Гидрографическая сеть Индокитая (современное состояние и перспективы использования стока)

Размещено на http://www.allbest.ru/

МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ

РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ

Федеральное государственное бюджетное образовательное учреждение высшего профессионального образования

«КУБАНСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ»

(ФГБОУ ВПО «КубГУ»)

Кафедра физической географии

Факультет географический, специальность 020401.65 - География

ДИПЛОМНАЯ РАБОТА

ГИДРОГРАФИЧЕСКАЯ СЕТЬ ИНДОКИТАЯ (СОВРЕМЕННОЕ СОСТОЯНИЕ И ПЕРСПЕКТИВЫ ИСПОЛЬЗОВАНИЯ СТОКА)

Работу выполнила О.В. Недядько

Научный руководитель, к.г.н., доцент З.П. Щеглова

Нормоконтроллер, к.г.н., доцент З.А. Бекух

Краснодар 2013

Содержание

Введение

1. Условия формирования гидрографической сети полуострова Индокитай

1.1 Геологическое строение и рельеф

1.2 Климатические условия

2. Характеристика гидрографической сети

2.1 Река Меконг

2.2 Река Иравади

2.3 Река Салуин

2.4 Река Хонгха

2.5 Озёра

2.6 Болота

3. Современное состояние и перспективы развития использования поверхностных вод Индокитая

Заключение

Список использованных источников

Введение

Общий объём гидросферы Земли составляет почти 1,4 млрд. км^2. Он практически неисчерпаем. Но люди используют прежде всего пресную воду, запасы которой значительно меньше (2,6% объёма гидросферы).

По мере роста потребления пресной воды во многих регионах планеты начинает осуществляться её нехватка. В результате загрязнения рек и озёр их воды становятся непригодными для использования человеком, что делает практически неисчерпаемые водные ресурсы исчерпаемыми.

Главный источник пресной воды - реки. Из всех речных вод планеты (47 тыс.км²⁾ реально можно использовать только половину. Воду озёр относят к статистическим запасам ввиду замедленного водообмена, хотя незначительная доля запасов (в среднем 1,5-2% их общего объёма, а в Байкале - 0,3%) возобновляется ежегодно.

Потребление пресной воды составляет около 5 тыс. км³ в год и постоянно растёт, а ресурсы речного стока являются неизменными. Это создаёт угрозу дефицита пресной воды. Главным потребителем пресной воды является сельское хозяйство, в котором велик её безвозвратный расход (около 89%). Так, на орошение приходится 69% потребления. Промышленность потребляет 21%; коммунальное хозяйство - 6%; водохранилища - 4%.

Для решения проблемы водообеспечения используются проекты экономного расхода воды, строительство водохранилищ, опреснения морской воды, перераспределения речного стока; разрабатываются проекты транспортировки айсбергов. Страны по-разному обеспечены водными ресурсами. Около трети территории суши занимает аридный пояс, в котором проживает 850 млн. человек.

Запасы пресной воды на Земле распределены крайне неравномерно. В экваториальном поясе и в северной части умеренного пояса она имеется в достатке и даже избытке, в то время как в субтропиках её остро не хватает, а в полярных широтах она сосредоточена в твёрдом состоянии.

Обеспеченность водными ресурсами рассчитывается как величина речного стока, приходящаяся на душу населения.

Доброкачественной водой пользуется лишь треть населения планеты, треть обеспечена ею недостаточно и ещё треть использует недоброкачественную питьевую воду, требующую дополнительной очистки.

Существуют разные пути решения водной проблемы:

· уменьшение водоёмкости производственных процессов и сокращение потерь воды в процессе производства;

· сооружение водохранилищ, регулирующих речной сток;

· территориальное перераспределение речного стока с помощью его переброски;

· опреснение морской воды и транспортировка айсбергов;

· прекращение сброса промышленных, сельскохозяйственных и коммунально-бытовых сточных вод во внутренние водоёмы и моря;

· сбор в подземных хранилищах дождевых и талых вод;

· подземные воды;

· использование замкнутого оборотного хозяйства.

Речной сток используется и для получения электроэнергии. Степень использования гидроэнергетического потенциала зависит от уровня развития страны.[11].

Рассматриваемый в данной работе регион выбран как перспекпективно развивающийся и занимающий всё больший вес в мировом сообществе. [ ].

Индокитай - плотно заселенный регион, хотя и неравномерно, считая от устья Меконга.

Вода в этом регионе играет огромную роль. Это и сельское хозяйство, и культурно-исторические особенности, включая традиции и обычаи; нельзя забывать о первостепенной роли воды в жизни каждого человека.[

Целью данной работы является изучение природных условий формирования речной сети, её современное развитие и перспективы использования стока.

Рисунок 1 - Физическая карта полуострова Индокитай [9]

1. Условия формирования гидрографической сети полуострова Индокитай

Полуостров Индокитай образует юго-восточную окраину материка Евразии и вытянутую между водными бассейнами Индийского и Тихого океанов. Его площадь около 2 млн.км^2. С запада омывается Бенгальским заливом и Андаманским морем Индийского океана, Малаккским проливом; на юге и востоке - относящимися к Тихому океану Южно-китайским морем и его заливами - Сиамским и Бакбо (Тонкинским). Отличается от других южных полуостровов Азии изрезанностью береговой линии, сложностью тектонической структуры и разнообразием рельефа. Северная граница полуострова проходит южнее тропика, условно проводится от дельты рек Ганг и Брахмапутра к дельте реки Хонга, а южная часть перешейка Кра сильно вытянутого полуострова Малакка почти доходит до экватора.

Гидрографическая сеть Индокитая представлена реками Иравади, Салуин, Меконг. Данные реки текут в тектонических впадинах, в других местах рельеф препятствует образованию больших рек. Прилегающие к Зондской платформе области сравнительно недавно испытали тектонические изменения, и зародившиеся в этих местах реки не только короткие, но и молодые. Рельеф самой платформы отличается значительно большей зрелость, но реки, текущие по ней, имеют также небольшое протяжение, поскольку над водой возвышается лишь ограниченная часть этой древней поверхности [2].

1.1 Геологическое строение и рельеф

Большая часть Индокитая занята палеозойскими и мезозойскими складчатыми системами и Индосинийским срединным массивом, который они опоясывают с запада и востока; меньшая западная часть относится к области кайнозойской складчатости. [1].



