Источники водного питания болот. Движение воды на болотных массивах

В водном балансе низинных и переходных болот большое значение имеет поступление грунтовой воды, а также воды поверхностных водотоков в период их разливов. Питанию атмосферными осадками принадлежит меньшая роль.

Наоборот, верховые болота получают питание, в основном, за счет атмосферных осадков. Приток грунтовой воды в этом случае определяет нижнюю границу устойчивого положения отметки залегания подземных вод. Соотношение различных видов питания существенно зависит от высотного положения болота по отношению к рельефу местности и от гидрогеологических условий заболоченной местности.

Движение воды в торфяной залежи осуществляется путем фильтрации по вертикали и в сторону уклона над более трудно проницаемыми прослойками торфа, а также в виде водоносных жил и даже внутризалежных потоков.

Вся толща от поверхности болота до среднего положения низших уровней грунтовых вод на болоте называется деятельным, или активным, слоем болота: нижерасположенные горизонты образуют инертный слой.

Движение воды по болотному массиву осуществляется в следующих формах:

а) фильтрацией в толще мохового покрова, причем главным образом в верхних его слоях;

б) сплошным потоком по всей площади микроландшафта при ровной поверхности болот;

в) несплошным, расчлененным потоком при крупнокочковатом микрорельефе, когда кочки не соединяются между собой, а отделены друг от друга глубокими понижениями, по которым поверхностный поток обтекает их;

г) в виде болотных ручьев и речек.

Деятельный, или активный, горизонт болота характеризуется:

1) интенсивным влагообменом с атмосферой и окружающими болото территориями;

2) частыми колебаниями в его пределах уровней грунтовых (болотных) вод и переменным содержанием влаги;

3) высокой водопроводимостью и водоотдачей, быстрым изменением (уменьшением) их по глубине;

4) периодическим доступом воздуха в поры, освобождающиеся от воды при понижениях уровня грунтовых вод;

5) большим количеством аэробных бактерий и микроорганизмов, способствующих быстрому разложению ежегодно отмирающей части растительного покрова и превращению ее в торф;

6) наличием живого растительного покрова, составляющего верхний слой деятельного горизонта.

Инертный горизонт отличается следующими свойствами:

1) постоянным или мало меняющимся во времени содержанием воды;

2) очень медленным влагообменом с подстилающими торфяную залежь минеральными породами и окружающими болото территориями;

3) очень малой водопроводимостью по сравнению с деятельным горизонтом (разница на три-пять порядков);

4) отсутствием доступа кислорода из воздуха в поры грунта;

5) отсутствием аэробных микроорганизмов и уменьшенным общим количеством микроорганизмов по сравнению с деятельным горизонтом.

Глубина деятельного горизонта принимается равной глубине среднего многолетнего минимального уровня болотных грунтовых вод от поверхности болота. Она колеблется от 40 см в некоторых типах мохово-травяных микроландшафтов до 70 см в сосново-кустарничковых и до 80-95 см в лесных низинных (ельники, осоковые, сосняки осоково-гипновые).

За поверхность болота обычно принята поверхность повышенных элементов микрорельефа (кочек, гряд).

Толщина инертного горизонта не имеет каких-либо характерных значений и не связана непосредственно с типом современных растительных ассоциаций. Она может изменяться от нулевых значений у границ болотного массива с минеральными грунтами до максимальных известных нам глубин торфяных отложений в болотах, то есть до 18-20 м. Поэтому распределение толщины инертного горизонта в целом соответствует распределению общих глубин органогенных накоплений в пределах границ болотного массива (то есть в пределах границ макроландшафта или мезоландшафта) и может определяться по стратиграфическим разрезам и профилям очертания поверхности и дна болотных массивов как разность между общей глубиной торфяной залежи и толщиной деятельного горизонта соответствующего микроландшафта.

