Меню

Формирование стока горных рек

Регулирование русел — Принципы формирования русел рек

При проектировании берегоукреплений на реках важно знать теоретические принципы формирования русел рек и законы их динамического изменения во времени.

1 ПРОДОЛЬНЫЙ ПРОФИЛЬ

Продольный профиль реки в общем случае представляет собой кривую, обращенную выпуклостью вниз. Плавность этой кривой нарушается периодическими перекатам, которые образуются из-за выходов на поверхность твердых неразмываемых пород. От истока реки к устью уклон дна постепенно уполаживается, и снижается скорость воды, но растет ее расход. В верховьях реки имеют место высокие скорости воды, которые приводят здесь к интенсивной эрозии — размыву русла и образованию массива наносов (взвешенных и влекомых). По длине реки скорости воды снижаются, что приводит к уменьшению частиц наносов, которые река еще может переносить вниз по течению. Таким образом, малые скорости воды в низовьях ведут к аккумуляции — осаждению наносов, размытых в верховьях. Весь этот процесс постепенно изменяет продольный профиль реки — в верховьях уклон дна ещё больше увеличивается, а в низовьях — еще больше уполаживается (рисунок 1).

Рисунок 1 — Продольный профиль речного русла

Продольный профиль реки в крупном масштабе представляет собой чередование плёсов и перекатов. Плёс — длинный участок с большими глубинами и слабыми уклонами. Перекат — наоборот, короткий участок с малыми глубинами и крутыми уклонами. Таким образом геометрически продольный профиль реки напоминает лестничный марш.

В межень перекаты усиленно размываются. Это происходит из-за того, что из-за малых глубин здесь имеют место большие скорости потока. С наступлением половодья или паводка происходит принципиальное изменение процесса руслоформирования: плёсы ещё сильнее размываются, а смытые с них наносы намываются на перекатах.

2 ПОПЕРЕЧНЫЙ ПРОФИЛЬ

Поперечный профиль реки, также, как и продольный профиль, зависит от конкретного участка реки (рисунок 2):

– в верховьях: ущелье;

– в среднем течении: пойма с одной или несколькими террасами

– в низовьях, ближе к устью: в древнем конусе выноса с несколькими протоками, часто с возвышением над окружающей долиной.

Рисунок 2 — Характерные поперечные профили русел рек

а — верховья, б — среднее течение, в — низовья

3 КРИВОЛИНЕЙНОСТЬ РУСЛА

На излучинах реки происходит изменение движения наносов — их поток переходит от выпуклого берега к вогнутому.

Происходящие в периоды половодий и паводков размывы плёсов имеют особенную интенсивность у вогнутых берегов. Это происходит из-за образования здесь повышенных скоростей, вызываемых так называемым свалом течения — с переката на плёс. При этом стрежень реки (линия вдоль реки с максимальной скоростью течения) меняет направление в сторону вогнутого берега (рисунок 3), дно которого и начинает интенсивно размываться. В результате дно у вогнутого берега углубляется, а у выпуклого — мелеет.

В целом весь этот процесс является следствием поперечной циркуляции потока, возникающей на поворотах реки: поверхностные слои воды движутся к вогнутому берегу, а донные — к выпуклому.

Одним из следствий описанной механики движения наносов и воды является тот важный факт, что криволинейные участки рек всегда более устойчивы, чем прямолинейные. С течением времени криволинейность русла на каждом конкретном участке все более увеличивается — вплоть до появления ярко выраженных S-образных кривых (петель). В конце концов края двух соседних S-образных участков касаются друг друга, они сливаются в новое русло с увеличившимся уклоном, после чего весь процесс начинается заново.

Рисунок 3 — Стрежень на излучине реки

Если насыщенный наносами поток воды имеет мутность ρ (греческая буква ро) больше некоторого предельного значения (ρ > ρпред), то происходит выпадение наносов на дно, его заиление и подъем. Если ρ 1 ПРОДОЛЬНЫЙ ПРОФИЛЬ

Продольный профиль реки в общем случае представляет собой кривую, обращенную выпуклостью вниз. Плавность этой кривой нарушается периодическими перекатам, которые образуются из-за выходов на поверхность твердых неразмываемых пород. От истока реки к устью уклон дна постепенно уполаживается, и снижается скорость воды, но растет ее расход. В верховьях реки имеют место высокие скорости воды, которые приводят здесь к интенсивной эрозии — размыву русла и образованию массива наносов (взвешенных и влекомых). По длине реки скорости воды снижаются, что приводит к уменьшению частиц наносов, которые река еще может переносить вниз по течению. Таким образом, малые скорости воды в низовьях ведут к аккумуляции — осаждению наносов, размытых в верховьях. Весь этот процесс постепенно изменяет продольный профиль реки — в верховьях уклон дна ещё больше увеличивается, а в низовьях — еще больше уполаживается (рисунок 1).

Рисунок 1 — Продольный профиль речного русла

Продольный профиль реки в крупном масштабе представляет собой чередование плёсов и перекатов. Плёс — длинный участок с большими глубинами и слабыми уклонами. Перекат — наоборот, короткий участок с малыми глубинами и крутыми уклонами. Таким образом геометрически продольный профиль реки напоминает лестничный марш.

В межень перекаты усиленно размываются. Это происходит из-за того, что из-за малых глубин здесь имеют место большие скорости потока. С наступлением половодья или паводка происходит принципиальное изменение процесса руслоформирования: плёсы ещё сильнее размываются, а смытые с них наносы намываются на перекатах.

2 ПОПЕРЕЧНЫЙ ПРОФИЛЬ

Поперечный профиль реки, также, как и продольный профиль, зависит от конкретного участка реки (рисунок 2):

– в верховьях: ущелье;

– в среднем течении: пойма с одной или несколькими террасами

– в низовьях, ближе к устью: в древнем конусе выноса с несколькими протоками, часто с возвышением над окружающей долиной.

Рисунок 2 — Характерные поперечные профили русел рек

а — верховья, б — среднее течение, в — низовья

3 КРИВОЛИНЕЙНОСТЬ РУСЛА

На излучинах реки происходит изменение движения наносов — их поток переходит от выпуклого берега к вогнутому.

Происходящие в периоды половодий и паводков размывы плёсов имеют особенную интенсивность у вогнутых берегов. Это происходит из-за образования здесь повышенных скоростей, вызываемых так называемым свалом течения — с переката на плёс. При этом стрежень реки (линия вдоль реки с максимальной скоростью течения) меняет направление в сторону вогнутого берега (рисунок 3), дно которого и начинает интенсивно размываться. В результате дно у вогнутого берега углубляется, а у выпуклого — мелеет.

В целом весь этот процесс является следствием поперечной циркуляции потока, возникающей на поворотах реки: поверхностные слои воды движутся к вогнутому берегу, а донные — к выпуклому.

Одним из следствий описанной механики движения наносов и воды является тот важный факт, что криволинейные участки рек всегда более устойчивы, чем прямолинейные. С течением времени криволинейность русла на каждом конкретном участке все более увеличивается — вплоть до появления ярко выраженных S-образных кривых (петель). В конце концов края двух соседних S-образных участков касаются друг друга, они сливаются в новое русло с увеличившимся уклоном, после чего весь процесс начинается заново.

Рисунок 3 — Стрежень на излучине реки

Если насыщенный наносами поток воды имеет мутность ρ (греческая буква ро) больше некоторого предельного значения (ρ > ρпред), то происходит выпадение наносов на дно, его заиление и подъем. Если ρ

Источник

Реакция горных рек Кавказа на изменения климата

Азия Водопады Изменение климата

[1], [2],

РЕАКЦИЯ ГОРНЫХ РЕК Кавказа на изменения климата[3]

В многолетних изменениях стока горных рек Кавказа прослеживается чередование многоводных и маловодных периодов, связанное с циклическими изменениями климата. Существенное увеличение расходов наблюдается в последнее десятилетие и связано с возрастанием количества осадков. Влияние таяния ледников на водность рек неоднозначно по длине реки и проявляется в изменении расходов на небольшом расстоянии от ледника. Изменения климата практически не сказываются на интенсивности горизонтальных деформаций русел горных рек.

Ключевые слова: горные реки, изменения климата, расходы воды, периоды повышенной и пониженной водности, ледники, осадки, температура воздуха, русловые деформации.

Введение. В последнее время в связи с проблемой глобального потепления климата все больший интерес вызывают вопросы, касающиеся состояния водных ресурсов – одного из важнейших компонентов природной среды. При этом в последние десятилетия отмечается увеличение водных ресурсов и изменение внутригодового распределения стока во многих районах европейской части России [7, 8, 10]. Повышение температуры воздуха приводит к усилению интенсивности таяния ледников, что также влияет на водные ресурсы. Однако эти вопросы рассматривались в основном для крупных рек, для небольших горных рек они мало изучены. Поскольку сток рек – один из основных факторов формирования их русел, то актуальны и исследования особенностей деформаций русел горных рек в связи с изменениями климата.

Постановка проблемы. Обозначенная проблема включает два взаимосвязанных аспекта. Один из них — исследование изменений водности рек, обусловленных изменениями климата. Непосредственное влияние на водный сток рек таких климатических характеристик, как осадки, рассмотрено еще в работах . [9] и [1]. В этих работах общие закономерности изменения стока связывают с зональностью климата. В последнее время вопрос о влиянии климата на изменение водности рек привлекает к себе особое внимание. При этом существуют разные точки зрения, связанные с представлениями исследователей о тенденциях изменения климата: носят ли они глобальный, направленный или циклический характер. Оценка влияния температуры воздуха, количества осадков и снегозапасов на многолетние изменения стока для относительно крупных рек (в том числе Кубани и Терека) приведена в монографии «Водные ресурсы России и их использование» [5], где вековые колебания стока рек связывают с климатическими ритмами, выделенными [13, 14] и проанализированы изменения стока рек в зависимости от климатических характеристик в современных условиях. Другие исследователи отмечают направленное увеличение водности рек в связи с глобальным потеплением климата [7]. Дискуссионен и недостаточно изучен вопрос о влиянии таяния ледников на водность горных рек. Общепринято, что в горных реках, имеющих ледниковое питание, в процессе таяния ледника происходит увеличение расходов воды. В случае полной деградации питающего реку ледника водность рек снижается, однако этот вопрос изучен недостаточно.

Другой аспект поставленной проблемы касается влияния изменения климата на русловые процессы в горных реках. Некоторые вопросы изменения морфологии и морфо-метрии русел в зависимости от изменения климата рассмотрены для равнинных рек. Например, в результате исследования интенсивности деформаций русел равнинных рек Удмуртии, установлено увеличение скорости плановых смещений русел с возрастанием годового стока рек [11]. Для горных рек такие исследования немногочисленны [3,12]. Изучение колебания расходов воды в горных реках и особенностей русловых деформаций, связанных с климатическими изменениями, позволяют подойти к прогнозу тенденций изменения их водности и интенсивности деформаций русел, выявить закономерности формирования стока и факторы, влияющие на эти процессы.

Основными задачами проведенных исследований были: оценка изменений стока воды в горных реках Кавказа в связи с изменением климатической обстановки; выявление факторов, определяющих формирование стока горных рек в современных условиях; анализ характера и интенсивности деформаций русел в зависимости от изменений климата.

Материалы и методы исследований. Изменения водности рек изучались на примере горных рек Кавказа. Анализ проводился на основании многолетних данных Роскомгидромета о среднегодовых и среднемесячных расходах воды, как с помощью разностных интегральных кривых, так и изменения расходов в течение этих периодов. Расходы воды в реках сопоставлялись с климатическими характеристиками ( количеством осадков и температурой воздуха), фиксируемыми на метеорологических станциях, которые расположены в бассейнах исследуемых рек, и интенсивностью таяния ледников в бассейне р. Баксан, данные о которой представлены в работе [6].

Для оценки изменения морфологии русел и интенсивности деформаций обобщены результаты многолетних стационарных исследований на тех же горных реках Кавказа.

Результаты исследования и их обсуждение. Изменение водности горных рек Кавказа. Оценка изменения водности горных рек Кавказа за многолетний период, охваты-вающий вторую половину ХХ и начало ХХI в, проведена для двух групп рек: 1) на реках Баксан и Теберда, протекающих на Северном склоне Кавказского хребта и имеющих большую долю ледникового питания (35 – 45%); 2) на реках Бзыбь, Гумиста и Мзымта Черноморского побережья Кавказа, протекающих практически вне ледниковой зоны. Площадь оледенения в последних составляет доли процента. Исследуемые реки Кавказа характеризуются растянутым весенне-летним половодьем, частыми дождевыми паводками, придающими гидрографу гребенчатый вид. Протяженность рек составляет 50 – 170 км, уклоны изменяются от 7 до 27‰. Долины рек в верхнем течении глубоко врезаны, ограничены крутыми склонами.