Рисунок 2 - Геологическая карта полуострова Индокитая [9]

Мезозой

- Мезозой нерасчлененный

- Юрская система

- Триасовая и юрская системы

-Триасовая система

Палеозой

- Палеозой нерасчлененный

- Ордовикская система

-Докембрий и палеозой

-Магматические интрузивный породы всех групп

Масштаб: 1:100 000 000 (в 1 см 1000 км

Центральная и Юго-восточная части полуострова занимает Индосинийский срединный массив, состоящий из ряда блоков, разделённых разломами. В восточном блоке обнаружены докембрийские образования фундамента. Большая часть массива перекрыта пологозалегающими палеозойскими и мезозойскими континентальными и морскими отложениями чехла. С запада (Мьянмо-Малайская зона) и северо-востока (Северо-Вьетнамская зона) Индосинийский массив обрамляют складчатые сооружения. [6].

Позднедокембрийские, палеозойские и триасовые породы Мьянмо-Малайской зоны характеризуются однообразным терригенно-карбонатным составом. Палеозойские и нижнемезозойские образования Северо-Вьетнамской зоны фациально разнообразны. В среднем карбоне здесь произошли интенсивные тектонические движения, сопровождающиеся гранитоидным магматизмом. Созданные этими движениями герцинские структуры обнажены по периферии Индосинайского массива. Несогласно на них залегают верхнепалеозойские и триасовые толщи морских и континентальных отложений. [ 7].

В конце триаса - начале юры геосинклинальное развитие завершилось поднятием и внедрением гранитов. С этого времени началось формирование юрских и меловых континентальных впадин.

В кайнозое произошли излияния эффузивов (главным образом базальтов) и образовались Меконгская, Менамская и Ханойская наложенные депрессии, заполненные аллювиальным слоем большой мощности.

К западу от системы палеозойских и раннемезозойских складок в Центральной и Западной Мьянме располагается зона кайнозойской складчатости. Она включает Иравадийский, Предараканский прогибы и разделяющий их антиклинорий Араканских гор. Прогибы заполнены слабодислоцированными кайнозойскими отложениями. Антиклинорий сложен перемятыми мезозойскими эффузивно-осадочными толщами, известны интрузии гипербазитов и диоритов.[13].

Индокитай, с точки зрения эндогенных и экзогенных процессов, принадлежит к числу наименее устойчивых областей на земном шаре. Эрозия и связанные с ней процессы протекают здесь быстрее, чем в умеренных широтах. Это лишь дополняет тектоническую неустойчивость, характерную для всей зоны, окаймляющей платформу. Сама же платформа из-за своей древности и относительной устойчивости так долго подвергалась интенсивному речному сносу и атмосферному выветриванию, что почти превратилась в пенеплен. [6].

Для рельефа полуострова характерно субмеридиональное простирание хребтов, между которыми на севере вклиниваются участки обширных нагорий, а на юге - аллювиальные низменные равнины.

На крайнем западе, в пределах Мьянмы, протягивается система гор Ракхайн (Араканские горы), которые продолжаются далее на Андаманских и Никобарских островах, а затем на островах Суматра и Ява. Горы Ракхайн состоят из параллельных хребтов, сложенных большей частью породами палеогена и достигающих более 3000м (вершина Виктория). С востока к ним прилегает низменность реки Иравади, пересечённая невысокими хребтами и грядами холмов. Самый высокий из них - хребет Пегу - достигает всего 800м высоты. Низменность в среднем течении Иравади представляет собой сравнительно неширокий коридор между системой Ракхайн и хребтом Пегу, к востоку от которого расположена аллювиальная равнина реки Салуин. В нижнем течении рек равнины Иравади и Салуина сливаются, заканчиваясь обширной дельтой. Вся эта низменная полоса густо заселена, и большая её часть занята обработанными землями.

Восточнее с севера на юг от Шанского нагорья до южной оконечности полуострова Малакка протягиваются горы центральной зоны Индокитая. Шанское нагорье и продолжающие его к югу хребты центральной горной системы сложены кристаллическими породами протерозоя и известняками нижнего палеозоя. В рельефе преобладают складчато-глыбовые нагорья с остатками пенепленизированных поверхностей в верхних частях, со сглаженными округлёнными очертаниями хребтов и отдельных вершин, но с глубоко врезанными молодыми тектоническими и эрозионными долинами.



Рисунок 3 - Тектоническая карта полуострова Индокитай [9]

-Области байкальской складчатости

-Области кайнозойской складчатости

-Срединные массивы

-Области каледонской складчатости

-Выступы кристаллического фундамента на поверхность (щиты)

-Участки распространения платформенного чехла (плиты) с относительно неглубоким залеганием фундамента

- Участки распространения платформенного чехла (плиты) с глубоким залеганием фундамента

-Позднемезозойский вулканический пояс

Масштаб: 1:100 000 000 (в 1 см 1000 км)

Шанское нагорье в восточной части образует труднодоступный горный район с высотами 2000-2500м. Глубоко врезанная долина реки Салуин отделяет от него менее высокую западную часть нагорья, сложенную преимущественно известняками с широким развитием карстовых процессов. К югу от нагорья тянутся параллельные цепи сильно расчленённых хребтов, достигающих 2000м и постепенно снижающихся на полуострове Малакка. В Шанском нагорье Центральная горная система Индокитая смыкается с восточной, которая тянется через весь полуостров, следуя направлению восточного побережья. [13].

В северной части Вьетнама возвышается сильно расчленённое высокое нагорье, сложенное разнообразными породами, претерпевшими неоднократное горообразование, пенепленизацию и наследующие разломы и поднятия. В этой части Индокитая, на границе с Китаем, поднимаются самые высокие горы полуострова - Фаншипан (3143м) и другие горы высотой около 3000м. Кристаллические массивы чередуются с известняковыми закарстованными нагорьями. Эту гористую местность прорезают долины реки Хонгха и её притоков. Равнина нижнего течения Хонгха и её обширная дельта - один из самых густо населённых районов не только в пределах Вьетнама, но и на всём Земном шаре; они образуют резкий контраст с труднодоступным и редко населённым нагорьем.

Нагорье продолжается в Лаосе, где его прорезает глубокая долина реки Меконг, а затем переходит в хребет Чыонгшон (Аннамские горы), уже нигде не достигающий таких высот, мощности и расчленённости рельефа, как Северное нагорье. Со стороны Южно-Китайского моря, у подножия Чыонгшона, протягивается полоса береговой низменности с малорасчленённым лагунным побережьем на севере. На юге горы ближе подходят к берегу, и прибрежная равнина распадается на отдельные участки, разделяемые гористыми выступами. В этой части удобные бухты прорезают берег, вдоль которого расположены острова.