Большая часть влаги с водораздельных болотных массивов стекает не русловым потоком, а путем фильтрации в деятельном слое. При котловинном залегании выпуклого болотного массива фильтрационные токи будут направлены от зоны наибольшей высоты к границам массива: сюда же будут стекать воды со склонов котловины, окружающих массив. Вода, скапливающаяся в этом случае на границах массива с суходолами, образует топи и ручьи, по которым она стекает во внешние водоприемники.

Сток с низинных болот формируется за счет грунтовых и поверхностных вод, поступающих на поверхность болота при разливах рек и в меньшей мере за счет атмосферных осадков.

Возникновение стока с болот от дождей зависит от слоя осадков за дождь и высоты стояния уровня грунтовых вод.

Когда уровень грунтовых вод находится в пределах деятельного слоя, каждый подъем уровней от выпадающих осадков сопровождается резким повышением расходов в вытекающих из болота водотоках.

Испарение с болотных массивов определяется количеством тепла, поступающего к испаряющей поверхности, и количеством влаги, подводимой к испаряющей поверхности из толщи болотного массива и выпадающей в виде атмосферных осадков.

В зависимости от изменения положения уровня грунтовой воды в болоте можно выделить три стадии в процессе испарения.

Первая стадия относится к условиям полного насыщения болотного грунта водой. В этом случае испарение целиком определяется метеорологическими факторами.

При снижении уровня грунтовой воды, когда уже не все, а только часть более мелких пор сможет подавать воду к поверхности, наступит вторая стадия испарения.

При снижении уровня ниже зоны капиллярного поднятия наступит третья стадия испарения. В этой стадии капиллярный поток к поверхности отсутствует и болотная почва начинает просыхать на некоторую глубину.

ЛЕДНИКИ

1. Условия возникновения и существования ледников

Снеговая линия.

С увеличением высоты местности температура воздуха постепенно падает и на некоторой высоте, различной

для каждого географического района, осадки уже выпадают только

в виде снега. Выпадающий снег, скапливаясь в течение длительного

периода, постепенно превращается в ледяные зерна, которые

затем образуют сплошной ледниковый лед. Граница, выше

которой снег не стаивает полностью даже летом из-за недостатка

тепла, называется климатической снеговой линией.

В зависимости от климатических условий района и преимущественно

от температуры и количества выпадающих осадков

высота снеговой линии изменяется в достаточно широких пределах.

Так, например, на Шпицбергене снеговая линия проходит на

высоте около 460 м над уровнем моря, на вулкане Поучата в Южной

Америке она лежит на высоте 6120 м, в Гималаях ее высота

колеблется от 4900 до 6000 м, в Экваториальной Африке (Килиманджаро)

– на 5200 м, на Кавказе 2700-3800 м.

Положение снеговой линии зависит не только от средних многолетних

метеорологических или климатических характеристик,

но и от сезонных колебаний метеорологических условий и орографии

местности. Поэтому различают еще две разновидности

снеговой линии: сезонную и орографическую. Например, в результате

сезонных колебаний температуры воздуха снеговая граница

на Кавказе может опускаться даже до высоты 550-600 м.

Роль орографических условий в развитии процессов оледенения

не так велика, как роль климатических факторов, но в отдельных

случаях они являются весьма существенными. Так, на Северном

Урале вследствие небольших высот ни одна из вершин не имеет

постоянных снегов, но в глубоких и сильно затененных понижениях

между горами встречаются небольшие ледники, залегающие на

сравнительно небольших высотах (от 600 да 1200 м).

Существенное влияние на положение снеговой линии оказывает

экспозиция склонов гор, то есть ориентировка их относительно

стран света, и степень увлажненности района. Как правило, в северном

полушарии на северных склонах хребтов снеговая линия

ниже, чем на южных. Разница в высоте в зависимости от местных

условий может составлять несколько сотен (300-800) метров. В более

влажных районах снеговая линия при прочих равных условиях

располагается ниже, чем в местах с менее обильными осадками.