При существенных колебаниях расходов от года к году на реках Северного склона Кавказского хребта (за исключением р. Теберда и верховьев р. Баксан – гидропост (г. п.). Тегенекли) и Черноморского побережья отмечается тренд их незначительного увеличение в течение всего периода наблюдений (рис. 1). На р. Баксан с 1978 по 2009 г., когда на территории России преобладали положительные аномалии температуры воздуха [5], увеличение среднегодовых расходов воды по сравнению с периодом до 1977 г. было незначительным и составляло 1 – 4%. На реках Черноморского побережья повышение расходов было существеннее. Средний расход воды р. Мзымта за 1978 – 2007 гг. возрос по сравнению с предшествующим периодом на 10,1%, рек Бзыбь и Гумиста за 1978 – 1988 гг. — на 10,6 и 49% соответственно. Однако сопоставимые по масштабу повышения расходов воды отмечались в некоторые периоды и в предыдущие десятилетия (рис. 1), что свидетельствует о повторяемости лет с повышенной водностью.

В результате оценки общей тенденции изменения стока рек Кавказа по разностным интегральным кривым среднегодовых расходов воды выделены периоды повышенной и пониженной водности (таблица). Как видно из данных таблицы, наряду с короткими отрезками времени (3 – 7 лет) выделяются периоды продолжительностью в среднем 9 – 15 лет. В течение указанных периодов отмечаются отдельные годы с колебаниями стока в сторону его повышения или понижения, но они в целом не нарушают общего характера изменения водности. С конца 70-х г. XX в повышенной водностью отличаются периоды 1977 – 1990 гг. и 2001 – 2009 гг., а пониженной – 1964 – 1976. и 1990 – 2000 гг. Эти периоды с тем или иным разбросом совпадают по времени для рек Северного склона и Черноморского побережья Кавказа, что говорит о синхронности изменения расходов для обеих групп рек. Неоднократная смена этих периодов позволяет говорить об общей цикличности изменения водности исследуемых рек.

Наиболее показательны для характеристики стока его сезонные изменения, которые характеризуются трендом к повышению расходов во все сезоны при изменении внутригодового распределения. На исследуемых реках, как и на многих реках России [7], за период с 1978 г. отмечается незначительное уменьшение доли летнего стока (на 0,9 – 2,5%) и увеличение осенне-зимнего и весеннего (на 0,4 – 1,9%), что связано, скорее всего, с повышением доли зимних осадков и подземных вод в формировании стока. Что касается значений расходов воды в разные сезоны, то их изменения за сопоставляемые периоды были больше. Так, расходы воды р. Баксан в летний период возросли на 2,7 – 3,6%, в осенне-зимний период – на 5,9 – 7,3%, в весенний – на 11,7 – 12,4%. Более существенные изменения стока по сезонам наблюдаются на реках Черноморского побережья Кавказа. На р. Бзыбь расходы воды в весенне-летний период увеличились на 12,5%, в осенний и зимний периоды – на 29,6 и 21,0%. Следует отметить, что периоды различной водности, выделяемые по интегральным кривым сезонного стока, в общих чертах совпадают с периодами, выделенными по интегральным кривым среднегодового стока. Этот факт еще раз подтверждает наличие общих циклических изменений в формировании стока рек, которые определяются планетарными климатическими изменениями.

Для выявления факторов, определяющих периоды различной водности, их изменения сопоставляли с колебаниями климатических характеристик (годовым количеством осадков и среднегодовой температуры воздуха) и интенсивностью таяния ледников. По ряду метеостанций, расположенных в бассейнах исследуемых рек, наблюдения за температурой воздуха охватывают столетний период (с 1889 по 1989 г.). В течение даже такого продолжительного периода среднегодовая температура испытывала незначительные изменения с мало выраженной тенденцией на повышение. По интегральным кривым значений среднегодовой температуры воздуха в бассейнах рек обеих групп отмечается одновременность в чередовании периодов с повышенными и пониженными значениями температуры. Однако эти периоды по времени не совпадают с периодами повышенной и пониженной водности и часто асинхронны ей. Таким образом, повышение температур воздуха не является фактором, непосредственно определяющим водность рек. Что касается осадков, то, начиная с 2000 года, на большинстве метеостанций отмечается четко выраженная тенденция к увеличению их годового количества. В изменении годовых сумм осадков, так же, как и для среднегодовых расходов, выделяются периоды с их повышенными и пониженными значениями, практически совпадающими по времени с расходами (рис. 2). Это свидетельствует о значительной роли осадков в формировании стока рек. Как и для расходов, продолжительность периодов повышенного и пониженного количества осадков не превышает 15 лет, образуя закономерно чередующиеся циклы. Учитывая, что последний цикл повышения количества осадков и расходов начался в 2000 г., вполне возможно предположить изменение положительного тренда этих показателей на отрицательный в течение ближайших десятилетий.

Изменения расходов воды на реках Северного склона Кавказа сопоставлялись с интенсивностью таяния ледника Большой. Азау в бассейне р. Баксан. [6]. Большой Азау, с которого берет начало р. Баксан, – в настоящее время наиболее активно отступающий ледник. За 150 лет он отступил на 3000 м, т. е. средняя скорость его отступания составляет 20 м/год. В 1997 – 2007 гг. наблюдается увеличение темпа деградации ледника. По результатам наблюдений отступание ледника Большой Азау происходило неравномерно [6]. Установлено два периода его стационарного состояния и некоторого продвижения, т. е. снижения интенсивности его таяния: 1910 — 1920 гг. и 1973 – 1980 гг. Исследования показали, что влияние таяния ледника на сток реки проявляется неоднозначно по ее длине. В верховьях р. Баксан, в 11 км от истока (г. п. Тегенекли), наблюдается синхронность уменьшения водности с периодом стационирования ледника. Ниже по течению (г. п. Тырныауз в 45 км от истока; г. п. Заюково в 90 км от истока), несмотря на интенсивное таяние ледника, в последние десятилетия водность р. Баксан увеличилась незначительно, хотя на этом участке в него впадают небольшие притоки, некоторые из которых берут начало в ледниках. Наибольшее увеличение водности за многолетний период наблюдалось в основном в осенние и зимние месяцы, в течение которых таяние ледника отсутствует. Периоды стационирования и продвижения ледника с некоторым сдвигом совпадают с периодами повышенных расходов на р. Баксан (г. п. Тырныауз, 1979 – 1989 гг.; г. п. Заюково, 1977 – 1990 гг.). Таким образом, зависимость изменения расходов воды от интенсивности таяния ледника проявляется только в верховьях реки, в непосредственной близости от питающего ее ледника.

Влияние изменений климата на морфологию русел и интенсивность их деформаций. Изменения климата влияют на вариабельность одного из главных факторов руслоформирования – стока воды, который в свою очередь определяет интенсивность деформаций русел. Опосредованное влияние климата на морфологию русел и интенсивность деформаций оценено на основании результатов почти тридцатилетних стационарных наблюдений (1963-1990) за деформациями русловых форм и слагающими их наносами р Бзыбь на участках с разными типами русел [12] и десятилетних полевых исследований, проведенных на р. Баксан и ее притоках [3]. Несмотря на существенные различия характеристик гидрологического режима (расходов воды и наносов, количества и интенсивности паводков и т. п.) и количества осадков (общего, числа дождей и ливней и т. п.) в разные периоды наблюдений, изменения морфодинамического типа русел как на реках Северного склона Кавказа, так и на Черноморском побережье не происходило.

На р. Бзыбь в течение всего периода наблюдений за динамикой русловых форм горного и полугорного типа русел, характерного для горных участков рек, положение побочней и осередков было практически стабильно [2]. Отмечались лишь небольшие горизонтальные деформации побочней и осередков за счет размыва и аккумуляции наносов по их внешнему краю в приурезовой полосе. На Северном склоне Кавказа горные реки в межселевой период также характеризуются низким темпом горизонтальных деформаций русел, несмотря на большие уклон и скорость течения. Формы, создаваемые селевым паводком, водный поток с расходом 5 – 50 м3с «преобразовать» не может, он только приспосабливается к ним, несколько моделируя их. Ограничивает русловые деформации также крупный валунно-галечный состав руслоформирующих наносов.

Более заметны в межселевой период вертикальные деформации русел. На р. Баксан в 2003 – 2008 гг. врезание составляло от 30 до 120 см. При этом амплитуда врезания увеличивается еще и за счет одновременного накопления материала на русловых формах [3]. Таким образом, русловые формы горных рек характеризуются высокой степенью устойчивости. Стабильность русловых форм обусловлена их формированием в условиях жесткого каркаса скального ложа, образующегося при врезании рек в коренные породы [4]. Побочни и осередки в горных реках служат ареной транспортировки наносов, которая осуществляется путем обмена между наносами, транспортируемыми в русле и слагающими русловые формы. Сами же русловые формы оставались стабильными благодаря цокольным основаниям.

– В условиях современного потепления климата отмечается незначительное увеличение водности горных рек Кавказа, в изменении водности горных рек выявлена периодическая смена периодов повышенных и пониженных расходов воды, связанная с циклическими изменениями климата;.

– изменение водности определяется в большей степени изменением количества осадков, и мало зависит от колебаний температуры воздуха;

– влияние таяния ледника на расходы воды проявляется в непосредственной близости от ледника;

– в отличие от равнинных рек, где изменения климата отражаются на интенсивности горизонтальных деформаций, в горных реках горизонтальные деформации имеют весьма ограниченный характер.

1. Русловой процесс. М.: Госфизматиздат, 1958. 395 с.

2. О роли побочней и осередков в транспорте наносов горных рек// Вестн. Моск. Ун-та Сер. 5. География. 1987. № 6. С. 98 – 102..

3. , , Ледниковые реки Приэльбрусья – условия руслоформирования и взаимосвязь морфодинамики долин и русел. //Эрозия почв и русловые процессы. Вып. 17. М. Изд-во Моск. Ун-та, 2008. С. 96-115

4. , Русловые процессы и формирование аллювиальных россыпей золота. М.: Изд-во Моск. Ун-та, 2009. 170 с.

5. Водные ресурсы России и их использование /Под ред. . СПб.: ГГИ, 2008. 498 с.

6. Эволюция оледенения Эльбруса. М.: Научный мир, 2009. 238 с.

7. , , и др. Прогноз климатической ресурсообеспеченности Восточно-Европейской равнины в условиях потепления XXI века. М.: Макс-Пресс, 2008. 287 с.

8. Водные ресурсы и водный баланс Кавказа. СПб.: Гидрометеоиздат, 2002. 506 с

9. Русло реки и эрозия в ее бассейне. М.: изд-во АН СССР, 1955. 354 с.

10. Оценочный доклад об изменениях климата и их последствиях на территории Российской Федерации. Т. 2. М.: Росгидромет, 2008.

11. , Русловые процессы на реках Удмуртии. Изд-во Ассоциация «Научная книга», Ижевск: 2006. 176 с.

12. , , и др. Бассейн горной реки и экзогенные процессы в его пределах. М.: Изд-во Моск ун-та, 2000. 186 с.

13. Изменчивость общей увлажненности материков северного полу-шария //Записки географического общества СССР. 1957. М.-Л.: изд-во АН СССР. Т. 16. С. 1-336.

14. . Внутривековая изменчивость компонентов общей увлажненности. Л.: Наука, 1969. 244 с.