Центральное нагорье и Восточная горная система Индокитая сближаясь на севере, в районе Шанского нагорья, на юге веерообразно расходятся, окаймляя древний массив Индокитая. На кристаллическом основании этого массива расположены низменные равнины, орошаемые рекой Меконг, и обширные песчаниковые плато с крутыми ступенчатыми краями. В пределах Таиланда низменность реки Чаупхрая (Менам) и заканчивающая её дельта - густонаселённый сельскохозяйственный район страны.

На юго-востоке Индокитая простирается низменная котловина, орошаемая Меконгом, на площади которой могут поместиться такие европейские страны, как Бельгия и Нидерланды. [ 7 ].

Между дельтами Чаупхрая и Меконга расположены средневысотные горы Кравань (Кардамоновы горы), представляющие собой выход на поверхность древних кристаллических пород. В восточной части Таиланда простирается обширное невысокое плато из мезозойских песчаников, горизонтально залегающих на кристаллическом основании. Крутые ступенчатые края этого плато нависают над равниной Чаупхрая, образуя резко выраженные в рельефе уступы. [ 13].

Большая часть полезных ископаемых полуострова связана с выходами складчатых структур различного возраста. Наиболее богата рудами различных металлов Центральная зона гор. В её пределах на территории Мьянмы, Малайзии и Юго-Западного Таиланда распространены месторождения оловянных и вольфрамовых руд. В этой же центральной полосе на Шанском нагорье имеются свинцово-цинковые руды. Вольфрамовые, оловянные, цинковые и серебряные руды добывают также в северо-восточном горном районе, на территории Вьетнама и Таиланда. Во многих районах полуострова (хребет Чыонгшон и др.) добывают россыпное и коренное золото. Горы Кравань (Кардамоновы горы) и хребты Северной Мьянмы богаты сапфирами и рубинами.

Крупные месторождения каменного угля сосредоточены в триасовых отложениях прибрежного района Вьетнама. В кайнозойских отложениях горных районов Мьянмы содержится нефть. [6].

Есть мнение, что на протяжении всей своей истории Зондская платформа была низменной или испытывала небольшое опускание. Одинаковая глубина морей платформы и наличие в них терригенных отложений, а также следы хорошо развитых речных долин на морском дне - всё это подтверждает, что здесь имело место повышение уровня моря. Это явление было связано с таянием материковых льдов в северных широтах в конце последнего ледникового периода.

Развитие рек Индокитая в четвертичный период находилось под влиянием периодического повышения и понижения уровня моря: понижение уровня моря означало понижение базиса эрозии всех рек Зондской платформы и сопровождалось их омоложением; последующее повышение уровня моря вызывало поднятие базиса эрозии, что приводило к ослаблению процесса врезания рек и к их одряхлению.

Современный уровень моря у экватора соответствует приблизительно тому уровню, до которого поднимался базис эрозии во время каждого межледникового периода.

Уровень моря во время древних периодов повышения не превышал 30м над современным уровнем моря, причём весьма вероятно, что отклонения были значительно меньше. Из-за этого трудно принять какую-либо гипотезу, предполагающую, что уровень моря на платформе на протяжении последнего миллиона лет превышал современный уровень моря более, чем на 30м.

Позднейшая история повышения уровня моря предполагает следующее:

1. Повышение базиса эрозии

2. Ослабление процесса врезания рек

3. Падение живой силы текучей воды и более интенсивное отложение наносов, что связано с уменьшением уклона тектонического профиля равновесия рек

4. Пологие профили прибрежных участков моря и последовательное увеличение прибрежных наносов

5. Укорачивание рек по мере того, как море, затапливая сушу, образует новые заливы

6. В связи с быстрым накоплением наносов в устьях профили рек в нижнем течении становятся необычайно пологими, в то время как профили рек в верхнем течении сохраняют значительную крутизну, возникшую ещё в тот период, когда уровень моря был ниже. Таким образом здесь образуются профили оседания вогнутой или плоской формы, в противоположность перегибам в склоне, ступенчатым или выпуклым профилям современных европейских рек

7. Появление островных гор, которые, подобно островам возвышаются над низко расположенными аллювиальными равнинами

В период оледенений работа рек заключалась во врезании русла в соответствии с более низким базисом эрозии, вверх по течению на разных уровнях, по-видимому, возникли обширные террасы; однако изучение террас на платформе чрезвычайно затруднено, поскольку формы поверхности изменены интенсивным выветриванием и покрыты густой растительностью.

На Зондской платформе отсутствуют риасовые берега, что объясняется обилием речных наносов и тем, что море затопило здесь сравнительно мягкую латеризированную поверхность, которая быстро выровнялась под водой. [13].

Ледниковая эпоха почти не проявилась в Индокитае. Поэтому нельзя объяснять особенности форм поверхности в этих областях влиянием оледенения, так как это полностью противоречит вышеприведённым фактам.

Перегруженность рек обломочным материалом, уменьшение запаса энергии текучих вод и мелководность морей платформы - все эти обстоятельства привели к тому, что быстрое накопление наносов в устьях рек и прибрежной полосе стало характерной чертой развития современного рельефа и водосточной сети Индокитая. Песчаные отмели быстро покрываются мангровыми зарослями и другой сходной растительностью. Растительность затрудняет сток воды и тем самым ускоряет накопление наносов.

В местах, где реки впадают в глубокие моря, продвижение берега всегда незначительно, так как для расширения суши здесь необходим более мощный слой отложений. Но дельта Иравади увеличивается в сторону моря ежегодно на 60м. Такое значительное расширение этой дельты, впадающей в глубокий бассейн, объясняется перегруженностью реки большим количеством обломочного материала, а также некоторыми особыми условиями, при которых речные наносы отлагаются в основном у внешнего края дельты, а не по всей поверхности.

Постоянное отложение наносов в низовьях рек приводит к некоторому повышению их русла. Это не долгий процесс; когда русло реки оказывается расположенным на несколько более высоком уровне, чем окружающая местность, река легко меняет своё течение. Во всех больших дельтах Индокитая видны следы неоднократных миграций отдельных рукавов. Заброшенные протоки и рукава, находящиеся на разных стадиях высыхания, есть в низовьях почти всех рек. Большинство дельт в разные времена года регулярно затапливаются. Благодаря мигрирующим рукавам и сезонному затоплению, речные наносы распределяются по всей территории дельты. Это приводит к постепенному повышению поверхности на значительном пространстве и затрудняет орошение внутренних и наиболее высоких частей холмов, поэтому эти валы окаймлены широкой полосой пресноводных маршей. Яркий пример - реки, пересекающие плоскогорье Корат в Таиланде.

Снос реками большого количества обломочного материала приводит к понижению поверхности почти на всей территории водосборного бассейна; но в нижней части бассейна местами наблюдается небольшое повышение поверхности, связанное с отложением наносов. В тропиках разрушение водосборного бассейна происходит значительно быстрее, чем в других широтах. [ 8].