Поэтому снеговая линия на окраинах горных массивов часто лежит

ниже, чем во внутренних частях горных областей. Так, например,

на внешних горных хребтах советской Средней Азии (Гиссарском,

Туркестанском, Заалайском, Джунгарском и др.) высота снеговой

линии 3000-3600 м. Вглубь горных областей высота эта увеличивается,

достигая на Центральном и Южном Памире 5000-5500 м.

Условия и процесс возникновения ледников. Ледник – это масса

льда с постоянным закономерным движением, расположенная,

главным образом, на суше, существующая длительное время, обладающая

определенной формой и значительными размерами и

образованная в результате скопления и перекристаллизации различных

твердых атмосферных осадков.

Главным источником питания ледников являются твердые

атмосферные осадки, скапливающиеся на дне и склонах котловин,

в которых начинается ледник. Процесс накопления твердых

осадков, очевидно, может осуществляться только в том случае,

когда количество тепла, поступающее в том или ином районе на

земную поверхность, оказывается недостаточным, чтобы выпадающий

снег мог полностью растаять.

Таким образом, можно сказать, что существованию ледников

должен благоприятствовать сырой климат с отрицательными температурами.

Обильная влажность воздуха – основной источник атмосферных осадков. Отрицательная температура необходима для того, чтобы осадки могли выпадать в твердом виде. При отрицательной средней температуре лета ежегодно создается некоторый запас нерастаявшего снега, накапливание которого со временем создает значительные его массы. Формирование запасов снега может происходить и при положительных средних температурах некоторого периода лета, но при условии, если этот теплый период является непродолжительным.

Фирн. Ледниковый лед, его свойства. Твердые атмосферные осадки, накапливаясь в отрицательных (вогнутых) формах рельефа, испытывают со временем значительные преобразования. Свежевыпавший снег под действием солнечного тепла оттаивает с поверхности, а ночью вновь замерзает, покрываясь тонкой ледяной корочкой – настом. Часть талой воды просачивается внутрь снежной массы и там отвердевает в виде крупинок, зерен и пленок, обволакивающих снежинки. По мере накопления снега его нижние пласты под давлением верхних делаются плотнее и переходят

в пузырчатую серо-белую массу, состоящую из подвергшихся

первоначальному переформированию под действием замерзания и

оттаивания снежинок и ледяных зерен и называемую фирном.

Периодическое выпадение снега обусловливает характерное слоистое

строение фирна, причем толщина слоев колеблется в довольно

широких пределах – от нескольких миллиметров до десятков сантиметров.

Фирн, имеющий плотность 0,3-0,5, все более уплотняясь

под давлением вышележащих слоев, переходит в белый фирновый

лед с плотностью 0,85, а затем в чистый, прозрачный, собственно

ледниковый лед голубого цвета плотностью 0,88-0,91.

Важное значение в процессе переформирования снега в лед и

в образовании ледников имеет свойство льда срастаться в одну

глыбу вследствие отвердевания жидкой пленки, заключенной

между отдельными кусками льда, приведенными в соприкосновение.

Указанное свойство называют режеляцией. Благодаря режеляции

происходит слияние двух ледниковых потоков в один,

фирновые зерна смерзаются в плотную ледяную массу, заплывают

трещины в ледниках и т. д.

Другим важным свойством льда является пластичность, то

есть способность его течь под влиянием непрерывно действующей

силы. Под влиянием тяжести и в силу присущей ему пластичности

лед, образовавшийся под покровом фирнового поля, начинает

стекать вниз по склону горы или дну долины. Выползая

из-под фирнового покрова, ледник опускается ниже снеговой линии.

Таким образом, ледник может быть разделен на две части:

верхнюю, где преобладает накопление снега и льда (фирновый

бассейн или бассейн питания), и нижнюю, где происходит стаивание

ледника (область стока, область абляции, язык ледника).

Ледниковый язык и фирновый бассейн отличаются и по внешнему

виду. Поверхность фирнового поля постоянно покрыта снегом,

лед здесь обнаруживается только на значительной глубине, а между

ним и снегом расположен переходный слой фирна и фирнового льда.