Поступила в редакцию 12. 11. 2012

Периоды различной водности на горных реках (среднегодовые расходы Qср)

Источник

Формирование стока горных рек

ЧАСТЬ ПЕРВАЯ. Формирование стока горных рек в различных физико-географических районах

ГЛАВА ПЕРВАЯ. Особенности формирования стока в горных условиях, 7
1. Роль климатических факторов, 7
2. Влияние подстилающей поверхности, 8
3. Основные черты режима горных рек, 10
4. Выводы, 14

Читайте также:  Определить падение реки амура

ГЛАВА ВТОРАЯ. Особенности бассейна горной реки, 16
1. Рельеф, 16
2. Вертикальная зональность климата, 18
3. Горные породы и почвы, 19
4. Растительность, 21
5. Речная сеть, 22
6. Выводы, 23

ГЛАВА ТРЕТЬЯ. Поступление влаги на водосбор, 24
1. Изменение осадков с высотой местности, 24
2. Вертикальный градиент осадков, 27
3. Особенности выпадения ливневых осадков, 29
4. Распределение осадков по территории, 31
5. Внутригодовой ход осадков, 32
6. Установление снежного покрова и продолжительность его залегания, 36
7. Изменение мощности снежного покрова с высотой местности, 37
8. Неравномерность залегания снежного покрова на местности, 41
9. Снежинки, 41
10. Ледники, 45
11. Выводы, 45

ГЛАВА ЧЕТВЕРТАЯ. Процессы расходования влаги на водосборе, 48
1. Особенности схода снега в горах, 48
2. Изменение структуры и плотности снежного покрова во время таяния, 49
3. Расчет интенсивности таяния снега и ледников, 50
4. Водоудерживающая способность снега, 56
5. Стекание талой и дождевой воды, 57
6. Потери талой и дождевой воды, 59

ГЛАВА ПЯТАЯ. Составляющие стока горных рек, 61
1. Способы определения составляющих стока, 62
2. Талая составляющая стока, 63
3. Дождевой сток, 66
4. Вода от конденсации, 68
5. Поверхностная и подземная составляющие стока, 70
6. Выводы, 77

ЧАСТЬ ВТОРАЯ. Исходные данные, их обработка и анализ

ГЛАВА ШЕСТАЯ. Морфометрические характеристики бассейнов и их вычисление, 78
1. Гипсографическая кривая, 78
2. Густота речной сети, 81
3. Расчлененность рельефа, 81

ГЛАВА СЕДЬМАЯ. Температура воздуха, 82
1. Особенности режима температуры воздуха в горах, 82
2. Определение вертикального градиента температуры воздуха, 85
3. Изменение градиента температуры в течение года в разных районах, 88
4. Изменение градиента температуры с высотой местности, 88
5. Вычисление температуры воздуха с помощью градиентов, 90
6. Определение высоты нулевой изотермы, 91

ГЛАВА ВОСЬМАЯ. Осадки и снежный покров, 92
1. Измерение осадков и снежного покрова в горах, 92
2. Густота сети наблюдений в горных районах, 96
3. Точность определения снегозапасов на площади бассейна по снегосъемкам, 97
4. Выбор пунктов наблюдений для определения снегозапасов на площади бассейна, 99
5. Выводов, 102

ГЛАВА ДЕВЯТАЯ. Расходы и уровни рек, 103
1. Источники исходных данных, 103
2. Анализ и корректировка данных о расходах воды, 103

ГЛАВА ДЕСЯТАЯ. Вычисление снегозапасов в горном бассейне, 105
1. Расчет снегозапасов в бассейне при наличии наблюдений в основных высотных зонах, 105
2. Определение величины снегонакопления в целом для бассейна при недостатке наблюдений, 108
Определение снегозапасов по осадкам за календарный сезон, 110
Определение снегозапасов по осадкам за переменный холодный период в основных зонах формирования стока, 116
Определение снегозапасов по осадкам за переменный холодный период на разных высотах с учетом площади высотных зон и изменения нормы снегозапасов с высотой местности, 121
Выводы, 126
3. Расчет высоты сезонной снеговой линии, 127
Номограмма для расчета высоты снеговой линии при наличии данных о снежном покрове, 128
Определение высоты снеговой линии по температуре заметного таяния, 131
Определение высоты снеговой линии по данным о стоке и температуре воздуха, 135
Упрощенный расчет среднего многолетнего изменения высоты снеговой линии, 140
Выводы, 141
Приближенный расчет распределения снегозапасов по высоте при отсутствии наблюдений над снежным покровом, 144

ЧАСТЬ ТРЕТЬЯ. Методика прогнозов стока горных рек

ГЛАВА ОДИННАДЦАТАЯ. Прогнозы стока за половодье, 149
1. Главнейшие составляющие водного баланса периода половодья, 149
2. Вычисление стока за половодье, 150
3. Оценка относительной роли снегозапасов и жидких осадков в формировании половодья, 151
Соотношение между снегозапасами и жидкими осадками, участвующими в образовании половодья, 152
Относительные потери талых и дождевых вод, 154
4. Об учете предзимнего увлажнения бассейна, 157
5. Прогноз стока половодья по запасам воды в снежном покрове, 157
6. Прогноз стока половодья по зимним осадкам, 159
7. Учет влияния оттепелей при прогнозах стока половодья по зимним осадкам, 162
8. Прогноз стока половодья с учетом весенних жидких осадков, 163
9. Возможности уточнения прогноза стока половодья, 165
10. Возможности прогноза стока за период половодья на основе территориально-общих зависимостей, 165
11. Использование аэросиноптических характеристик и прогнозах стока половодья, 173

ГЛАВА ДВЕНАДЦАТАЯ. Прогнозы месячного стока и период половодья и максимальных расходов воды, 176
1. Способы определения оставшихся снегозапасов, 178
Определение оставшихся снегозапасов по стоку и температуре воздуха за предшествующий период, 179
Определение оставшихся снегозапасов по рассчитанному распределению снежного покрова с высотой в бассейне и температуре воздуха за предшествующий период, 181
2. Прогнозы месячного стока в период половодья, 182
Прогнозы стока на первый месяц периода половодья, 182
Прогнозы стока на май, 185
Прогнозы стока на июнь, 189
Прогнозы стока на июль, 196
Прогнозы стока на август и сентябрь, 198
Возможности предсказания распределения стока в течение половодья, 201
3. Прогнозы стока на оставшуюся часть половодья, 202
4. Прогнозы максимальных расходов и уровней воды половодья, 207
Прогноз максимальных расходов по запасам воды в снежном покрове, 208
Прогноз максимальных расходов с учетом частичного схода снежного покрова, 211
Прогнозы наибольших месячных расходов и уровней воды в период половодья, 214

ГЛАВА ТРИНАДЦАТАЯ. Прогнозы месячного и квартального стока в летнее-осенний и зимний периоды, 215
1. Питание рек в межень, 215
2. Расчет истощения запасов подземных вод, 218
Расчет подземного стока по уравнению водного баланса, 219
Расчет истощения подземного стока путем выделения сезонного подземного питания, 220
Определение коэффициента истощения сезонного подземного стока по величине стока половодья, 227
Использование кривой истощения подземных вод для прогнозов меженного стока, 230
3. Прогнозы месячного и квартального стока в летнее-осенний период при незначительный роли осадков, 233
4. Прогнозы месячного и квартального стока в осеннее-зимний период, 236
5. Прогнозы месячного и квартального стока в летнее-осенний период при значительных жидких осадках, 239
6. Селевые паводки на горных реках и возможности их предсказания, 244
Особенности образования селевых паводков, 245
Возможности предсказания селей, 246

ГЛАВА ЧЕТЫРНАДЦАТАЯ. Прогнозы стока рек области многолетней мерзлоты, 250
1. Некоторые гидротермические особенности районов многолетней мерзлоты, 250
Подземные воды области многолетней мерзлоты, 251
Особенности режима рек области многолетней мерзлоты, 252
2. Наледи и определение их объема, 254
Образование наледей, 254
Таяние наледей, 254
Определение объема воды, содержащейся в скоплениях льда, 258
Зависимость минимального летнего стока от запаса воды в тарынах, 261
3. Прогнозы стока половодья и летнее-осеннего периода, 265
Прогноз стока за период половодья, 265
Прогноз максимального расхода воды за период половодья, 270
О прогнозе стока за летнее-осенний период, 272

Источник

Типизация русел и русловых процессов горных рек

Владимир Крыленко УДК 627.141.1: 627.15: 556.537(012)
Крыленко И.В., Крыленко В.И.
О ТИПИЗАЦИИ РУСЕЛ И РУСЛОВЫХ ПРОЦЕССОВ
ГОРНЫХ РЕК
Донецк 2006 УКРАИНА ООО

В середине ХХ века развитие географического направления учения о русловых
процессах привело к необходимости обобщения обширных региональных материалов
путем отображения руслоформирующей деятельности рек на значительных террито-
риях. К этому времени, начиная с ХIХ века, уже была разработана методика морфо-
логической съемки русел и пойм, а также методика картографирования речных ру-
сел, приемлемые как к реке в целом, так и для отдельных участков реки.
Один из основоположников учения о русловых процессах В.М.Лохтин [1] под-
черкивал, что всякая река, ее характер, своеобразие и гидравлические факторы об-
разуются сочетанием трех основных, друг от друга не зависимых элементов природы:
1) многоводности, определяемой атмосферными и почвенными условиями выпа-
дения и стока осадков в реку;
2) крутизны, обуславливаемой рельефом местности, пересекаемой рекой;
3) размываемости ложа реки, соответствующей свойствам слоев земли, прорезае-
мых течением реки; все остальные являются лишь местными проявлениями взаим-
ного сочетания этих трех основных элементов.
Они были учтены в одной из первых классификаций горных рек, предложенной
М.М.Гришаниным (1939) [2], где в качестве классификационных признаков приняты
рельеф водосборного бассейна, условия питания, продольный уклон, работа эрозии.
Горные реки разделены на 3 класса:
1) горные потоки: площадь водосбора F от нескольких гектар до 50 км2, уклон
J>01, режим течения всегда бурный, средний годовой расход Q классификации горных рек по морфометрическим признакам и
по характеру водохозяйственного использования, разделив реки Киргизии на 3 уча-
стка: 1) верхний (или горный) — от истоков до выхода реки из ущелья; 2) средний (или
предгорный)- от начала конуса выноса отложений речных наносов до зоны выклини-
вания подрусловых вод; 3) нижний (или долинный) — от зоны выклинивания подру-
словых вод до устья (то есть до впадения реки в следующую водную артерию).
Горный и предгорный участки рек разделены на три группы, в зависимости от
длины водотока, среднего уклона, размера донных отложений, числа Фруда (Fr) и
пойменности. С.Т.Алтунин (1962) [4] предложил выделять на каждой реке 5 участков:
высокогорный, горный, предгорный, среднее и нижнее течение, причем каждому уча-
стку соответствуют численные значения критерия Fr, коэффициента В.М.Лохтина и
др. параметров (зависящих от расхода воды, ширины и глубины реки при руслофор-
мирующем расходе воды, продольного уклона и скорости течения), определяемых по
формулам (1)-(3):
Bm/h=K (1)
A = B*J0,2/QФ0,5 (2)
Fr = х*v2/(g*hм) 0,5, (3)
где B — ширина реки, м;
h — средняя глубина при руслоформирующем расходе воды, м;
K — переменная величина (К=3 для участков с неразмываемыми и трудноразмы-
ваемыми берегами; К=8-12 для участков аллювиальных и устойчивых в плане русел;
К=16=20 для участков реки с легкоразмываемыми берегами);
m — показатель степени влияния ширины реки;
A — параметр, характеризующий поперечный профиль русла;
QФ — руслоформирующий расход воды, м3/с;
J — продольный уклон в долях единицы;
v — средняя скорость течения, м/с;
hм — глубина при максимальном расходе воды;
х — коэффициент равномерности распределения скорости по сечению.
Для высокогорных участков характерно протекание воды с уклонами русла выше
критических. На одном участке может быть два профиля:
а) при размываемом дне и неразмываемых берегах;
б) при размываемом дне и размываемых берегах.
Ниже в табл. 1 приведена гидротехническая классификация устойчивых участков рек
для руслоформирующих расходов обеспеченностью 3-13%.
Таблица 1
Участок
реки
Число
Фруда
Fr
Число
Лох-
тина
Параметр русла
А в формуле (2)
Показатель сте-
пени m при К=1
Условия протека-
ния/структура русла