1.2 Климатические условия

В отличие от Индостана Индокитай не отделяется от остальных частей материка широтными орографическими преградами. Все его горные сооружения вытянуты с севера на юг и не препятствуют вхождению в пределы полуострова континентальных воздушных масс с севера.

Рисунок 4-Климатическая карта полуострова Индокитай [10]

-Субтропический пояс

- Субэкваториальный пояс

-Экваториальный пояс

Масштаб: 1:100 000 000 (в 1 см 1000 км)

Проникающий зимой с континентальным муссоном воздух вызывает похолодание, которое сказывается вплоть до 15⁰ с.ш. Поэтому в северной части Индокитая средняя температура наиболее холодного месяца на высотах до 1000м не превышает 16⁰ С. В декабре и январе температура падает иногда до 4⁰ С. Во всех горных районах зимой она снижается до 1-2⁰ С. Но к югу от 15⁰ с.ш. влияние континентальных воздушных масс уже не ощущается и температура наиболее холодных месяцев достигает 21-23⁰ С. В Сингапуре средняя январская температура равна 26⁰ С. Средняя июльская температура на севере полуострова 28⁰ С, однако самый жаркий месяц не июль, а апрель, предшествующий началу экваториального муссона. В Янгоне средняя температура апреля 29⁰ С, на внутренних равнинах средняя температура наиболее жаркого месяца превышает 30⁰ С.[10].

На большую часть Индокитая основную массу влаги приносят юго-западные экваториальные муссоны. Они оставляют её главным образом на западном побережье, которое является самым влажным районом полуострова. Годовое количество осадков достигает 3000мм, и 80% их выпадает в летние месяцы. Во внутренних районах летний максимум сохраняется, но количество осадков резко уменьшается (до 1000мм). В Северном Индокитае муссон меняет своё направление на юго-восточное и, приходя со стороны Южно-Китайского моря, также приносит большое количество влаги летом. Осадки выпадают в виде сильнейших ливней, о которых говорят: « Небо падает на землю». Ливни часто сопровождаются тайфунами, приносящими большие разрушения. Тропические тайфуны, приходящие со стороны Южно-Китайского моря, проносятся над Индокитаем особенно часто с июля по сентябрь. [1].

На восточном побережье максимум осадков приходится на осень и зиму. Дожди приносят зимний муссон (пассат), получающий северо-восточное направление и насыщающийся влагой над морем. Доступ летнего муссона на восточное побережье закрыт горами, и летом там бывает сухо. Несмотря на это, большая часть восточного побережья получает от 1500 до 3000мм влаги в год.

Наименьшее количество осадков выпадает на внутренних низменностях и плато, береговые равнины везде орошаются очень обильно. На крайнем юге, на полуострове Малакка, режим осадков характеризуется двумя периодами максимумов во время осеннего и весеннего равноденствий. Это уже переход к экваториальному климату.

Влагосодержание в тропических воздушных массах так велико и восходящие токи так мощны и неизменны, что на некоторых метеорологических станциях отмечались случаи выпадения за день свыше 400мм осадков.

Сильное выпадение осадков приводит к мощному выветриванию. Бурные ливневые потоки вызывают усиленный поверхностный смыв на обработанных участках, приводящий к сносу почвы и развитию оползней на склонах холмов, так что реки выносят большое количество обломочного материала.

В областях с чередованием сухого и дождливого сезонов в период засухи почва растрескивается и её верхний слой становится рыхлым. Поэтому большие области Мьянмы и Таиланда подвержены исключительно мощному поверхностному смыву. Из-за большого количества переносимого ими обломочного материала реки Индокитая быстро увеличивают свои дельты и заполняют наносами эстуарии.

Осадки, выпадая в виде интенсивных ливней, крайне неравномерно распределяются по временам года, из-за чего многие реки в засушливый сезон почти пересыхают, а с началом сезона дождей за несколько часов могут выйти из берегов. По течению многих рек встречаются обширные отмели, а при выходе рек с гор на равнину и даже в месте впадения притоков образуются большие аллювиальные конусы выноса.

Густые леса задерживают размыв поверхности ливневыми осадками, причём корни деревьев и подлесок подобно губке впитывают воду и частично задерживают смыв.[7].

2. Характеристика гидрографической сети

Все крупные реки полуострова берут начало в горах Гималайско-Тибетской системы (см.рис.1), пересекают горные хребты и плоскогорья Индокитая, но их нижние течения проходят по обширным низменным равнинам среди собственных отложений. Аллювиальные равнины и дельты рек Индокитая - это крупнейшие районы скопления населения. В устьях и низовьях рек располагаются крупнейшие порты и города стран Индокитая. Столица Мьянмы - Янгон - расположена в 35км от моря, на одном из рукавов Иравади; в устье Салуина находится город Моламьяйн; в нижнем течении Чаупхрая - столица Тайланда Банкок. Значительная часть этого города стоит на насыпях и сваях, сооружённых на зыбкой, болотистой почве, часть населения живёт на реке в лодках - сампанах. На одном из рукавов Меконга расположен город Хошимин. В нижнем течении реки Хонгха (Красная река) находится столица Вьетнама - Ханой. Во время приливов в устьевых частях рек уровень воды резко повышается, и благодаря этому вверх по течению на десятки километров могут заходить крупные океанские суда.[24].

По режиму тропические реки сильно отличаются от рек умеренных широт. Из-за большого количества осадков количество воды, поступающее в водосборный бассейн и выносимое в море, в тропиках в несколько раз больше, чем в умеренных широтах. По сравнению с более северными областями, осадки в тропиках выпадают очень интенсивно.

Все реки Индокитая имеют муссонный режим. Они обладают огромными гидроэнергетическими ресурсами, которые практически не освоены. Навигации мешают пороги, водопады в горных районах и обмеление русел на равнинах в сухой сезон. Намного меньше, чем, скажем, на Индостане, используются воды рек для орошения, которое производится преимущественно дождевыми водами. [ 25 ].

2.1 Река Меконг

Самая крупная река Индокитая - Меконг. Его длина - 4500 км, площадь бассейна - 810 тыс.км^2,то есть почти равна площади бассейна Дуная, а средний многолетний расход - 14 тыс.м³ /с, почти вдвое превышает расход Дуная. Площадь дельты - 70 тыс.км^2. Среднегодовой сток - 475 км^3. Сезон дождей - с мая по октябрь, сухой сезон - с ноября по апрель. На Меконге выпадает до 2000мм осадков в год.