Ледниковый язык сложен изо льда, и на нем бывает лишь временная

и тонкая снежная пленка, которая летом очень быстро стаивает.

Таяние ледников. Ледник, опустившись ниже снеговой линии,

под влиянием притока тепла начинает таять. Основную роль в

процессе таяния играют климатические факторы. Таяние поверхности

ледника вызывается непосредственным нагреванием льда

солнечными лучами, нагреванием теплым воздухом, действием

дождей и теплом, излучаемым окружающими ледник склонами

гор. Вследствие резкого колебания температур в горах в течение

суток таяние ледников с поверхности особенно сильно выражено

в дневные часы. С наступлением ночи и холодных пасмурных

дней таяние резко уменьшается.

Приток тепла к леднику осуществляется не только с его поверхности,

но и со стороны дна ложа, вызывая таяние льда. Это подледниковое

таяние играет, конечно, меньшую роль и распространяется

только на ближайший ко дну слой ледника.

Сохранение ледникового языка ниже снеговой линии в течение

длительного времени при непрерывном таянии льда возможно

только в случае постоянного поступления новых масс

льда. Если это поступление равно таянию, то в положении крайней

линии ледника не замечается перемен. Если льда поступает

больше, чем может растаять и испариться, то размеры ледникового

языка увеличиваются, он делается длиннее и спускается

ниже по долине – ледник наступает. В противном случае, происходит

обратное: масса ледника уменьшается, язык становится

короче, как бы отодвигаясь вверх по долине, – ледник отступает.

Указанные колебания ледника вызываются изменением условий

таяния и поступления масс льда и могут совершаться как в течение

сезона, так и в более длительные периоды времени.

Сезонные колебания, связанные с изменением условий таяния

зимой и летом, обычно бывают незначительными и составляют

не больше одного-двух десятков метров. Зимой ледник в пределах

указанного расстояния может продвинуться по долине, а в

течение лета вновь отступает к обычной осенней границе.

Наступание и отступание ледника, происходящие в течение

длительного (многолетнего) периода, обусловливаются циклическими

колебаниями климата. Увеличение осадков в зоне питания

ледника и снижение температур воздуха в зоне таяния приведут

к систематическому росту ледника и его распространению

вниз по долине. Обратный процесс обусловит сокращение ледника

или даже полное его исчезновение.

15.2. Гидрологические особенности ледников

Типы ледников. Ледники в зависимости от климатических условий

и рельефа отличаются большим разнообразием. Наиболее

характерные их типы следующие: 1) ледники горных склонов, 2)

долинные ледники, 3) ледники горных вершин, 4) сложные ледниковые

комплексы.

Ледниковые районы России и СНГ. Основные области распространения

ледников сосредоточены в районе Новой Земли, Северной

Земли и Новосибирских островов, на Камчатке, на Кавказе,

в Средней Азии, на Алтае и в Саянах. Площадь современного

оледенения Новой Земли составляет свыше 22000 км2. В самой

северной ее части ледники доходят до уровня моря, а внутренняя

часть занята большим ледяным куполом, края которого местами

тоже спускаются прямо в море. Этот внутренний ледяной щит

почти не имеет снегового питания и существует только за счет

своих старых запасов, постепенно, но неуклонно сокращаясь.

Северная Земля, состоящая из четырех крупных островов и нескольких

мелких, занимает в общем около 37 000 км2. Ледниками

покрываются 42% всей площади архипелага, причем к югу процент

оледенения быстро убывает. Мощность ледниковых куполов

не более 200-250 м в их центральных частях.

На Новосибирских островах ледников нет, но четвертичные

отложения содержат огромные толщи погребенного «каменного»

льда, образующего иногда по берегам высокие обрывы.

На Камчатке по климатическим условиям для развития оледенения

наиболее подходит восточная его половина, богатая осадками,

выпадающими преимущественно зимой. Здесь и сосредоточены

почти все ледники. Однако число их и размер занимаемой

площади неизвестны. В основном небольшие ледники группируются

вокруг вулканических областей. Ледники отмечены на

Ключевской сопке, в верховьях рек Студеной, Сухой Ханичи и

Сопочной, на сопках Шаш, Плоской, Камень, Безымянной.

