Файл: Аполлов, Б. А. Курс гидрологических прогнозов учебник.pdf

талых вод с бассейна. Относительная роль теплового п механиче­ ского факторов во вскрытии реки зависит от ее водного режима. Но в отдельные годы решающее значение имеет аномальное разви­ тие процессов таяния снега и стока талых вод. Непосредственной причиной нарушения целости ледяного покрова и начала ледохода является возрастание влекущей силы потока в результате увели­ чения скорости течения.

Разрушение ледяного покрова при подъеме уровня воды начи­ нается с образования трещин н отделения льда от берегов. Л. Г. Шуляковский, рассматривая ледяной покров как плиту, ле­ жащую на упругом основании и скрепленную с берегами, и исполь­ зуя соответствующие уравнения из теории упругости, показал, что подъем уровня воды обязательно приводит к появлению продоль­ ных трещин, отделяющих ледяной покров от берегов. Поскольку модуль сдвига по плоскости смерзания льда с грунтом больше мо­ дуля сдвига самого льда, то эти трещины образуются на неболь­ шом расстоянии от берегов. Именно поэтому около последних ос­ таются узкие полосы льда, еще прочно скрепленного с грунтом.

Но при подъеме уровня воды образуются и другие трещины — поперечные и под разными углами к берегам. Это объясняется уже неодинаковой по площади прочностью и толщиной льда. О не­ равномерности толщины льда на участке реки говорилось в преды­ дущей главе.

При дальнейшем увеличении расхода воды продолжается подъем ледяного покрова и образуются более или менее широкие закраины. Продолжается под влиянием таяния и уменьшение проч­ ности II толщины льда. В этих процессах некоторую роль уже иг­ рает таяние и размывание ледяного покрова снизу под влиянием самого потока.

Если подъем воды достигает некоторого значения, зависящего от прочности и толщины льда, а также характера русла на данном участке реки, происходят подвижки льда. При них ледяной покров расчленяется на ледяные поля главным образом по уже имевшимся трещинам и местам наименьшей прочности льда. При возникнове­ нии достаточно большого сопротивления продвижение ледяных по­ лей, иногда сопровождающееся нагромождениями льда, прекраща­ ется. Но при дальнейшей прибыли воды и одновременном возраста­ нии влекущей силы потока, расширении закраин и ослаблении льда подвижки возобновляются. До начала ледохода может быть не­ сколько подвижек льда. При каждой подвижке ледяные поля сме­ щаются вниз по течению обычно на десятки и сотни метров. Во время ледохода, который, как правило, протекает весьма бурно, особенно на реках, текущих с юга на север, в частности на Север­ ной Двине, Печоре, Оби, Енисее и Лене, нередко образуются за­ торы льда. Мощный затор льда может вызвать быстрый и опас­ ный подъем уровня воды.

В нижнем течении некоторых больших рек, текущих на юг, на­ пример в низовьях Волги, Дона и Днепра, характер вскрытия совсем другой. Здесь ледяной покров теряет свою целость

367

в результате таяния и притом раньше, чем приходят талые воды с верхних частей бассейна, где в основном формируется половодье. Поэтому вскрытие этих рек происходит при незначительных подъе­ мах уровня и последние, естественно, уже не играют большой роли в разрушении ледяного покрова. Здесь главным фактором вскры­ тия является тепловой. Вскрываются такие участки рек спокойно, причем нередко первая же подвижка льда переходит в ледоход, протекающий также спокойно. Отметим, что в отдельные годы реки больших районов вскрываются без интенсивного ледохода, если половодье очень низкое и растянутое. Ледяной покров на ма­ лых реках в такие годы в основном тает на месте, и ледохода прак­ тически не бывает.

На вскрытие устьевых участков больших рек, впадающих в море, существенное влияние оказывает ветер. Этот вопрос будет частично рассмотрен в § 3 настоящей главы.

Отметим, что существенное, но косвенное влияние на вскрытие оказывают физико-географические факторы стока, так как с ними связан приток талых вод в речную сеть, а также интенсивность грунтового питания рек зимой. Так, вскрытие рек, бассейны кото­ рых почти сплошь покрыты лесом, сильно запаздывает по сравне­ нию с соседними реками, бассейны которых имеют незначительную лесистость.

как отмечалось, меняется его характер. II еще один пример влия­ ния физико-географических факторов. На реках с сильно заболо­ ченным бассейном и поймой толщина ледяного покрова к концу зимы обычно бывает на 10—25 см меньше, чем на соседних реках с незаболоченными бассейнами. Поэтому первые реки вскрыва­ ются обычно без бурного ледохода и раньше вторых. Из этих при­ меров следует также, что сроки вскрытия рек могут существенно изменяться по площади независимо от различий по территории по­ годных условий. Наблюдения за вскрытием рек это полностью под­ тверждают.

На тех участках горных рек, где, несмотря на быстрое течение, бывает устойчивый ледостав, разрушение ледяного покрова начи­ нается еще до наступления настоящего тепла н происходит посте­ пенно, а само вскрытие сопровождается небольшими подъемами уровня воды. Своеобразно протекает вскрытие больших рек Сред­ ней Азии ниже мест их выхода из гор на равнину. Например, на Амударье, если потепление бывает резким, ледяной покров разру­ шается почти одновременно на очень большом протяжении. Но так как при этом в низовье тепла бывает обычно меньше, то лед здесь остается еще достаточно прочным. Вследствие этого ледоход со­ провождается заторами, которые вызывают хотя и кратковремен­ ные, но иногда очень значительные подъемы уровня воды, и боль­ шим скоплением льда выше верхней кромки ледостава на нижнем участке реки. Когда же потепление развивается медленно, то Аму-

368

дарья вскрывается постепенно, причем значительную роль в раз­ рушении ледяного покрова уже играет поступление относительно теплых водных масс с верхних, обычно незамерзающих, горных участков реки.