Меконг, протекающий по территории шести стран (Китай, Лаос, Камбоджа, Вьетнам, Мьянма и Таиланд), берёт своё начало в ледниках Тибетского горного хребта Тангла, на высоте примерно 6500 м. Меконг пересекает Юньнаньское нагорье, отроги массива Чыонгшон, плато Корат и Боловен, Камбоджийскую равнину и двумя основными рукавами впадает в Южно-Китайское море. Выход реки из горных ущелий на равнину образует каскад водопадов и порогов, которые получили название Кон. Дельта Меконга в Южно-Китайское море сильно пересечена и заболочена. Питают реку муссонные дожди, а в верховьях ледники и снега Тибета. [ 27].

Бассейн Меконга можно условно разделить на три части: верхнюю, среднюю и нижнюю. Граница между Китаем и Лаосом разделяет верхнюю и среднюю части бассейна. К средней части относится территория Лаоса, Мьянмы и Тайланда, к нижней - территории Камбоджи и Вьетнама. Иногда Меконг делят на две части - Верхний Меконг в пределах Китая и Нижний Меконг (от границы Китая с Лаосом до океана). Такое деление реки, видимо, связано с тем, что участок Меконга в пределах Лаоса, Камбоджи и Вьетнама с 1950-х гг. ООН отнесла к ведению Комитета по Меконгу. [ 20].



Рисунок 5 - Карта-схема бассейна реки Меконг:

Города: 1 - Луангпхабанг, 2 - Вьентьян, 3 - Саваннакхет, 4 - Паксе (Лаос), 5 - Кратьэх, 6 - Пномпень (Камбоджа), 7 - Хошимин (Вьетнам), 8 - оз. Тонлесап, 9 - дельта реки. Штриховая линия - граница бассейна. [20]

На территории Китая Меконг течёт с севера на юго-восток. В Лаосе река сначала течёт на юг, затем изменяет направление на восточное. В районе г. Луангпхабанг Меконг снова поворачивает на юг, а на границе с Таиландом - на восток. В пределах Камбоджи и Вьетнама река течёт в южном и юго-восточном направлении. При впадении в Южно-Китайское море река образует дельту - одну из крупнейших в мире.

Слева в Меконг в пределах Лаоса впадают притоки У, Нгым, Паксе, в пределах Камбоджи - Кхон. Справа в Меконг с территории Мьянмы впадает река Намлай, а с территории Тайланда - река Мун, в Камбодже - проток Тонлесап, вытекающий из одноименного озера. Всего у Меконга 15 притоков, имеющих площадь водосбора более 10 тыс.км^2. Самым крупным притоком является Мун, его длина - 700км.

Бассейн Меконга находится в пределах субтропического и тропического климатических поясов. Для них характерен положительный годовой радиационный баланс, отсутствие выраженных термических сезонов года. Сезонность проявляется только в режиме выпадения осадков.

В высокогорном климате в верховьях Меконга количество осадков менее 250мм в год, среднемноголетняя температура января ниже -16⁰ С, температура июля выше +16⁰ С. В среднем и нижнем течении Меконга сезонные колебания температуры воздуха составляют не более 10⁰ С, температура в июле выше 24⁰ С. Бассейн Меконга находится в регионе с пассатно-муссонной атмосферной циркуляцией. Во время зимнего муссона преобладающий ветер северо-восточный, летом - юго-западный.[22].

В высоких горных районах хорошо выражена высотная поясность, преобладают редколесные степные ландшафты, ниже находятся темнохвойные и широколиственные горные субтропические леса. Южнее располагается зона субтропических вечнозелёных лесов и кустарников, а ближе к устью - влажные вечнозелёные тропические леса, переменно-влажные тропические леса, тропические саванны. В дельте находится зона мангровых лесов. Большая часть равнинного полуострова Камау в дельте и вся южная береговая линия от оконечности полуострова до мыса Сан Джекус занята обширными мангровыми болотами.

Гидрологический режим Меконга характеризуется чередованием дождливого и сухого сезонов, вследствие того, что из-за муссонной циркуляции имеет преимущественно дождевое питание; осадки летнего муссона приводят к формированию половодья, а в сухой сезон сток реки резко уменьшается.

Во время летнего юго-западного муссона в низовьях Меконга и в его дельте происходят наводнения. Уровень воды на гидрологическом посту Кратьэх может к сентябрю повыситься на 11м, на гидрологическом посту Пномпень - на 15м. Уровни воды в низовьях реки начинают снижаться в ноябре. В апреле обычно наблюдаются самые низкие уровни воды.

Для бассейна Меконга при его площади 810 тыс. км² средние составляющие годового водного баланса равны: осадки - 1570мм (1270км³⁾, сток - 630мм (510км³⁾, на долю испарения приходится 940мм (760км³⁾, коэффициент стока равен 0,40. Составляющие годового водного баланса бассейна реки несколько иные (согласно Тиену): осадки - 1600мм, испарение - 990мм, слой стока - 620мм. В этом случае коэффициент стока составит 0,39, а величина годового стока - 502 км³/год при площади бассейна 810 тыс.км^2. [17].

Сток воды Меконга в устье составляет от 325 до 510 км³ /год. Наиболее полные сведения о стоке воды Меконга в его низовьях (гидрологический пост Кратьэх) приведены для 85-летнего периода ученным Кы. Согласно этим данным (табл.1) среднемноголетний расход воды реки на гидрологическом посту Кратьэх составляет 14 000м³ /с (442км³ /год).

Внутригодовое распределение стока Меконга крайне неравномерно и отражает муссонный характер режима реки. На период половодья (июль-ноябрь) приходится 74,3% годового стока, на меженный период (декабрь-июнь) - 25,7%. Самые многоводные месяцы - сентябрь (18,5%) и октябрь (17,8% годового стока), самые маловодные - март (1,8%) и апрель (1,6% годового стока). Водность самого многоводного месяца превышает водность самого маловодного в 11,6 раз[22].

Таблица 1 - Внутригодовое распределение стока воды Меконга по данным многолетних наблюдений на гидрологическом посту Кратьэх

Характеристика	1	2	3	4	5	6	7	8	9	10	11	12	7-11	12-6	Год
Q,м3 /с	7040	4190	3020	2680	3690	10400	17300	26000	31000	29900	20500	12100	24900	6160	13900
%	4,2	2,5	1,8	1,6	2,2	6,2	10,3	15,5	18,5	17,8	12,2	7,2	74,3	25,7	100

Таблица 2. - Максимальные (макс), средние (ср) и минимальные (мин) расходы воды, м³/с, р. Меконг на различных постах в годы различной водности (прочерк - отсутствие данных)

Характерные по водности годы	Характерные расходы воды в году	Гидрологические посты
		Кратьэх	Компонгчам	Пномпень
Многоводный 1961г.	Макс	49800	-	44200
	Ср	17300	-	16000
	Мин	1970	-	1930
Средний 1969г.	Макс	39400	40700	38000
	Ср	14000	13500	12900
	Мин	1550	1630	1630
Маловодный 1968г.	Макс	38500	39500	37400
	Ср	11400	11500	10300
	Мин	1770	1770	1660

Таблица 3 - Температура воздуха Т_возд и температура воды Т_вод С^0, в прибрежной зоне Южно-Китайского моря вблизи морского края дельты по Атласу океанов. Тихий океан.