В пределах Кавказского хребта основная масса ледников сосредоточена

на Большом Кавказе, где число их доходит до 1400 при общей

площади оледенения около 2000 км2. Подавляющее большинство

ледников (71% по количеству и 74% по площади) связано с северным

склоном. Для оледенения Кавказа характерно преобладание

долинных ледников. На Малом Кавказе ледники встречаются редко

вследствие недостаточной высоты хребтов и сухости климата.

В Средней Азии насчитывается не менее 1700 долинных ледников,

а ледников других типов (висячих, каровых и др.) – в 2-3 раза

больше. Площадь оледенения Средней Азии составляет примерно

11000 км2. Ледники больше всего развиты на северных склонах

хребтов. Типы ледников весьма разнообразны: наряду с висячими,

каровыми, а также простыми и сложными долинными ледниками

здесь имеются грандиозные ледники с большой сетью разветвлений

в верховьях (Иныльчек, Федченко, Зеравшанский, Резниченко), ледники

туркестанского типа, асимметричные, висячих долин, плоских

вершин и т. д. Из трех самых больших в мире долинных ледников

умеренных широт один находится на Памире (Федченко, длиной

77 км) и один – в группе Хан-Тенгри (Иныльчек, 65 км).

Общая площадь оледенения Алтая в пределах России равна

600 км2 при общем числе ледников 754. Наиболее крупным центром

оледенения в этом районе является Катунский хребет, а в его

пределах – массив горы Белухи. Оледенение Алтая в основном представлено

типом каровых ледников, небольших по размерам, но преобладающих

количественно. Долинные ледники развиты меньше.

В Саянском хребте, являющемся продолжением Алтая на восток,

распространены главным образом небольшие леднички с общей

площадью 2-3 км2.

Особенности режима рек с ледниковым питанием. Ледники

имеют различную форму и свой особый режим. В них происходит

накопление и убыль льда, они по-разному двигаются, изменяют

форму поверхности земли, оказывают влияние на климат и

имеют очень большое значение в питании горных рек. Ледники

как аккумуляторы огромных запасов воды представляют особый

интерес для гидрологов, ибо без выяснения закономерностей,

связанных с процессами накопления и расходования этих запасов

воды, не может быть в нужной мере изучен режим и правильно

решены вопросы использования вод достаточно многочисленных

ледниковых рех.

Большие запасы воды, заключенные в ледниках, в сочетании

с высокогорными сезонными снегами обеспечивают длительное

половодье на горных реках, имеющих ледниковое питание.

С наступлением положительных температур воздуха начинается

таяние снега, выпавшего за зиму в долинах рек и на

сравнительно небольших высотах гор. Обычно наблюдающиеся

весной временные похолодания обусловливают задержки в таянии

снега, находящегося на разных высотах, в результате чего

весеннее половодье горных рек часто состоит из ряда подъемов

уровня. При дальнейшем повышении температуры воздуха к

таянию снега присоединяется таяние ледников в высокогорных

областях и постепенно весеннее половодье переходит в летнее.

Чем выше температура воздуха, тем больше сток рек, имеющих

ледниковое питание.

В то время как на равнинных реках, имеющих снеговое питание,

весеннее половодье проходит за один – полтора месяца, после

чего наступает маловодный период, на реках ледникового питания

высокая водность наблюдается в течение пяти-шести месяцев.

Кроме того, в отличие от равнинных рек, имеющих весеннее

половодье и характеризующихся в этот период очень резким

подъемом и спадом уровней, реки с ледниковым питанием имеют

значительно более плавный ход водности.

И наконец, колебания водности рек, имеющих ледниковое питание,

от года к году не столь велики, как колебания водности

большинства равнинных рек.

Дата добавления: 2014-01-07