Высоко-
горный
Более
1
10
0,5
0,75

1
Бурное/обломки
скал, булыги
Горный
1-0,5
7
0,75
0,9
1
0,8
Скорость, уклон
близки критич
/булыжник, галька
Предгор-
ный-выход
реки из гор
0,5-0,2
6
0,9
1
0,8
0,75
Спокойное/галька,
гравий, песок
Основываясь на понятии устойчивости рек, С.Т.Алтунин (1962) [4] и др. авторы
классифицировали русла рек по степени их размываемости (то есть, по интенсивно-
сти русловых деформаций), объединив в одних группах горные и равнинные реки.
К.Ф.Артамонов (1963) [5] подразделил малые горные реки на три подгруппы, в
зависимости от средних многолетних расходов воды (малые — менее 30 м3/с; средние —
30-100 м3/с; большие — более 100 м3/с), при этом малые реки подразделены на три под-
группы, в зависимости от величины водности, уклона, кинематичности, шероховато-
сти, смоченного периметра (см. табл. 2).
Таблица 2
Подгруппа ма-
лой горной реки
Средний многолет-
ний расход воды м3/с
Смочен-
ный пери-
метр, м
Уклон вод-
ной поверх-
ности
Коэффици-
ент шерохо-
ватости
Средний ко-
эф. кине-
тичности
1
менее 4
6-11
0,01-0,045
0,04-0,14
0,4-0,7
2
4-10
8-19
0,01-0,034
0,3-0,6
0,15-0,6
3
10-30
10-35
0,006-0,015
0,03-0,08
0,3-0,5
Рассмотренные выше классификации типизируют реки с небольшими (не более
0,045) уклонами, не раскрывают сущности русловых процессов и решают задачи их
использования.
М.С.Гагошидзе (1970) [6] на основе подхода М.М.Гришанина разработал клас-
сификацию горных рек Закавказья, уделив большое внимание селевой деятельности.
Все горные реки разделены на три класса: реки, речки и потоки. Бассейны горных
потоков, где формируются сели, названы селевыми бассейнами, а где не формируют-
ся — водными бассейнами. Бассейны горных потоков подразделены на простые (со
слабо расчлененной гидрографической сетью, с одним основным водотоком) и слож-
ные (состоящие из нескольких простых водотоков). Ниже в таблице 3 приведена ха-
рактеристика рек, речек и потоков [6].
Таблица 3
Класс реки
Площадь
водосбо-
ра, км2
Длина по
тальвегу,
км
Уклон
Среднегодо-
вой расход
воды, м3/с
Состав донных отложений
равнинные
реки
более
600

Крупный песок, гравий,
галька, камни весом до 15кг
горные реки
более
600

То же, камни весом до 50кг
горные речки
водные
100-600

3-15
Галька, камни весом до
80кг
горные речки
селевые
100-300

0,01-
0,1
3-15
Сели выносят обломки скал ве-
сом до 15-20т, редко до 50т
горные пото-
ки сложные:
водные и се-
левые
50-250
менее 30
более
0,1
менее 10
Паводки выносят отдельные
камни и обломки скал весом до
0,5т, редко — до 50т
горные пото-
ки простые
(водные и се-
левые)
От не-
скольких
га до 50
км2
Менее 10
Более
0,2
Менее 2
Паводки выносят камни и об-
ломки скал весом до 0,5т. В селе-
вых бассейнах сели выносят об-
ломки скал до 15-20т, редко -до
100т
Поскольку русловые процессы осуществляются в системе , где
русло является более пассивной стороной (то есть формой), а поток — более активной
(то есть содержанием, движущей силой процесса), при их классификации выделились
два подхода — морфологический (типизация русел) и кинетический (типизация
русловых процессов). Сторонниками первого подхода, особенно после появления (на
основе изучения равнинных рек) , были ее разработчики — И.В.Попов (1969) и Н.И.Кондратьев с соавт.
(1980; 1982) [7]. Они определяли зависимость русловых процессов от трех незави-
симых факторов: стока воды, стока наносов и так называемого , то есть геолого-геоморфологических условий формирования русел
(В.И.Антроповский, 1970) [8]. Они ввели понятие , под
которым подразумевали различия в изменении морфологического облика русла в
ходе русловых деформаций. Переход от одного типа к другому определяется
критериальными зависимостями, а собственно русловые процессы оказались по сути
неучтенными. Многие исследователи стали применять эту типизацию (ГГИ) и для
русел горных рек. Учитывая, что она разработана для равнинных рек,
З.Д.Копалиани и B.C.Цхададзе (1970-1972) [9] при проведении типизации горно-
предгорных рек Грузии несколько изменили ее, приспособив для горных рек, и
отведя важную роль , учитывающему сложную
геоморфологическую обстановку горных рек. Они выделили в горно-предгорной
части три типа русел:
1) участки с преобладающим влиянием ;
2) осередковый или побочневый тип (русловое блуждание);
3) горная пойменная многорукавность (пойменное или долинное блуждание).
Участки русел с преобладающим влиянием распро-
странены повсеместно в верхних звеньях горной гидрографической сети. здесь полностью определяет характер русловых процессов. На та-
ких участках пойма отсутствует, много порогов и водопадов. Уклоны дна долины и
относительная гладкость потока в паводок колеблются в пределах соответственно
0,1-0,01 и 0,1-15. Транспорт донных наносов бесструктурный, то есть, осуществляется
без группировки в подвижные скопления-гряды.
Горно-пойменная многорукавность наблюдается в расширениях речных долин
и при окончательном выходе реки из гор. Для нее характерна слабая степень прояв-
ления ограничивающего фактора. Горная многорукавность отличается от равнинной
поймы большими уклонами, большой крупностью донных отложений и гораздо
большей неустойчивостью русла, а от участков с проявлением ограничивающего
фактора она отличается переходом от бесструктурного транспорта наносов к элемен-
там структурности (грядам) в отдельных рукавах. Осередковый и побочневый типы
русла чаще всего проявляются вместе и являются наиболее распространенным ти-
пом в среднем и нижнем течении горных рек; ограничивающий фактор проявляется
в меньшей степени или отсутствует вообще. Д.В.Снищенко с соавт. (1978-83) [10; 11]
для рек Забайкалья выделили дополнительно горную склоновую многорукавность и
горную русловую многорукавность.
Типизация русел горных рек на основе учи-
тывает только плановые деформации речных русел и может применяться на горных
реках со значительными площадями водосборов и малыми уклонами.
Следует отметить, что большинство авторов — сторонников морфологического
подхода лишь описывали частные морфологические особенности отдельных участ-
ков горных рек, либо пытались применять к горным рекам закономерности, выяв-
ленные для равнинных рек, путем ввода в них некоторых корректив, в связи с чем
специфика руслового режима горных рек и главные особенности их переформирова-
ния, связанные с формами транспорта наносов, оказывались не учтенными в клас-
сификационных признаках.
Второй — кинетический подход, с делением рек на равнинные, полугорные и
горные был обоснован Н. И.Маккавеевым (1955) [12] и С.Т.Алтуниным (1962) [4].
Из всех классификаций горных рек по типам русловых процессов наиболее
обоснованной можно считать классификацию В.Ф.Талмазы-А.Н.Крошкина (1968,
1970) [13; 14], разработанную на примере рек Киргизии, а также классификацию
Р.С.Чалова, (1979-80) [2], [15], разработанную на примере рек Закавказья и позже ап-
робированную и распространенную (с некоторыми уточнениями и добавлениями) на
реки других горных регионов.
И.Н.Павлов (1994) [16] для рек Крыма применил классификацию Р.С.Чалова
(1979), дополнив ее блоком антропогенно измененных русел, что отвечает региональ-
ным особенностям проявления русловых процессов. В итоге он классифицировал
русла рек Крыма по таким признакам:
I — по типам русловых процессов (то есть по условиям взаимодействия потока и
русла, формам транспорта наносов, условиям их формирования, величине уклонов и
кинематике потока), выделив среди горных рек скальные и селевые русла и горные
ручьи, отличающиеся невыработанностью русла, небольшими уклонами и очень ма-
лой водоносностью;
II — по типам русел (среди русел горных рек выделены русла с развитыми аллюви-
альными формами (РАФ), с неразвитыми аллювиальными формами (НАФ) и поро-
жисто-водопадные ПВ);
III — по геолого-геоморфологическим условиям: врезанные, адаптированные и ши-
рокопойменные русла;
IV — по морфологии (форме русла в плане) и горизонтальным русловым деформа-
циям: прямолинейные, извилистые, разветвленные и их разновидности;
V — по форме руслового рельефа;
VI — по устойчивости русел;
VII — по видам и формам антропогенной измененности русел рек:
1) обвалованные русла возникли в результате строительства дамб обвалования; в
них ограничены искусственно горизонтальные деформации, но сохранилась грядо-
вая форма движения наносов;
2) обвалованные и перепрофилированные русла; в них полностью уничтожен ру-
словой рельеф, а по мере образования гряд регулярно проводится расчистка от нано-
сов;
3) канализированные русла — им придали форму канала и полностью ликвидиро-
вали русловые формы и гряды;
4) зарастающие, заиливающиеся русла возникают как следствие изъятия стока,
оплывания берегов и заполнения склоновым материалом, а также эрозии почв на
сельскохозяйственных землях; иногда они возникают в результате избыточного по-
ступления наносов в русловую сеть;
5) запаханные русла связаны с распахиванием пересыхающих русел в выположен-
ных днищах долин или понижений местности, которые служили тальвегом для вре-
менных водотоков, возникающих во влажный период; в результате русло исчезает,
атмосферные осадки фильтруются в почву;
6) забетонированные русла — бетонные лотки V -образного или ящикообразного про-
филя, в которых полностью прекращены горизонтальные и вертикальные деформа-
ции, но поступающий аллювий может накапливаться на дне таких лотков в форме
гряд.
В ходе обобщения материалов многолетних исследований на реках различных
регионов в МГУ под руководством Р.С.Чалова (1979-1993гг.) были разработаны
принципиально новые подходы картографирования русловых процессов [2], [15], [17-
22]. На основе этих принципов автором данной рукописи совместно с
С.К.Хакимовым, при участии сотрудников и студентов кафедры гидрологии суши
МГУ была разработана карта русловых процессов горных рек Западного Тянь-Шаня
с рядом дополнительных и вспомогательных карт [23]. При их разработке по клас-
сификации и выделению морфодинамических типов русел (линейная форма), а также
по районированию по условиям формирования речных русел (пространственная
форма); кроме того, выделены типы русел и русловых процессов, определяемые ки-
нематикой потока и формой транспорта наносов.
При выделении характерных участков горных рек большое распространение
получили общие схемы, качественно выделяющие различные типы русел. Как следу-
ет из аналитического обзора публикаций, их авторы при выборе подхода для анали-
за, при типизации и географическом районировании горных рек (по типам русел, по
типам русловых процессов, по условиям формирования и формам проявления ру-
словых процессов) в роли классификационных признаков использовали морфологи-
ческие характеристики участков русел и их долин, особенности их местоположения,
высотное положение участка русла и его водосбора, порядок реки, ее длину, площадь
водосбора, строение долины, плановые формы русла; продольные уклоны, показате-
ли водного режима (средний и руслоформирующий расходы воды, гидравлический
режим потока), характер грунта и транспорта наносов, степень устойчивости русла,
развитие пойм, подверженность селевой деятельности и др. Большое количество ха-
рактеризующих признаков позволяет (при наличии исходных данных) достаточно
подробно описать русловую деятельность горных рек. Практическое применение
общих классификаций (особенно в целях прогноза) затруднено из-за субъективизма в
выборе определяющих параметров и характерных значений. Кроме того, такая типи-
зация часто характеризует только внешний облик рек, без учета механизма форми-
рования их русел. Принимали и принимают попытки классифицировать русловую
деятельность горных рек на основе гидроморфологических зависимостей между ха-
рактеристиками русла и потоков: расходы воды, глубина, ширина и скорости тече-
ния, уклон, формы и размеры его продольных и поперечных сечений, крупность
(размер частиц) наносов и др. Такой подход более обоснован физически и теперь ос-
новные применяемые схемы типизации в той или иной степени основаны на различ-
ных критериальных зависимостях. Для рек равнинных районов подобное выделение
типов русла при проведении практических исследований дает более-менее приемле-
мые результаты. В горах же, однако, набора типов, выделяемых для равнинных рек,
становится недостаточно для адекватного отображения имеющегося разнообразия
русел и происходящих в них процессов. Прогнозы развития рек на основе гидромор-
фологических зависимостей также имеют ограниченную область применения. Обу-
словлено это намного большей, чем на равнинных реках, зависимостью развития ру-
сел от многочисленных внешних (по отношению к потоку) факторов, учесть влияние
которых очень сложно. Рассмотрим три классификационные схемы типов горных
рек и русловых процессов на них, наиболее широко применявшихся в нашей стране
при изучении горных рек.
I. Классификация ГГИ («гидроморфологическая»). В ней выделены 3 независи-
мых фактора, определяющих тип руслового процесса (сток воды, сток наносов и так
называемый ) и 4 исходных независимых типа русловых
процессов (по форме развивающихся русловых мезоформ): осередковый, побочне-
вый, ленточно-грядовый и беспорядочный (блуждание русла). Различные сочетания
определяющих факторов обусловливают направленность развития русла и законо-
мерную смену одного типа русла другим. При этом возникающие типы русла явля-
ются производными от исходных. На практике переход от одного типа русла к дру-
гому определяется по критериальным зависимостям. Для горных рек эта классифи-
кация была несколько видоизменена (З.Д.Копалиани с соавт., 1972) и довольно ши-
роко применялась русловиками Кавказского региона и другими исследователями.
При типизации особую роль отводят . Выделяют сле-
дующие типы развития русловых процессов горных рек:
1) русловой процесс полностью определяется . На
таких участках рек транспорт наносов осуществляется бесструктурно (не происходит
формирования гряд), обычно отсутствует пойма, наблюдаются уклоны порядка 10-
100%о, часто встречаются пороги;
2) заметно воздействие ; здесь выделяют следую-
щие типы русла:
а) горное с русловой многорукавностью — большие (чем у аналогичного равнинно-
го типа) уклоны и диаметры частиц наносов, значительные плановые деформации,
наблюдаются скопления крупного, хорошо окатанного материала, поступающего при
периодическом прохождении селевых паводков;
б) горное со склоновой многорукавностью — встречается на конусах выносов; при
этом происходит веерообразное свободное растекание потока по поверхности, имею-
щей значительные уклоны; после прохождения селей часто наблюдаются перемеще-
ния основного русла;
в) горное с пойменной многорукавностью — распространено в расширениях долин
и на выходе из гор; для него характерна слабая степень проявления , переход от бесструктурных к градовым формам движения наносов,
большие (чем при равнинной пойменной многорукавности) уклоны, крупность нано-
сов и неустойчивость русла;
г) осередковый и побочневый типы русловых процессов чаще всего встречаются
на горных реках вместе и наиболее распространены в их нижних течениях; ня них
влияние слабо или вовсе отсутствует.
Эта классификация применима на средних и крупных горных реках, но не по-
зволяет детализировать малые реки и реки с преобладанием влияния , имеющие в горах наибольшее распространение.
II. В.Ф.Талмаза и А.И.Крошкин (1968, 1970) [13; 14], рассматривая существую-
щие общие классификации на примере рек Киргизии, разработали классификацию,
наиболее физически обоснованную и полно отражающую характер русловых процес-
сов горных рек, применявшуюся специалистами Средней Азии. Они выделили груп-
пы речных русел по следующим признакам:
1) по морфологическим признакам:
а) участки, расположенные вдоль хребтов, поперек и по диагонали;
б) участки истоков, верховий и нижнего течения;
2) по характеру грунта, слагающего русло: скальные, переходные, аллювиальные;
3) по воздействию селевых потоков: подвергавшиеся ранее воздействию селя и не
подвергавшиеся;
4) по плановым очертаниям: прямолинейные (или слабоизогнутые), извилистые и
разбросанные;
5) по степени развития поймы: каньонные, долинные, пойменные, блуждающие;
6) по устойчивости: с наибольшей устойчивостью, устойчивые, неустойчивые и на
которых понятие теряет смысл;
7) по русловым процессам: плесовые, перекатные, разбросанные, блуждающие, се-
левые.
Типизация горной части рек В.Ф.Талмазы-А.Н.Крошкина приведена в табл. 4.