Характеристика	1	2	3	4	5	6	7	8	9	10	11	12	Год
Твозд	25	26	26	26	28	28	28	28	28	27	26	26	26,8
Твод	25	25	26	27	29	29	29	29	29	28	26	26	27,6
Твод - Твозд	0	0	1	2	1	1	1	1	1	1	0	0	0,8

Таблица 4 - Поперечные размеры (ширина В и средняя глубина h) в устьевых створах рукавов-эстуариев в дельте Меконга при среднем уровне моря

Рукав-эстуарий	В, м	h,м
Тьеу	1100	6,5
Дай	2300	6,3
Хамлуонг	2800	6,1
Чьен	1600	6,9
Кугхау	2500	5,3
Диньань	3400	5,4

Таблица 5 - Средние величины колебаний уровня воды в устьевой области Меконга, м, по Кы

Вид колебаний уровней воды	Расстояние от морского края дельты, км
	0	20	40	60	80	100	150	200	250	300	350	400
Стоково-приливные	2,8	2,4	2,3	2,6	2,8	3,0	3,8	4,8	6,1	7,3	8,2	8,8
Приливные	2,8	2,3	1,8	1,5	1,2	1,0	0,	0,3	0,2	0,1	~0,1	0
Стоковые	~0,1	0,1	0,5	0,9	1,6	2,0	3,2	4,5	5,9	7,2	8,1	8,8

Устьевая область Меконга имеет приливное взморье, являющееся одновременно прибрежной шельфовой зоной окраинного Южно-Китайского моря Тихого океана. Устьевой шельф Меконга представляет собой широкую относительно мелководную платформу, сложенную речными и морскими наносами - смесью песка, ила, глины. Возможно, что часть этого шельфа - затопленная при голоценовой трансгрессии океана древняя дельтовая равнина Меконга, сформировавшаяся при низком стоянии уровня моря.

Климат в рассматриваемом районе тёплый, влажный, муссонный. Температура воздуха над прибрежной зоной моря в течении года изменяется мало: разница среднемесячных величин не более 3⁰ С при среднегодовом значении ~ 28⁰ С (табл.3).Самые тёплые месяцы - с мая по сентябрь, самые прохладные - с ноября по март. Годовая сумма осадков составляет не менее 1800 мм, наибольшее количество осадков приходится на летние месяцы.

С ноября по март над морем господствуют устойчивые северо-восточные ветры зимнего муссона. С мая по сентябрь наблюдаются юго-западные ветры летнего муссона. Ветры зимнего муссона более сильные (до 13-15 м/с), чем летнего.

Наиболее важные для региона устьевой области Меконга динамические процессы в прибрежной зоне Южно-Китайского моря - это колебания уровня воды. Изменения уровня моря можно подразделить на четыре вида: вековые и многолетние, связанные, в основном, с эвстатическим повышением уровня Мирового океана; сезонные, обусловленные изменениями стока рек и ветрового режима; периодические (приливные); непериодические (сгонно-нагонные). [18].

Голоценовая трансгрессия Мирового океана, когда его уровень поднялся не менее чем на 10 м, практически прекратилась почти 6000 лет назад. Этот значительный подъём уровня несомненно сильно сказался на возникновении и эволюции дельты Меконга. В последнее столетие наблюдался медленный рост уровня океана с интенсивностью 1-2мм/год. Однако во второй половине 20в.повышение уровня океана ускорилось, что связывают с глобальными изменениями климата. Если с 1961 по 2003гг повышение уровня океана составило в среднем 1,8мм/год, то за 1993-2003гг -уже 3,1мм/год. По наблюдениям на побережье Южно-Китайского моря в последние три десятилетия 20в.уровень повышался со скоростью 1-3мм/год. Сезонные колебания уровня моря вблизи устья Меконга невелики - не более 6 см.

Рисунок 6 - Схема развития дельты реки Меконг в последние 6000 тысяч лет. Береговые линии: 1 - 6000, 2 - 4000, 3 - 2000, 4 - 1000, 5 - 1965, 6 - 1986 гг.[19]

Более существенны приливные колебания уровня моря; велико и их влияние на режим устья Меконга. Согласно Атласу океанов непосредственно на устьевом взморье Меконга наблюдаются неправильные полусуточные приливы с величиной до 3,9м. По более новым данным на береговых станциях Вентау, Фуан и мыс Камау, расположенных вдоль морского края дельты Меконга, средние величины приливов составляют 2,3; 2,2 и 1,2м соответственно, а максимальные сизигийные - 3,8; 3,6 и 3,5м соответственно. Таким образом, величина приливов уменьшается вдоль морского края дельты Меконга с северо-востока на юго-запад. Самые высокие приливы наблюдаются на взморье Меконга в середине осени и весны. В Сиамском заливе приливы - суточные со средней величиной 1,1м. На станции Хатьен согласно Нгуен Ван Кы средние и максимальные величины приливов равны 0,5 и 1,6м.[ 18 ].

В режиме устьевого взморья Меконга и дельты реки большую роль играют сгонно-нагонные явления, часто связанные с прохождением тропических циклонов и ураганов, называемых здесь тайфунами. Часть тайфунов проникает в Южно-Китайское море из Тихого океана, но многие зарождаются в самом море - в основном в его центральной части восточнее полуострова Индокитай. Здесь ежегодно возникают 2-3 крупных тайфунов. Большинство траекторий движения таких тайфунов направлено от области их возникновения на северо-запад, север и северо-восток, но некоторые тайфуны движутся на юго-запад и обрушиваются на морской край дельты Меконга. Согласно Кы в период 1954-1982гг.в устье реки было отмечено 6 крупных тайфунов. Большая часть тайфунов приходится на период перестройки атмосферной циркуляции в конце летнего юго-западного муссона, т.е.на август-октябрь. Во время тайфунов атмосферное давление падает до 910-970 гПа, скорость ветра достигает 40-80м/с (144-288км/ч).

