизма формирования устья лежат процессы
устьевого удлинения п прорыва вод через береговые валы пли устьевые косы.
Применение разработанной теории дает возможность предвидеть естествен-
ное развитие устья па много лет вперед.
УДК 556.537.048
Гидравлико-морфометрические методы оценки направленности развития русло-
вой сети устьевых областей рек. Михайлов В. II. Труды IV Всесоюз. гидрол.
съезда, 1975, т. 5, с. 34 7—35).
Дается динамическая типизация водотоков русловой сеги устья реки, в ос-
нову которой положено сравнение фактических и «устойчивых» тдравлико-
морфометричсских характеристик русел дельтовых водотоков. Разработан метод
расчета устойчивых характеристик, отвечающих состоянию динамического равно-
весия русла Приводятся количественные критерии направленности развития
водотоков (активизации и отмирания) в устье реки и способы п\ оценки с уче-
том естественных процессов дельтообразовапия и водохозяйственных мероприя-
тий в бассейне реки и ос устьевой области.
Табл. 2. Библ. 9.
УДК 556.542
Исследование динамики устьев рек и придельтовых частей водоемов на примере
р. Селенги и оз. Байкал. Айн бунд М. М., Давтян Н. А., С уд о л ь-
с к и й А С., Ф и а л к о в В. А. Труды IV Всесоюз. гидрол. съезда, 1975, т. 5,
с. 356—365.
Па основании данных натурных наблюдений, лабораторных опытов и рас-
четов рассматривается трансформация речного стока в мпогорукавпой дельте
р. Селенги, характер распространения речных вод п особенности озерных тече-
ний в придсльтовой мелководной зоне оз. Байкал. Предлагается способ расчета
скорости течения в водоеме на участке впадения речною потока, а также
локальные коэффициенты для определения скорости озерных течений на мелко-
водье.
Табл. 2. Плл. 3. Библ. 10.
Динамика вод и связанные с нею процессы на неприливном устьевом взморье.
С крипту но в Н. А. Труды IV Всесоюз. гидрол. съезда, 1975, т. 5, с. 366—371.
Рассматриваются закономерности динамики вод как основы формирования
гидрологического режима устьевых взморьев разных типов (приглубого и отмс-
лого, закрытого и открытого). Указываются условия формирования полей соле-
ности, температуры, мутности и вертикальной структуры вод, а также простран-
ственно-временной изменчивости характеристик гидрологического режима устье-
вых взморьев. Описано взаимодействие речных и морских вод подо льдом.
УДК 532.543
Гидравлические исследования процессов распространения фронта соленой и прес-
ной воды в призматических руслах. Розовский II. Л., Ш а б р п и A. II.
Труды IV Всесоюз. гидрол. съезда, 1975, т. 5, с. 372—380.
Приведены результаты экспериментальных нсслсдовапнп процессов, проис-
ходящих при распространении фронта соленой и пресной воды в пришагпчсскпх
руслах. Основное внимание в работе уделялось изучению начальных стадий
взаимодействия потоков соленой и пресной воды, а также скорости распростра-
нения плотностною потока при значениях плотностного числа Рейнольдса Re4
в диапазоне от 1ХЮ3 ю IX 10’. Опыты проводились при различной шерохова-
тости дна капала и разных параметрах подстилающею слоя соленой воды. При-
ведены некоторые экспериментальные данные, характеризующие выход пресной
струи в широкий водоем, заполненный соленой водой.
Илл. 4. Бпбл. 9.
УДК 556.535.014
Результаты лабораторных исследований водного режима устьевых участков
крупных рек Сибири. Гиляров II. П., Иванов В. В. Труды IV Всесоюз.
гидрол. съезда, 1975, т. 5, с. 381—387.
Излагается возможность исследования водного режима слабоизученпых
устьевых участков крупных рек Сибири (Обь, Енисей, Лена, Яна, Колыма) иа
мелкомасштабных моделях. *
Показано преимущество модельных исследовании при решении вопросов,
связанных с оценкой влияния водохозяйственных мероприятий в устьях рек.
Табл. 2. Илл. 1. Бпбл. 10.
УДК 556.53 : 556.165
Гидравлический метод расчета перераспределения стока в дельтах рек под влип
нием водохозяйственных мероприятий. Иванов В. В. Труды IV Всесоюз
гидрол. съезда, 1975, т. 5, с. 388—398.
Предложен гидравлический метод расчета перераспределения расходов н
уровнен воды в многорукавных дельтах рек, являющийся дальнейшим ран и ним
итерационных методов. Метод не требует фиксированного направления iсменим
в рукавах, позволяет вычислять аналитическим путем все поправки и приспо-
соблен к машинному счету.
Предусмотрено решение задачи как для случаев водохозяйственных мсро
приятии непосредственно в дельте, так и в бассейне реки. На основании -юю
метода в AAII1II1 составлен ряд программ для расчета па ЭВМ Мипск-32. При
водится методический пример использования метода.
Табл. 3. Илл. 1. Бпбл. 7.
УДК 556.53:556.16:556.46
Влияние изъятий и регулирования стока на водный баланс и гидролого-гидро-
химический режим южных морей СССР. Гонтарев Н. П., Симонов А. И.
Труды IV Всесоюз. гидрол. съезда, 1975, т. 5, с. 399—403.
Рассматривается роль речного стока в формировании водного и солевого
балансов Азовского, Каспийского и Аральского морей; отмечаются современные
изменения некоторых элементов режима морей (уровень, соленость), связанные
с изъятием и регулированием стока.
По данным балансовых расчетов дается оценка изменений уровня н соле-
ности морей па перспективу до 2000 г.; указываются мероприятия но регулиро-
ванию их режима с целью сохранения природных ресурсов.
Табл. 1.
УДК 556.55 333.93
Вопросы методики составления правил использования водных ресурсов комп-
лексных водохранилищ. Кусков Л. С. Труды IV Всесоюз. гидрол. съезда,
1975, т. 5, с. 404—413.
Анализ причин случаев относительно частого исзаполнения крупных регули-
рующих водохранилищ и отклонений фактического водного баланса от проект-
ного позволил выявить основные недостатки действующих правил использования
водных ресурсов и отдельные несоответствия их современной гидрологической
обстановке. На этой основе разработаны методические рекомендации по коррек-
тировке основных положений правил для действующих водохранилищ, которые
могут быть использованы при составлении планов эксплуатации строящихся
водохозяйсгвенных комплексов.
УДК 556.55
Вопросы отторжения мелководий крупных водохранилищ. Сокольни-
ков IO И., Онуфриенко А. Л. Труды IV Всесоюз. гидрол. съезда, 1975,
т. 5, с. 414—420.
На основании опыта проектирования сооружений, предназначенных для от-
торжения мелководий водохранилищ, сделан вывод о целесообразности исполь-
зования для этой цели природных аналогий. Рассмотрены три варианта отторга-
ющих сооружений, являющихся соответственно искусственными аналогами кос,
баров и пересыпей. Приведены результаты моделирования отторгающего соору-
жения, являющегося искусственным аналогом кос, образующихся при изгибе ли-
нии ведущего берега.
Илл. 4. Библ. 7.