Читайте также:  Перекат реки это определение

Таблица 4
Участок
реки
h/d
J

m
Fr
Режим
движения
наносов
Тип речного русла
Высо ко-
горный
1
>0.1
1.2
Безгрядо-
вый
Немеандрирующее, с вклю-
чением инородных для вод-
ного потока крупностей
твердых фракций
Горный
1-3
0,1-
0,02
10-
20
2,5-
3,5
1,2-
0,8
То же
Немеандрирующее, с преоб-
ладанием аллювия
Горно-
предгор-
ный
3-
30
0,02-
0,002
20-
40
3,5-
5,5
0,8-
0,3
Безгрядо-
вый пере-
ходный
Немеандрирующее, ограни-
ченное меандрирование,
разбросанное
Предгорно-
равнинный
>3
40
>5.5
1000
1000-100
100-10
1-2
>5
>23-27
>100-105
>120-125
Типизация охватывает практически все реки (от самых малых до крупных) и допол-
нена качественной шкалой для порожисто-водопадных русел, призванной отразить
развитие руслового процесса внутри большой группы рек с таким типом русла.
Для русел с РАФ характерно формирование гряд (антидюнной формы), предо-
пределяющих образование глубоких плесовых лощин, перекатов, побочней, осеред-
ков. Русла с НАФ характерны гладкой формой транспорта наносов, практически не
изменяющейся (по длине) глубиной потока, изменяемой лишь отдельными глыбами
и валунами, создающими неровности дна. Порожисто-водопадный тип русел опреде-
лен скульптурными формами дна (пороги, каскады, водопады на коренных породах)
или скоплениями глыб, валунов и крупнообломочного материала, поступающего с
бортов долин. Здесь в механизме транспорта наносов большую роль играют аблюви-
альный эффект, воздействие тангенциальной составляющей силы тяжести, соизме-
римость размеров крупных выступов дна и слагающих дно частиц с глубиной пото-
ка, вследствие чего, помимо гидродинамического напора, возникает и гидростатиче-
ский.
Различные формы перемещения наносов горными потоками (гладкая и
антидюнная) обуславливают наличие двух морфологических типов русла,
последовательно сменяющих друг друга по мере уменьшения кинетичности потока.
Гладкой форме отвечают русла с неразвитыми аллювиальными формами,
характеризующиеся однообразной глубиной потока, изменяющейся только за счет
неровностей, создаваемых отдельными валунами и глыбами, нередко в межень
возвышающимися над поверхностью воды. Гидравлические прыжки и водопады
возникают здесь возле каждого крупного обломка, а перемещение обломков связано
со сдвигом их под влиянием полной удельной энергии сечения потока (скоростного и
гидростатического напора), ударного воздействия волн паводков и благодаря
аблювиальному эффекту. Русла таких потоков, как правило, прямолинейны, не
разветвляются на рукава и не меандрируют, образуя лишь вынужденные изгибы и
повороты при набегании потока на скальный берег. При очень больших уклонах
морфологический облик русла обусловлен количеством и крупностью обломочного
материала, поступающего со склонов, и скульптурными формами дна (порогами,
водопадами), обязанными своему происхождению литологии скальных горных пород.
В таких порожисто-водопадных руслах движение наносов осуществляется только
отдельными обломками во время редких и резких волн паводков, а массовое
смещение мелкообломочного материала начинается после сдвига крупного обломка,
образующего в русле естественную плотину. При интенсивных склоновых процессах
количество материала, поступающего в русло, может оказаться больше, чем
транспортирующая способность потока; в таком случае ПВ-русло трансформируется
в селевое, либо превращается в днище долины-курума (крупноглыбовой осыпи) или
долины-мари (болота — кочковатого или заросшего низкорослым кустарником).
Антидюнной форме перемещения наносов соответствуют русла с развитыми
аллювиальными формами, в которых развитие гряд предопределяет четкую
дифференциацию дна на перекаты (симметричной формы или с крутым верховым и
более пологим низовым откосами) и плесовые лощины.
Исходя из вышеизложенного механизма, Р.С.Чалов (1979) [2] выделил три ос-
новных типа русловых процессов на горных реках:
1) с развитыми аллювиальными формами (РАФ),
2) с неразвитыми аллювиальными формами (НАФ),
3) порожисто-водопадные (ПВ).
Позже И.В.Крыленко и С.К.Хакимовым (1991) [23] были добавлены еще два типа: 4)
селевый и 5) скальный или лотковый.
Каждому типу русловых процессов могут соответствовать следующие геоморфо-
логические типы русел:
— врезанные (ширина поймы ВП приблизительно равна ширине русла ВР),
— адаптированные или вынужденные (ВР 3ВР).
Каждому геоморфологическому типу русла может соответствовать любой из
трех морфодинамических типов русла:
— относительно прямолинейные,
— извилистые или меандрирующие,
— разветвленные.
Для ПВ-типов русловых процессов, кроме того, выделены несколько морфоло-
гических типов русла (или долины):
— скульптурные,
— лотковые,
— глыбово-валунные,
— селевые,
— подавленные склоновыми процессами: а) линейные курумы, б) кочкарные мари.
Классификации В.Ф.Талмазы-А.Н.Крошкина и Р.С.Чалова являются близкими
и легко увязываются одна с другой.
Опыт описания русловых процессов большого числа горных рек Западного
Тянь-Шаня с разнообразными условиями протекания русловых процессов
(И.В.Крыленко, 1991 [23]; С.К.Хакимов, 1992 [31]) позволил подтвердить примени-
мость классификации P.С.Чалова для выделения типов русел рек этого региона. Од-
нако, достаточно часто встречалось несоответствие между наблюдаемыми визуально
характерными русловыми формами и уклоном, что потребовало внесения уточнений
в шкалу критических уклонов, соответствующих определенным типам русла (в каче-
стве определяющих признаков, по которым при полевом обследовании выделяли тип
русла, принимали развитие аллювиальных форм и внешний облик русла). Типиза-
ция русловых процессов малых горных рек Р.С.Чалова (1979) [2], дополненная
И.В.Крыленко (1991) [23] и С.К.Хакимовым [31], приведена в табл. 6.
Таблица 6
Типы русловых процессов
и формы их проявления
Число
Фруда
Fr
Уклоны русел (J,%о) для рек с плодью
бассейна (F, км2):

(>1.5-30)
( — )
(>20-60)
( — )
Примечание: изменения и дополнения, внесенные И.В.Крыленко (1991) [23] и
С.К.Хакимовым (1992) [31], приведены в скобках.

Величину критического уклона (JКр), определяющего переход от одного типа
горного русла к другому, устанавливали, исходя из условий, характеризующих
зависимость шероховатости n от крупности наносов d, кинетической структуры по-
тока (число Фруда Fr>=1), его скоростного режима (формула Шези):
v=Сш*(J*H)0,5, (5)
где J — уклон русла, v — скорость и Н — глубина потока, Сш — коэффициент Шези,
зависящий от шероховатости русла). Совместное решение системы уравнений, опи-
сывающих эти параметры (Р.С.Чалов, С.К.Хакимов, 1993) [32] дало следующее вы-
ражение:
JКр=к*g*d1/3*B1/2*v1/2/(Кv*Q1/2), (6)
где к — коэффициент; g — ускорение силы тяжести; B — ширина потока; Q — расход
воды; Кv — корректив скорости потока v, используемый при определении критическо-
го уклона (Jkp) по формуле:
Jkp=g*n2*h-0.33*Кv-1 (7)
Как видно из таблиц 5 и 6, практически не изменилась шкала уклонов для рек с
площадью бассейна от 100 до 1000 км2, т.е. для средних по крупности малых горных
рек. В целом по региону наблюдается более широкий диапазон уклонов, соответст-
вующих каждому типу русла, чем в исходной градации. Повидимому, это связано со
значительной неоднородностью аллювия, определяющего величину критического
уклона на разных участках. Влияние крупности наносов сказывается в увеличении
критических уклонов, определяющих смену режимов потока и, следовательно, форму
транспорта наносов и русловых форм для рек с площадями бассейна более 1000 км2.
Например, для Ахангарана преобладание в наносах мелковалунного материала, соз-
дающего в потоке значительную зернистую шероховатость, а также возможность по-
тока при руслоформирующих расходах воды Qф растекаться по рукавам или (при
экстремальных расходах) по обширным валунно-галечниковым полям, значительно
увеличивают гидравлические сопротивления и определяют условия сохранения по-
током спокойного течения при уклонах, соответствующих порожисто-водопадным
(ПВ) руслам по исходной классификации. В действительности на них наблюдается
развитие полугорного (ПГ) или горного русла с развитыми аллювиальными форма-
ми (табл. 6). Для рек с площадями менее 100 км2 наблюдается развитие менее выра-
ботанных типов русел (ПВ и НАФ) при уклонах, соответствующих полугорным и
руслам с РАФ по табл.5. Объяснимо это также повышенной шероховатостью речных
русел, влияющей на скоростной режим потока и приводящей к тому, что величина
корректива скорости Кv (он показывает соотношение действительной кинетической
энергии потока к кинетической энергии потока со скоростью, равной средней) в
формуле (7), оказывается очень велика. Она может достигать 3 и более при харак-
терном значении для большинства равнинных рек 1-1,05, т.е. кинетическая энергия
отдельных струй, постоянно возникающих в очень бурных реках с малыми глубина-
ми и производящих основную работу по руслоформированию и транспорту наносов,
намного больше, чем значение энергии, среднее по сечению и определяемое числом
Фруда Fr. При расчете критического уклона (Jкр) корректив скорости обычно или не
учитывают (из-за отсутствия данных для его определения), или вводят близким к
единице, что неправомерно при расчетах для рек с величиной неровностей ложа, со-
измеримых с глубиной потока (или даже превосходящих ее (отдельные выступающие
над поверхностью воды валуны и глыбы).
Опыт автора данной рукописи по применению классификации Р.С.Чалова [2]
для описания русловых процессов на большом числе горных рек различного размера
(от ручьев в истоках до полноводных рек в межгорных котловинах), различных ук-
лонов русла (от 300-600%о на участках истоков до 1-3%о в межгорных долинах и в
предгорьях), в различных геологических, геоморфологических и морфодинамиче-
ских условиях формирования русел (от скальных лотковых русел, врезанных в об-
нажения коренных скальных пород, до широкопойменных рек, сформировавших
русла в мощных толщах аллювиальных отложений), в различных водосборах всех
основных бассейнов Украинских Карпат (с разнообразными условиями протекания
русловых процессов) позволил подтвердить применимость классификации
P.С.Чалова для выделения типов русел рек этого региона. Потребовалось лишь не-
большое дополнение в виде двух типов русел, специфичных для рек Карпатского ре-
гиона, а именно:
1) канализированные русла, которые уже ранее выделены в отдельный тип естест-
венных [33] или антропогенно измененных русел;
2) ступенчатые русла, формирование которых также было обусловлено как при-
родными условиями (изменениями размываемости подстилающих пород, обвалами,
оползнями, выносами лавин и селей), так и антропогенными факторами (устройст-
вом многих тысяч ступеней-перепадов для форели и