Интенсивность повышения уровня воды у берега во время действия тайфуна составляет в среднем 17,5 см/ч, максимум - 25-26 см/ч. Продолжительность периода действия каждого тайфуна - от 21 до 55ч (в среднем 33ч); среднее время роста - 18ч, падения уровня - 15ч. Уровень воды у берега во время тайфуна может подняться на 2- 2,5 м. Особенно опасны тайфуны, совпадающие по времени с сизигийными приливами.[19].

Сезонная смена муссонной атмосферной циркуляции определяет и сезонные изменения прибрежных течений. В зимние месяцы вдоль морского края дельты Меконга преобладают ветровые течения, направленные с северо-востока на юго-запад. В летнее время, наоборот, преобладают течения с юго-запада на северо-восток. Прибрежные течения зимой обычно более сильные, чем летом, что объясняется различиями в скоростях ветра. Скорости течения могут достигать 0,7-1 м/с, а при тайфунах - 2 м/с.[20].

Наиболее сильное волнение на взморье Меконга развивается в период северо-восточного муссона. Волновой поток вдоль берегов Вьетнама обычно направлен с севера на юг, а в районе морского края дельты Меконга - с северо-востока на юго-запад.[19 ].

Сезонные изменения температуры воды на устьевом взморье Меконга невелики (табл.3). Наиболее высокая среднемесячная температура воды (~29⁰ С) отмечается в летние месяцы с мая по сентябрь, наиболее низкая (~26⁰ С) - поздней осенью и зимой с ноября по февраль. Температура воды обычно на ~1⁰ С выше температуры воздуха.[21 ].

Солёность воды в прибрежной зоне моря в северо-восточной части взморья изменяется от 31в августе до 33%₀ в феврале. Это небольшое различие связано с опресняющим влиянием стока воды Меконга в летние месяцы. В юго-западной части взморья, где влияние речного стока меньше, солёность воды в течение всего года ~32%_0. Солёность вод в Сиамском заливе вблизи дельты Меконга обычно меньше солёности в море (30,5- 31,5%₀₎.[23].

По морфологическим признакам устьевая область Меконга относится к открытым дельтовым, имеющим в своём составе дельты выдвижения. Дельта Меконга начинается немного ниже г. Пномпень, находится на низменности Нимбо, отличается крайне малым уклоном поверхности, многорукавностью и большим влиянием океана. Западная часть побережья дельты длины длиной ~300км., восточная (б.400км) выходит к Южно-Китайскому морю. Эта особенность дельты важна тем, что для двух частей побережья дельты характерны разные величины приливов.[ 18 ].

Вершина дельты Меконга находится немного ниже г.Пномпень, расположенного в 350 км от моря. В вершине дельты реки Меконг делится на два основных рукава: левый, больший - Меконг (ниже по течению во Вьетнаме он получает название Тьен) и правый - Бассак (во Вьетнаме его называют Хау). Ниже по течению в районе г. Таудок оба рукава соединяются протоком Вамнао.

Правый из основных рукавов дельты - Хау - вблизи моря также делится на два рукава-эстуария (слева направо: Диньань и Транде).

Рисунок 7 - Карта-схема дельты реки Меконг

1 - р.Меконг; рукава дельты: 2 - Меконг (Тьен), 3 - Бассак (Хау), 4 - Вамнао (проток), 5 - Тьен, 6 - Хау, 7 - Митхо, 8 - Кочьен, 9 - Митхо, 10 - Хамлуонг; рукава-эстуарии: 11 - Тьеу, 12 - Дай, 13 - Балай, 14 - Хамлуонг, 15 - Чьен, 16 - Кунгхау, 17 - Диньань, 18 - Транде, 19 - проток Тонлесап; города и населённые пункты: 20 - Пномпень, 21 - Таньчау, 22 - Чаудок, 23 - Лонгсюен, 24 - Митхуан, 25 - Митхо, 26 - Хошимин, 27 - Вунгтау, 28 - Фуан, 29 - Камау, 30 - Хатьен. 1 - рукава и их эстуарии, 2 - граница дельты, 3 - города и населённые пункты.[19]

Таким образом, в последние десятилетия Меконг выходит в Южно-Китайское море через восемь рукавов, имеющих в своих устьевых частях эстуарные расширения, образование которых связано с действием сильных приливных и отливных течений. Поперечные размеры устьев этих эстуариев в устьевых створах приведены в таблице 4.

В пределах неразделённых участков русел рукавов-эстуариев их ширина и площадь поперечного сечения вверх по течению несколько уменьшаются, а глубина увеличивается согласно закону, близкому к экспоненциальному. Ширина основных рукавов в верхней части дельты до 300м. Максимальные глубины в рукавах дельты в зависимости от их размера -от 2 до 25 м. Мористее устьевых створов рукавов-эстуариев находятся типичные для крупных дельт обширные устьевые бары. С морской стороны они ограничены изобатой ~5м.

В состав русловой сети дельты Меконга, помимо естественных рукавов, входит густая сеть оросительных и дренажных каналов. Общая протяжённость русловой сети дельты составляет ~5000км. В настоящее время на вьетнамской территории дельты действует более 1000 каналов.[ ].

Затопление дельты в период муссонного половодья и во время тайфунов - наиболее важное и опасное гидрологическое явление в устье Меконга. Именно затопление дельты, наряду с проникновением морских вод в рукава во время приливов, засолением почв, эрозией берегов и деградацией мангровых зарослей, оказывает наиболее сильное негативное воздействие на хозяйство, население и экосистемы дельты Меконга.

Рисунок 8 - Приливные колебания уровня воды (1) и скорости течения (2) 14-15 апреля 1979 года на гидрологическом посту Митхо [23]

Главная причина затопления дельты Меконга - это муссонное дождевое половодье, происходящее здесь ежегодно с мая по ноябрь с наибольшим уровнем воды в августе-октябре. По сравнению с меженью (сухим сезоном) уровень воды в устье Меконга может подниматься на 1,5-9м (табл.5).

Нгуен Ван Кы составил схему затопления дельты Меконга и выявил основные закономерности процесса затопления дельты. Поскольку многие рукава дельты не обвалованы, процесс заливания дельтовой поймы начинается при относительно небольшом подъёме уровня. Но когда уровень воды на гидрологическом посту Кратьэх поднимается на 10м, наступает максимальная фаза затопления дельты. Вода в это время течёт как в озеро Тонлесап, так и по поверхности дельты. Площадь затопления может достигать 30 тыс.км^2.

В разных районах дельты глубина затопления в зависимости от рельефа поверхности дельты также разная. Максимальная глубина затопления - 3-4 м, она уменьшается по направлению к морю; здесь в полосе шириной 70-80 км от морского края дельты вода течёт лишь по руслам рукавов.