К характеристикам прочности пресноводного льда, наиболее интересным с точки зрения анализа вскрытия рек, относятся разру­ шающие напряжения на изгиб и растяжение (сжатие), модуль упругости II коэффициент поперечной деформации (коэффициент Пуассона). Числовые значения всех этих характеристик зависят от вида льда (кристаллический, снежный и шуговой лед), а для данного вида льда — от его структуры и температуры. Естественно, что эти значения сильно изменяются п по мере таяния льда. На­ пример, модуль упругости тающего льда в несколько раз меньше модуля упругости льда при температуре —10, —15° С. Коротко рассмотрим изменения, происходящие в тающем льду н приводя­ щие к сильному уменьшению его прочности.

Таяние ледяного покрова с поверхности на прочность основной массы льда непосредственно не влияет. Эта прочность, после того как лед принял температуру 0° С, изменяется почти исключительно вследствие поглощения льдом прямой п рассеянной солнечной ра­ диации II вызываемого этим таяния льда. Важно, что последнее начинается главным образом на ребрах кристаллов, а распростра­ нение таяния идет от краев граней к их центрам. Кристаллы как бы оплавляются и на них появляется водная пленка. Это быстро приводит к нарушению связей между кристаллами и как следст­ вие к резкому падению прочности льда. При дальнейшем таянии льда под воздействием радиации уменьшение прочности замедля­ ется и становится приблизительно пропорциональным увеличению пористости льда. Отметим, что при поглощении льдом 20 кал/см3 (за счет радиации) величина разрушающего напряжения на из­ гиб для кристаллического льда понижается почти в десять раз по сравнению с этим напряжением для льда, имеющего температуру 0° С, но не подвергающегося после этого воздействию солнечной радиации. Полная потеря льдом прочности, т. е. распад его на от­ дельные кристаллы, происходит тогда, когда водные пленки дости­ гают толщины, при которой связи лед—вода—лед уже утрачива­ ются. Согласно данным измерений, плотность кристаллического льда в это время составляет в среднем 0,38 г/см3. Эта величина говорит о том, что к данному моменту кристаллический лед по­ глощает тепла около 45 кал/см3.

В предвесенний период рассмотренный процесс таяния льда под воздействием радиации может происходить и при отрицательной температуре воздуха.

Степень воздействия солнечной радиации на ледяной покров сильно зависит от его радиационных свойств — способности отра­ жать и поглощать проникшую внутрь радиацию. К сожалению, эти свойства льда изучены пока недостаточно. Отметим, что альбедо кристаллического льда равно в среднем 0,25—0,35. Для сравнения напомним, что альбедо тающего снега около 0,50. В качестве

характеристики поглощения радиации кристаллическим льдом при­ ведем такие значения: при толщине 10—15 см он поглощает 20— 30% поступившей на его поверхность радиации, а при толщине 35—40 см — уже 40—45%. Снежный н шуговой лед задерживает радиации больше. Прямая радиация поглощается сильнее, чем рас­ сеянная.

Наличие снежного покрова на льду, конечно, сильно уменьшает проникновение в лед солнечной радиации.

Толщина ледяного покрова уменьшается сверху, когда тепло поступает к его поверхности. Это поступление — результирующая на поверхности тепловых потоков обмена теплом с воздухом GT, конденсации или испарения Gn и эффективного излучения R3. Но в расчете уменьшения толщины льда сверху должно учитываться и рассмотренное нами внутреннее таяние льда под воздействием проникшей в него солнечной радиации. Ясно, чем больше уже растаяло льда в его толще, тем меньше будет требоваться тепла в дальнейшем для станвания с поверхности слоя заданной тол­ щины. Заметим, что интенсивность поглощения льдом радиации сильно убывает с глубиной, т. е. в верхних слоях внутреннее тая­ ние льда всегда бывает значительно больше, чем в нижних.

Из сказанного следует, что расчет таяния ледяного покрова с поверхности целесообразно производить, разбив всю его толщу на достаточно тонкие слои Д/г, по которым одновременно вычисля­ ется внутреннее таяние льда под воздействием солнечной радиа­ ции. Можно принимать, что каждый слой исчезает в результате таяния сверху сразу, как только поступит столько тепла, сколько надо для его стаивання, т. е. количество тепла А/грДл, где р и Ь л — плотность и скрытая теплота плавления льда. Если возьмем слон

щения льдом радиации имеются, и точность их достаточно высо­ кая (здесь эти формулы не приводятся).

Расчет составляющих теплового баланса поверхности ледяного покрова Gr, Gв и R3 аналогичен их расчету для поверхности снеж­ ного покрова (см. гл. IX). Обычно различия касаются лишь чис­ ловых значений некоторых параметров — параметра шероховатости и др. Расчет ведется по средним суточным значениям метео­ рологических элементов. При наступлении весной временного похо­ лодания отрицательный знак суммы тепловых потоков GT, GB и R 3 означает, что лед не получает, а отдает тепло в атмосферу и что, следовательно, налицо условия для замерзания воды, появившейся перед этим в порах льда.

Для определения общего уменьшения толщины ледяного по­ крова к моменту вскрытия необходимо рассчитать также стаивание льда снизу.

К нижней поверхности льда тепло поступает от воды, запас тепла которой в общем непрерывно пополняется за счет солнечной радиации, проникающей сквозь лед, а также в результате притока тепла с подземными водами, питающими реку, и от ложа. Для при­

370