сотни плотин для накопления
воды для периодического сплава леса по малым горным рекам).
Скальные стесненные русла авторы наблюдали в основном на крупных реках;
на меньших по размерам реках этому типу обычно соответствуют порожисто-
водопадные скульптурные русла. Из крупных (из разряда малых) рек скальное русло
наиболее характерно для Верхнего Прута.
Канализированные русла характерны для рек бассейнов Тисы и Днестра. В бас-
сейне Тисы канализирование русел вначале (при Австро-Венгерских властях) вы-
полняли как в целях защиты от наводнений, так и для судоходства (например, сис-
тема каналов Серне-Гоман). Во второй половине ХХ века русла рек в бассейнах Тисы
и Днестра спрямляли, обваловывали и канализировали преимущественно в целях
защиты от наводнений, мелиорации и, значительно реже — при сооружении ГЭС (на-
пример, Теребля-Рикская система). Значительные участки русел канализированы в
низовьях Ужа, Латорицы, Боржавы; несколько меньше масштабы «преобразования
природы» на других реках бассейна, на Черной и Белой Тисе. Очень значительны
масштабы канализирования русел рек на Верхнем Днестре (до устья Ломницы);
меньше масштабы — на притоках Днестра, где естественные русла преобразовывали в
основном для защиты от наводнений и размывания берегов вдоль населенных пунк-
тов, железных и основных автомобильных дорог, магистральных трубопроводов
(Быстрица-Надворнянская, Ломница, Стрый, Опор и др.). На канализированных
участках русел, как правило, продолжается движение влекомых наносов с образова-
нием грядовых форм руслового рельефа; на отдельных участках (с небольшими ук-
лонами — в пределах нескольких м/км) вследствие отложения наносов отметки дна
русла оказались выше, чем у прилегающей местности.

Источник



Речной сток

Основные характеристики стока

Для количественной оценки стока рек применяются следующие его характеристики.

Объем стока W м 3 или км 3 — количество воды, протекающее в русле реки через данный замыкающий створ за промежуток времени Т суток,

Модуль стока М л/(с*км 2 ) — количество воды, стекающей с единицы площади в единицу времени,

Слой стока Y — слой воды в миллиметрах, равномерно распределенной по площади F и стекающей с водосбора за некоторый промежуток времени Т суток,

Слой стока за год в миллиметрах:

Коэффициент стока — отношение величины слоя стока с данной площади за некоторый промежуток времени к величине слоя атмосферных осадков, выпадающих на эту площадь за тот же промежуток времени, т. е. k = Y/X, 0 1 и R/LX велико. В гумидной зоне по мере увеличения осадков величина испарения растет, но при ограниченных запасах тепла не может превзойти максимально возможную: Z=R/L. Таким образом, Z/X и R/LX уменьшаются.

Для удобства расчетов зависимость (137) представлена в виде номограммы (рис. 91), позволяющей по средней годовой сумме осадков и годовой величине радиационного баланса определить годовую величину испарения.

Метод Константинова основан на анализе процессов турбулентного обмена водяного пара в атмосфере, обусловливающих испарение. Для расчета испарения методом турбулентной диффузии необходимо иметь данные измерений градиентов температуры, влажности воздуха и скорости ветра в приземном слое. Константинов показал, что эти градиенты меняются с изменением температуры и влажности воздуха, измеряемых на высоте 2 м. Используя эту зависимость, Константинов составил номограмму, позволяющую определить норму годового испарения Z по средним годовым температуре Т и влажности воздуха е, получаемым по наблюдениям на сети метеорологических станций.


Рис. 93. Кривые зависимости стока (Y) и испарения (Z) от осадков (X) при некотором значении максимально возможного испарения (Z)

Существуют и другие методы расчета испарения, излагаемые в специальных руководствах. До недавнего времени широко использовались методы П. С. Кузина и Б. В. Полякова.

При наличии осадков и стока величина суммарного испарения за многолетний период может быть определена из уравнения водного баланса Z = X — Y. Это наиболее простой и вместе с тем наиболее точный метод. Подобные расчеты суммарного испарения позволили построить карты испарения и дали обширный материал для разработки методов определения величины испарения с поверхности суши по метеорологическим данным, упоминаемым выше. Значение этих методов заключается в том, что они позволяют определить величину испарения с поверхности любого речного бассейна.

Особенности влияния осадков на величину среднего многолетнего стока нетрудно выяснить при помощи уравнения водного баланса, если в нем заменить величину испарения его значением, определяемым по формуле Будыко. В таком случае это уравнение принимает вид

На рис. 93 изображены зависимости испарения и стока от осадков в соответствии с этой формулой при некотором определенном значении Z. Для отдельных интервалов значений X на кривой, изображающей зависимость стока от осадков, эта зависимость может быть выражена с известным приближением линейным уравнением вида у = ах+b. Для нижней части кривой, т. е. при малых количествах осадков, когда большая часть их затрачивается на испарение, коэффициент а мал. По мере увеличения количества осадков все большая часть их идет на формирование стока, поэтому коэффициент а возрастает и постепенно приближается к единице. Эти теоретические кривые впервые были даны Э. М. Ольдекопом.

Различия в зависимости годового стока от осадков позволили Ольдекопу установить два крайних типа речных бассейнов. К одному типу относятся те из них, для которых указанная зависимость укладывается в нижней части кривой, изображенной на рис. 93. Эти бассейны располагаются в зоне недостаточного увлажнения. Для рек этой категории зависимость стока от осадков выражена менее отчетливо, чем зависимость испарения от осадков. К рекам второй категории, по Ольдекопу, относятся реки, бассейны которых расположены в зоне устойчивого избыточного увлажнения. Для этих рек зависимость стока от осадков выражена более отчетливо, чем зависимость испарения от осадков; величина испарения определяется здесь преимущественно тепловым режимом. Очевидно, бассейны рек, расположенные в зоне неустойчивого увлажнения, занимают промежуточное положение. Данные фактических наблюдений хорошо подтверждают справедливость сказанного.

До тех пор, пока было очень мало данных о речном стоке, для его определения производились расчеты испарения по различным эмпирическим формулам или номограммам. На основании формулы (135), располагая данными об осадках, оценивался речной сток. В настоящее время в СССР и во многих других странах появилось достаточно данных непосредственных измерений стока, поэтому отпала необходимость его определения по испарению и осадкам. Следует еще учитывать, что даже наиболее надежные расчетные методы испарения не исключают существенных погрешностей при расчете стока по разности X — Z.

Влияние климатических факторов прослеживается и на изменении относительной величины стока, выраженной в виде коэффициента стока k = Y/X, где Y — средний многолетний сток в миллиметpax, X — средняя многолетняя сумма осадков за год, выпадающих в пределах данного бассейна. Заменяя в этой формуле величину Y равной ей величиной X — Z, получим

Влияние почвы на сток

Влияние почвенного покрова на сток и его подземную и поверхностную составляющие осуществляется через процессы инфильтрации и испарения. В зависимости от сочетания тех или иных водно-физических свойств почв при данных особенностях климата увеличивается или уменьшается то количество влаги, которое задерживается в верхнем слое почв и почво-грунтов зоны аэрации и, следовательно, может быть израсходовано в дальнейшем на испарение и транспирацию растениями. С другой стороны, этими же условиями определяется и то количество влаги, которое выходит за пределы активного слоя почв и расходуется на пополнение запасов грунтовых вод, участвуя в дальнейшем в питании рек этими водами.

Воздействие почвенного покрова на сток и другие элементы водного баланса раскрыто в предложенных М. И. Львовичем теоретических схемах. Представленные на рис. 94 теоретические кривые характеризуют изменчивость элементов водного баланса в зависимости от инфильтрационной и водоудерживающей способности почв. Рассматриваются два случая совокупного воздействия этих свойств.

В первом случае инфильтрационная и водоудерживающая способности усиливаются параллельно. По мере усиления этих свойств непрерывно увеличивается расход на испарение и транспирацию. Поверхностный сток уменьшается, а расход на пополнение запасов грунтовых вод увеличивается, хотя и незначительно. Это происходит до некоторых оптимальных величин впитывания влаги в почву и удержания ею воды. При этих сочетаниях поверхностный сток достигает минимума, а подземный — максимума. По мере дальнейшего усиления инфильтрационной и водоудерживающей способности создаются условия, при которых атмосферная влага, интенсивно впитываясь в почву, удерживается в ней и в основном расходуется на испарение. Полный речной сток уменьшается (рис. 94 а).

Во втором случае при слабой инфильтрационной и относительно высокой водоудерживающей способности вся атмосферная вода стекает по поверхности почвы. При малом содержании воды в почве испарение мало (нечему испаряться) и нет пополнения запасов подземных вод. При относительно высокой инфильтрационной и слабой водоудерживающей способности в пределе вся вода, поступающая на поверхность, просачивается вглубь и расходуется на питание подземных вод. В этих условиях отсутствует поверхностный сток и испарение мало. При некоторых средних значениях рассматриваемых свойств почв и удержания воды в почве в пределах распространения корневой системы растений суммарное испарение велико. Изменения полного речного стока обратны изменению испарения (рис. 946). При слабом впитывании воды в почву речной сток формируется за счет поверхностного стока, при малой аккумуляции воды в почве и высокой инфильтрации — за счет питания подземными водами.


Рис.94. Принципиальные схемы зависимости поверхностного стока (1), испарения (2), питания рек подземными водами (3) и полного речного стока (4) от инфильтрационной и водоудерживающей способности почвенного покрова при совместном их действии и осадков (5) (по М. И. Львовичу). а — прямое соотношение инфильтрационной и водоудерживающей способности, б — обратное соотношение.

Рассмотренные схемы характеризуют влияние почвенного покрова на сток и другие элементы водного баланса в чистом виде, вне воздействия других факторов, при постоянстве атмосферных осадков.

Как известно, водно-физические свойства почвы меняются с изменением ее влажности, а так как влажность почвы испытывает сезонные колебания, то и соотношения элементов водного баланса не остаются постоянными, меняется и структура речного стока. Изложенные общие закономерности имеют принципиальное значение и характеризуют тенденцию изменения речного стока под влиянием основных свойств почвенного покрова. Примеры количественного воздействия почвенного покрова на режим речного стока не единичны.

Влияние геологического строения речного бассейна на сток

Геологическое строение речного бассейна определяет условия накопления и расходования подземных вод, питающих реки. В связи с этим литологический состав горных пород, характер их залегания и глубина водоупоров являются существенными факторами формирования стока, влияющими на его величину и распределение во времени. Наиболее отчетливо это влияние проявляется при наличии мощных горизонтов хорошо водопроницаемых рыхлых или трещиноватых пород, воды которых дренируются речными долинами. Влияние это усиливается при хорошей инфильтрационной способности почв и грунтов зоны аэрации. В этих условиях горные породы являются аккумуляторами влаги, обусловливающими равномерное питание рек. Речной сток оказывается зарегулированным, и его величина может быть больше по сравнению с величиной стока бассейна реки, сложенного слабо водопроницаемыми породами.

Велико влияние на сток закарстованных горных пород, слагающих речные бассейны. Интенсивность этого влияния зависит также от типа и возраста карста. В карстовых районах, особенно там, где закарстованные породы не покрыты четвертичными отложениями, поверхностный сток обычно отсутствует, атмосферные осадки поглощаются воронками, польями, просачиваются по трещинам и пополняют запасы подземных вод. Пути подземного стока весьма разнообразны, и не всегда область питания и распространения подземных вод совпадает с областью дренирования их реками. Это характерно для областей распространения карста.