Процесс затопления дельты - в основном обратимый, и после спада уровней воды дельта возвращается в состояние, предшествующее затоплению. Однако после освобождения пониженных частей дельты от половодья на поверхности дельтовой поймы остаётся наилок, а прирусловые песчаные валы (их в дельте называют песчаными дюнами, по-местному, «зонг кот») наращиваются в высоту.[19 ].

В 2000, 2001 и 2002 гг.в дельте произошли крупные наводнения. Анализ случаев наводнений в дельте за период 1926-2004 гг.показал, что наводнение в 2000 г.имело повторяемость 1 раз в 20 лет. Во время наводнения 2000г. уровень воды в дельте начал быстро повышаться в начале июля и достиг максимума во второй декаде сентября, поднявшись в разных местах дельты на 2,5-3,5 м.

Серьёзное наводнение в дельте было вызвано нагоном во время тайфуна Линда в 1997г. Уровень воды в эстуариях дельты при этом нагоне поднялся на высоту, имеющую повторяемость ~1раз в 20 лет. Наводнение нанесло большой ущерб населению дельты, ~4000чел.погибло и пропало без вести.

Составлен прогноз затопления дельты Меконга для нескольких сценариев, рассчитанных на половодье, аналогичное тому, которое было в 2000г., и учитывающих возможное изменение топографии дельты, воздействия тайфунов и повышения уровня моря на 0,5м.

Как было указано выше, пределах дельты величина осадков превышает величины как испаряемости, так и испарения. Поэтому водный баланс дельты должен быть положительным. [ 12 ].

Исследование распределение стока вода по рукавам дельты Меконга в полевых условиях сопряжено с большими трудностями. Во-первых, в период половодья, когда большая часть дельты затопляется, измерить расходы воды в рукавах бывает невозможно. Во-вторых, в межень (в сухой сезон) многие рукава подвержены сильному воздействию приливов, что препятствует точному измерению расходов воды в условиях неустановившегося режима потока. Приливные и отливные расходы воды при этом могут намного превосходить величины «стоковых» расходов. Например, средние расходы воды в устьях рукавов дельты Меконга в межень составляют обычно не более 100-200 м³ /с, тогда как в приливную фазу обратный расход воды может достигать 2 и 3 тыс.м³ /с. Поэтому в сухой сезон распределение расходов воды по рукавам рассчитывают с помощью математических гидравлических моделей.

Сводка данных о распределении стока воды по рукавам дельты Меконга, рассчитанных как по результатам измерений во влажный сезон, так и с помощью моделей приведены в таблице 6.

Таблица 6 - Распределение стока по рукавам дельты Меконга, %. Сток воды в водной дельте принят за 100%.

Данные табл.6 свидетельствуют о следующем. Как и в большинстве многорукавных дельт, сезонное перераспределение стока воды по рукавам проявляется в увеличении в межень доли стока в наиболее глубоких и уменьшении - в более мелких. В дельте Меконга в межень возрастает доля стока всей левой русловой системы дельты - системы рукава Меконг (Тьен). В распределении стока в дельте Меконга большую роль играет приток Ваммнао, по которому часть стока рукава Меконг (Тьен) перетекает в рукав Бассак (Хау). По-видимому, распределение стока по рукавам дельты Меконга подвержено и многолетним направленным изменениям, хотя надёжных выводов на основе результатов моделирования пока сделать нельзя. Тем не менее, вероятно, происходит медленное перераспределение стока реки в пользу левого рукава Тьен в ущерб правого рукава Хау. В пределах всей системы рукавов явные признаки активизации и увеличения доли стока имеют рукава-эстуарии Тьеу, Дай и Диньань, а признаки потери активности - рукава-эстуарии Хамлуонг, Чьен, Кунгхау, Транде. Рукав-эстуарий Балай почти отмер. Таким образом, явную тенденцию к активизации имеют рукава в системе Меконг (Тьен) - Михто - Тьеу и Дай.[ 23 ].

Максимальная дальность распространения в устьевой области Меконга приливных колебаний уровня в сухой сезон составляет 395 км, обратных течений в приливную фазу - 110 км, а осолоненных вод - 42 км. Длина приливной волны, распространяющейся с Южно-Китайского моря в устье Меконга, превышает протяжённость устьевой области. По мере распространения приливной волны в реку она распластывается, причём, наиболее быстро - в верхней части дельты (табл.5). Скорость распространения гребня приливной волны в сухой сезон составляет 22-40 км/ч. Время распространения прилива от морского края дельты до протока Вамнао ~6, а до вод дельты - 10ч.[27].

Нижнее течение Меконга и дельта реки тяготеют к тектоническим разломам Хау и Кочьен. По-видимому, поэтому рукава дельты мало меандрируют и относительно прямолинейны.

Устьевое удлинение рукавов дельты Меконга при их выдвижении в море должно проявляться в крупномасштабном отложении речных наносов и повышении русел по высоте. О наличии таких процессов свидетельствуют данные о балансе наносов в дельте. В рукавах дельты ежегодно отлагается ~3,01 млн.т речных наносов (стока наносов реки).

Поскольку приливные расходы воды возрастают по направлению к морю, в этом же направлении увеличивается ширина русла, что приводит к образованию в дельте Меконга так называемых устьевых эстуарных расширений (раструбов). Это характерно также для приливных дельт Ганга и Брахмапутры, Иравади, Нигера и других.

Устьевые бары в рукавах дельты Меконга относятся в основном к речно-морскому типу: в их формировании участвуют сток воды и сток наносов реки, морское волнение, приливные течения. По форме эти устьевые бары мало отличаются от баров в устьях неприливных дельт.

При этом в створах, расположенных в нижней части дельты, и Q, и v приобретают отрицательные величины. Как и в других приливных устьевых областях рек, максимум скорости отливного (прямого) течения предшествует малой воде при отливе, а максимум скорости приливного (обратного) течения - полной воде при приливе.

В сухой сезон распространение приливов в дельте сопровождается проникновением в рукава осолоненных вод. Этому весьма неблагоприятному с хозяйственной и экологической точек зрения процессу уделялось большое внимание. Наиболее детальные полевые исследования процесса распространения осолоненных вод в рукавах дельты Меконга проведены в меженный период 8-9 апреля 2005г.при расходе воды Q Меконга в дельте 2270м³ /с и в период начала половодья 11-12 июня 2006г.при Q = 6276м³ /с. Измерения солёности воды вдоль рукавов проведены в моменты смены течений с обратного приливного на прямое отливное и, наоборот, с отливного на приливное.[ 23 ].