Так, в центральной части Силурийского закарстованного плато реки отсутствуют, так же как и в области Крымской Яйлы, весьма обильно орошаемой осадками. Реки, берущие начало в периферийной части Силурийского плато, отличаются повышенным стоком. Область максимального стока Яйлы располагается в зоне обильных выходов грунтовых вод на высоте расположения глинистых сланцев, подстилающих карстующиеся известняки. При несовпадении поверхностного и подземного водоразделов под влиянием различного характера водообмена влияние карста на речной сток может быть положительным (сток увеличивается) и отрицательным (сток уменьшается) по сравнению с зональным стоком.

Отчетливое влияние карста проявляется на величине стока и режиме рек с малыми площадями водосборов. Примеры влияния карста на речной сток многочисленны. Они приводятся как в советской (П. В. Молитвин, Л. А. Владимиров, В. А. Балков, О. Л. Маркова и др.), так и в зарубежной литературе.

Отклонение речного стока от его зональной величины возможно также в случаях, когда речной бассейн занимает то или иное положение по отношению к области питания или разгрузки подземных вод артезианских бассейнов.

Читайте также:  Нил где находится эта река

В области питания артезианских вод характерны безвозвратные потери речного стока на просачивание в глубокие артезианские водоносные горизонты. В области разгрузки артезианских вод реки получают дополнительное питание. На это явление обращает внимание Б. И. Куделин. Так, согласно его исследованию, потери речного стока на водосборах рек Днестровско-Донецкой впадины (бассейн верхней части Сейма и его притоков), расположенных в области питания артезианского бассейна, достигают в среднем за год от 1 до 2 л/(с*км 2 ).

С геологическими факторами стока тесно связано воздействие на величину стока глубины эрозионного вреза. По мере углубления эрозионного вреза увеличивается вероятность прорезания руслом водоносных горизонтов и увеличения питания рек подземными водами.

Глубина эрозионного вреза обычно возрастает с увеличением площади водосбора. В связи с этим при одинаковых климатических условиях величина годового стока за счет слабого питания подземными водами оказывается меньше на малых и временных реках, чем на средних реках, полностью для данных условий эрозионного вреза дренирующих подземные воды. Различия стока малых и средних рек в соответствии с зональным распределением глубин залегания грунтовых вод уменьшаются в районах с влажным климатом и увеличиваются в засушливых районах. При сравнении средних величин годового стока с размерами площади речного бассейна подразумевается именно эта закономерность: площадь в данном случае является показателем глубины эрозионного вреза, полноты дренажа подземных вод реками, а не генетическим фактором.

Влияние растительности на речной сток

Непосредственное влияние растительности на сток сравнительно невелико. Оно заключается в увеличении шероховатости земной поверхности, вследствие чего замедляется стекание воды по поверхности земли и увеличивается возможность инфильтрации влаги в почву. В значительно большей мере проявляется влияние растительности, в особенности леса, на отдельные элементы водного баланса бассейнов: просачивание, испарение, отчасти осадки. Теоретические исследования и экспериментальные наблюдения за элементами водного баланса на опытных водосборах, логах, облесенных и открытых, как в нашей стране, так и за рубежом позволили ученым сделать следующие выводы относительно различия в структуре водного баланса поля и леса.

1. Осадков в лесу может выпадать больше, чем на открытой территории. Это различие связано с изменением циркуляции воздуха над лесом и улучшением благодаря этому условий конденсации атмосферной влаги. Высота снега в лесу увеличивается за счет переноса его с полей на опушки леса, особенно заметного в лесостепной и степной зонах.

2. Не все осадки достигают поверхности почвы. Часть их задерживается кроной деревьев (в хвойном лесу больше, в лиственном меньше) и испаряется.

3. Суммарное испарение в лесу может быть и больше и меньше, чем в поле. Это зависит от хозяйственного освоения территории, типа леса, продуктивности лесных и полевых угодий. Так, в сосновых лесах расход влаги на испарение меньше, чем в еловых и березовых, а на высокопродуктивной пашне больше, чем в малопродуктивном лесу.

При оценке расхода воды лесом и полем нужно иметь в виду зависимость расходной части водного баланса от приходной. Эта зависимость хорошо выражена в районах недостаточного увлажнения, где максимально возможное испарение превосходит осадки В таких условиях расход воды лесом или полем зависит не столько от потребностей их в воде, сколько от наличия воды, а в лесу ее обычно больше, чем в поле.

4. В лесу, как правило, водопроницаемость почвы выше, чем в поле. Этому способствует не только мощная корневая система деревьев и подлеска, но и лесная подстилка. Значительная роль принадлежит также рыхлым, частью оструктуренным, богатым гумусом верхним слоям почвы в лесах. Лесная подстилка обладает большой влагоемкостью и предохраняет почвенные поры от заиливания. Водопроницаемость лесных почв велика, но неодинакова. В естественных условиях просачивание воды в почву зависит от типа леса, возраста древостоя и степени изреживания. Дубовые, сосновые, ясеневые насаждения, обладая глубокой и разветвленной корневой системой, повышают водопроницаемость почвы по сравнению с почвой в еловых насаждениях.

5. Поверхностный сток как снеговых, так и дождевых вод в лесу крайне мал. Это является следствием хорошей инфильтрационной способности лесных почв. Просачиванию воды в почву весной способствуют к тому же относительно меньшие интенсивность снеготаяния весной и глубина промерзания почвы зимой по сравнению с полем. Нередко дожди, вызывающие хорошо выраженные паводки в речных бассейнах, лишенных леса, в лесу не образуют паводочного стока. Практически отсутствует весенний поверхностный сток в сосновых лесах, произрастающих на песчаных почвах. Он наблюдается в хвойных на супесчаных почвах и несколько возрастает в смешанных и лиственных насаждениях на суглинистых подзолистых почвах.

6. В лесу питание грунтовых вод более обильное, чем в поле. При дренировании подземных вод речной сетью это приводит к увеличению грунтового стока в реки и формированию устойчивой межени. В этом большое водоохранное и регулирующее значение леса.

7. Рубки леса, выпас скота нарушают лесную подстилку, ухудшают инфильтрационную способность почв и видоизменяют водный баланс. Степень этого влияния разная. После механизированных рубок с применением трелевочных тракторов водоохранное значение лесов даже после возобновления древостоев надолго ослабляется вследствие ухудшения водорегулирующей способности лесных почв.

Вопрос о влиянии леса на сток оставался в течение долгого времени дискуссионным. В настоящее время можно считать установленным, что влияние лесов на водность (модули стока) зависит от ряда причин и не может решаться одинаково при различных природных условиях и хозяйственной деятельности человека. Прежде всего следует иметь в виду, что распространение лесов и сток в естественных условиях находятся в тесной зависимости от климата. При одинаковых климатических условиях и одинаковой лесистости это влияние зависит от геоморфологических условий, с которыми тесно связаны процессы стекания воды по поверхности земли, положения зеркала грунтовых вод, физических и водных свойств почвы, состава и полноты насаждений, способов рубки лесов и характера и продуктивности поля, с которым сравнивается сток облесенных территорий.

Влага, просачивающаяся в почву в лесных бассейнах, попадает в речную сеть почти исключительно подземным путем. На малых реках обычно вследствие незначительной глубины эрозионного вреза русел значительная часть воды уходит за пределы бассейнов и тем самым переходит в категорию безвозвратных для этих бассейнов потерь. При одинаковых размерах водосборов малых речных бассейнов, одинаковых климатических и гидрогеологических условиях величина безвозвратных потерь на инфильтрацию возрастает с увеличением лесистости, а следовательно, происходит и уменьшение стока. Так, например, по данным Валдайской гидрологической лаборатории (лесная зона), сток в безлесном бассейне Приусадебного лога (площадь водосбора 0,36 км 2 ) в среднем годовом равен 255 мм, в бассейне же лога Таежного (0,45 км 2 ) при лесистости 98% сток снижается до 192 мм. На Придеснянской станции при лесистости 90% сток составляет 50 мм, при лесистости 33% — 92 мм. По мере увеличения площадей водосборов вследствие увеличения глубины эрозионного вреза речных русел все большая часть просачивающихся вод возвращается в речную сеть данного бассейна в связи с усилением ее дренирующей роли. В соответствии с этим различия в стоке безлесных и лесистых бассейнов постепенно сглаживаются. Как уже отмечалось выше, в крупных речных бассейнах влияние неклиматических факторов, в том числе и леса, становится менее явным и выявить это влияние в «чистом» виде труднее вследствие совместного компенсирующего действия других факторов. Следует, кроме того, отметить, что по мере увеличения речных бассейнов различия в лесистости крупных речных бассейнов обусловливаются и климатическими причинами, т. е. теми же, что и различия в стоке.

Влияние рельефа на речной сток

Непосредственное влияние уклонов местности на речной сток сравни-тельно невелико, вследствие того что роль инфильтрационной способности почв перекрывает зависящее от этого фактора увеличение или уменьшение скорости стекания вод по земной поверхности. Большое влияние рельеф оказывает на отдельные элементы водного баланса речных бассейнов: осадки, инфильтрацию влаги в почво-грунты и испарение. Это влияние рельефа проявляется различно в зависимости от крупности его форм. Особенно значительно оно в горах, где с высотой местности увеличивается годовая сумма осадков, снижается температура воздуха, следствием чего является уменьшение испарения и соответственно увеличение стока. С высотой, как правило, увеличивается доля твердых осадков, что приводит к увеличению коэффициента стока, а следовательно, и величины стока, а также к существенному изменению водного режима, наиболее выраженному на высокогорных реках с ледниковым питанием.

Таким образом, вертикальная поясность климатических факторов стока вызывает вертикальную поясность величин стока. Это обстоятельство позво-лило ряду гидрологов в Советском Союзе и за рубежом установить эмпирические зависимости величин годового стока от средней высоты водосборов. Так как изменение количества осадков с высотой носит локальный характер (влияет ориентировка горных склонов, степень защищенности, экранизации района от влагоносных масс воздуха), а изменение стока обусловливается геологическими и почвенными условиями, резко меняющимися в горах, то и зависимости стока от высоты водосборов являются порайонными. Такие зависимости используются для пространственной интерполяции величин реч-ного стока, что позволяет составлять карты стока и для сложных горных условий при ограниченности исходных данных.

В горах происходит перераспределение твердых осадков в речном бассейне. В горных котловинах, глубоких ущельях, у подножия горных склонов в результате схода снежных лавин и ветровой миграции скапливаются большие массы снега, талые воды которых служат источником питания горных рек в летний период.

В равнинных, особенно степных, районах ветер сносит снег с открытых склонов в балки, овраги, речные долины. Подобная аккумуляция снега в гидрографической сети приводит к увеличению поверхностного стока снеговых вод. При наличии бессточных понижений на водосборах снеговые и дождевые воды аккумулируются в них и расходуются в дальнейшем на инфильтрацию и испарение, оказывая таким образом косвенное влияние на сток и его распределение в году.

Влияние озерности на годовой сток рек

С изменением озерности изменяются соотношения между площадями, покрытыми водой и занятыми сушей. Испарение же с водной поверхности и с поверхности суши неодинаково, что влечет за собой различия в величине испарения с поверхности речных бассейнов с различной озерностью.

Испарение с водной поверхности и с поверхности суши изменяется неодинаково в различных физико-географических условиях, а следовательно, и влияние озерности на величину годового стока неодинаково в различных районах. По данным А. С. Соколова, в лесной зоне при озерности, меньшей 10%, уменьшение годового стока относительно невелико (менее 10%). При озерности 30-50% и более уменьшение стока в лесной зоне становится довольно значительным и может достигать 50% и более. К югу влияние озерности на уменьшение годового стока быстро увеличивается.

Влияние хозяйственной деятельности на сток

Хотя эта тема заслуживает специального изложения, ограничимся здесь лишь общими замечаниями. В современных условиях широкого использования водных ресурсов и проведения агрономических, агролесомелиоративных и гидромелиоративных мероприятий на обширных территориях страны хозяйственная деятельность человека воздействует как непосредственно на сток, так и на условия его формирования. Создание водохранилищ (иначе говоря, увеличение озерности) вызывает увеличение потерь воды на испарение, а следовательно, и некоторое уменьшение стока, в особенности в засушливых районах. Но эта неизбежная издержка с избытком перекрывается пользой от водохранилищ, позволяющих уменьшать сток в периоды паводков и увеличивать в периоды межени. Огромный размах строительства водохранилищ в Советском Союзе позволил увеличить ресурсы устойчивого речного стока страны почти на 25%. Это большое достижение народного хозяйства.

Искусственное орошение в зоне недостаточного увлажнения требует водозабора из рек, создает совершенно новые условия водного режима почв, вызывает увеличение расхода воды на испарение и транспирацию и тем самым уменьшает величину стока рек. В ряде районов Средней Азии и Кавказа воды некоторых рек целиком разбираются на орошение и в настоящее время не достигают рек, в которые они некогда впадали. Таковы, например, Зеравшан, прежде впадавший в Амударью, Сох, Исфайрамсай — притоки Сырдарьи и др. Водозабор на орошение из такой большой реки, как Сырдарья, достигает 40%. Распашка территории, полевые лесонасаждения, мероприятия, проводимые по повышению плодородия почв, вносят изменения в структуру водного баланса и тем самым влияют на сток, главным образом в результате изменений водно-физических свойств почв. При социалистическом ведении сельского и лесного хозяйства эти изменения в нашей стране носят направленный характер. Многие мероприятия, преследующие цель повышения биологической продуктивности полей, состоят в регулировании почвенной влаги: увеличении влаги в почве путем задержания поверхностного стока или орошении в засушливых районах и ослаблении переувлажнения в районах избыточного увлажнения путем осушения.

Влияние земледелия на местный водный баланс территории и сток лучше изучено в зонах недостаточного и неустойчивого увлажнения.

Широко применяемые в сельском хозяйстве осенняя пахота, глубокая тракторная вспашка, безотвальная пахота, снегозадержание, создание полезащитных лесных полос и т. д. направлены наповышение влажности почв на пашне и в конечном итоге на повышение урожайности.

Наиболее существенное влияние на преобразование водного баланса пахотных угодий в зоне недостаточного и неустойчивого увлажнения оказывает зяблевая вспашка. Почва, вспаханная осенью, остается разрыхленной до весеннего снеготаяния и обладает способностью задерживать значительно большее количество талой воды за счет снижения поверхностного склонового стока по сравнению с почвой, вспаханной весной. Обобщенные Львовичем результаты экспериментальных исследований в разных природных зонах показывают, что под влиянием зяблевой пахоты поверхностный склоновый сток уменьшается: на юге лесной зоны СССР в 1,3- 1,5 раза, в лесостепной в 1,5-2,5 раза, в степной зоне в 2,5-5 раз.

Лесные полосы предохраняют поля от сдувания с них снега, аккумулируют влагу, перехватывая склоновый паводочный сток. Этот гидрологический эффект может быть различным в зависимости от расположения лесных полос на склоне (поперек или вдоль него) и в зависимости от структуры и типа почв. При легких почвах лесные полосы аккумулируют больше воды по сравнению с тяжелыми.

До организации колхозного механизированного земледелия зяблевая пахота почти не применялась, поэтому во время весеннего снеготаяния почва была уплотненной, а ее инфильтрационная способность была более слабой. В этих условиях потери воды на сток с пашни были значительными, что способствовало увеличению поверхностного склонового стока и усилению эрозионных процессов.

Отрицательное действие на водный режим почв оказывает, например, нерегулируемый выпас скота. При длительном использовании земель под выпас скота происходит смена видового состава луговой растительности, снижается ее продуктивность, разрежается дернина, почвенный покров уплотняется. В результате, так же как при отсутствии зяблевой пахоты, инфильтрация в почву ухудшается и создаются условия для увеличения поверхностного стока. По сравнению с целиной валовое увлажнение степных участков, используемых под выпас скота, меньше, а поверхностный сток с них больше.

В зоне избыточного увлажнения земледелие, очевидно, является менее действующим фактором формирования водного баланса территории по сравнению с мелиоративными мероприятиями: лесомелиорацией и эксплуатацией леса, использованием болотных массивов и заболоченных земель и их осушением. Гидрологическая роль всех этих мер усиливается при повышении урожаев и продуктивности лесов на осушенных землях. Изучение влияния этих мероприятий на водный режим территорий и рек является одной из современных проблем гидрологии.

Понятие о норме стока

Сток рек меняется из года в год. В этих колебаниях нет строгой закономерности. Вместе с тем величина годового стока колеблется около некоторой средней величины, причем амплитуда таких колебаний неодинакова в различных физико-географических районах. Ряд величин годового стока можно рассматривать как ряд «случайных» величин. В математической статистике ряд, образованный случайными величинами, называется вариационным рядом. Одной из основных характеристик вариационного ряда является норма — средняя арифметическая величина.

Предполагается, что норма стока представляет собой устойчивую величину, т. е. средняя арифметическая величина, вычисленная за достаточно длительный период, остается постоянной независимо от прибавления новых членов к вариационному ряду. Понятие об устойчивости нормы стока является не совсем верным. Климатические факторы на больших пространствах не остаются неизменными в течение длительных периодов, не только доисторических, но и исторических. Имеется ряд свидетельств изменений климата, которые, естественно, вызывают изменения величин стока. На рис. 95 показаны колебания увлажненности Евразии и Северной Америки, полученные А. В. Шнитниковым по геологическим и историческим данным за длительный период времени. Эти колебания носят циклический характер с длительностью циклов около 1800 лет; влажные циклы сменяются засушливыми и на смену последним вновь приходят влажные. Помимо циклических колебаний стока, вызванных циклическими же колебаниями климатических факторов, изменения стока вызываются хозяйственной деятельностью человека. Эти изменения косят обычно односторонне направленный характер. Учитывая циклические колебания стока, принято считать нормой годового стока среднюю арифметическую его величину, вычисленную за длительный период, включающий не менее двух полных циклов колебаний стока. Цикл состоит из двух фаз водности — многоводной и маловодной. Для установления периода вычисления нормы стока в практике гидрологических расчетов используется так называемая разностная интегральная кривая, дающая наглядное представление о циклах колебаний стока в пределах периода гидрометрических наблюдении (рис. 96).

Такую кривую удобно строить в относительных отклонениях — в модульных коэффициентах

Кривая дает представление о нарастающей сумме отклонений годовых модульных коэффициентов Кi от среднего многолетнего значения Kср = 1. Период времени, для которого участок кривой наклонен вверх относительно горизонтальной линии (тангенс угла наклона прямой, соединяющей начало и конец отрезка кривой, больше единицы), соответствует многоводной фазе, а период, для которого участок кривой наклонен вниз (тангенс угла наклона меньше единицы), соответствует маловодной фазе.


Рис. 96. Разностная интегральная кривая модульных коэффициентов годового стока р. Западной Двины у г. Витебска.

Средний модульный коэффициент для любого отрезка времени может быть вычислен по формуле

Карта стока

Для характеристики распределения стока на любой территории строятся карты стока, выраженного в слое стока или в модулях стока. Для построения карты норм годового стока предварительно по данным фактических наблюдений вычисляются нормы стока для отдельных речных бассейнов и их частей. Полученные данные относятся к центрам тяжести речных водосборов. По нанесенным на карту величинам норм стока проводятся плавные линии, соединяющие точки с одинаковыми величинами норм стока, — изолинии стока. При проведении изолиний принимается во внимание распределение по территории основных факторов стока: атмосферных осадков, рельефа, почв, геологического строения, в горах — особенность высотной поясности.

Впервые в нашей стране карта стока была построена Д. И. Кочериным для европейской части СССР (1927 г.) по данным всего лишь 30 пунктов наблюдений. Тем не менее карта Кочерина давала в общем правильное представление об основных особенностях распределения стока на территории Русской равнины и в течение длительного времени служила источником для гидрологического обоснования многих гидротехнических проектов.

Позже сводные карты по Советскому Союзу были составлены С. Ю. Белинковым и Б. Д. Зайковым (1937 г.), Б. Д. Зайковым (1946 г.), В. А. Троицким (1947 г.) и К. П. Воскресенским (1962 г.).

Карта Воскресенского составлена в ГГИ на основе материалов наблюдений в 5690 пунктах. Помимо большей детализации, эта карта отличается от других карт тем, что на ней выделены области, где под влиянием местных факторов сток малых рек меньше или больше зональной величины, указанной на карте. На рис. 97 (см. вкладку) приведена уточненная другими авторами карта Воскресенского, опубликованная в Физико-географическом атласе мира (1964г.).

Имеются карты стока для всего земного шара. Такая карта была впервые опубликована в 1945 г. в СССР М. И. Львовичем и за рубежом немецким гидрологом В. Вундтом (1952 г.).

Карты стока дают отчетливое представление об особенностях распределения стока на той или иной территории. В этом прежде всего их географическое значение. Карты стока позволяют определить приближенную величину стока, а следовательно, и среднего многолетнего расхода любой реки, для которой отсутствуют данные непосредственных измерений.

Распределение среднего многолетнего стока на территории СССР

Характерной особенностью в распределении среднего многолетнего стока на территории СССР является широтная зональность его, наиболее отчетливо выраженная в равнинных частях страны, и тенденция к уменьшению стока в направлении с запада на восток под влиянием континентальности климата.

В равнинных частях нашей страны норма стока, как правило, уменьшается с севера на юг. Вместе с тем в пределах Русской равнины располагается широкая полоса повышенного стока (больше 300 мм), охватывающая бассейны рек Выга, Кеми, Онеги, Северной Двины, Печоры и др. К югу и северу от этой полосы сток уменьшается. Наименьших значений норма стока достигает в Причерноморской и особенно в Прикаспийской низменности, 20-10 мм и менее. На территории Западно-Сибирской равнины максимум стока наблюдается на широте 64-66° и составляет 250 мм (бассейн р. Пур). На побережье Карского моря сток меньше, около 200 мм, к югу уменьшается и в зоне степей равен около 10 мм.

Другой характерной чертой, помимо зональности, в распределении стока на территории СССР является отчетливо выраженное влияние рельефа. Даже относительно небольшие нарушения спокойного равнинного рельефа Русской равнины вызывают увеличение стока, что хорошо прослеживается в районах Валдайской, Приволжской и Среднерусской возвышенностей, Донецкого кряжа. Уральский хребет представляет собой обособленную интрозональную область стока с более высокими значениями стока на западных склонах по сравнению с восточными. В бассейне р. Шугор отмечен максимум нормы стока для европейской части СССР — около 800 мм.

Окраинные горные системы Крыма, Кавказа, Средней Азии, Алтая, Саян характеризуются сложным распределением стока, в общем соответствующим распределению осадков. Склоны гор и возвышенностей, обращенные навстречу влагоносным воздушным циркуляциям и обильно орошаемые осадками, отличаются повышенным стоком. На южных склонах Главного Кавказского хребта сток значительно больше, чем на северных. В бассейне р. Чхалта, в притоке Кодори, он достигает около 3000 мм в год. Во внутренних частях горных районов, защищенных высокими хребтами от приноса влаги, наблюдается резкое снижение нормы стока. Так, во внутренних областях Памира и Тянь-Шаня норма стока составляет всего лишь 60-70 мм в год. На Алтае, в засушливой Чуйской степи, норма стока снижается до 20 мм, в то время как в бассейне р. Томь она составляет около 1500 мм. Средний модуль стока для СССР в целом равен 6,2 л/(с*км 2 ), что соответствует слою стока примерно 195 мм.

Колебания годового стока рек и его распределение в году

Колебания годового стока рек происходят под влиянием метеорологических факторов. Характер этого влияния меняется в зависимости от ландшафтных условий. Колебания годового стока рек можно охарактеризовать либо изменчивостью его в отдельные годы, либо путем анализа колебаний в хронологической последовательности.

Для характеристики изменчивости годового стока в практике гидрологических расчетов широко применяются методы математической статистики, в частности кривые распределения и обеспеченности. Кривые обеспеченности позволяют определить величину стока различной заданной обеспеченности (P%) или повторяемости (в среднем 1 раз в N лет) без указания срока наступления расчетных величин. По материалам наблюдений строятся эмпирические кривые обеспеченности (рис. 99). Эмпирическая обеспеченность расходов (Р%) определяется по формуле

Параметры определяются по материалам наблюдений. Коэффициент вариации годового стока характеризует степень изменчивости годовых величин стока относительно его нормы. Он вычисляется по формуле


Рис. 99. Кривая обеспеченности средних годовых расходов воды р. Томи у г. Новокузнецка за 1894-1957 гг.

Для точного вычисления Сs необходимы ряды с очень большим числом членов, поэтому на практике часто принимается эмпирическое соотношение Cs =2Cv. Коэффициент асимметрии характеризует несимметричность ряда величин стока относительно его среднего.

Источник

Adblock
detector