2) Колебания уровней рек и факторы, влияющие на них. Типы водомерных постов. Схема свайного водомерного поста.

Осн. прічіны колеб воды: клім условія, созданіе платін, інтенсівн выпад атм-х осадков,прілів-отлівн явл., русловые процессы На рачных гідралагічных пастах Беларусі праводзяцца назіранні за вышынёй ўзроўню і тэмпературай вады, таўшчынёй лёду, снегу на лёдзе; лядовым рэжымам, шарашам, ветрам, хвалямі, ападкамі, воднай расліннасцю, змяненнем рэчышча, сплавам, суднаходствам. Састаў назіранняў вызначаецца разрадам паста. Тыпы Вадам. пастоў: простыя (свайныя і рэячныя), дыстанцыйныя, самапішуўщыя(стокавыя-хім састаў вады)Частата іх рэгістрацыі на працягу сутак залежыць ад рэжыму ракі. Асноўнымі тэрмінамі назіранняў з’яўляюцца 8 і 20 гадзін. акрамя адзначаных тэрмінаў праводзяцца дадатковыя назіранні праз роўныя прамежкі часу: 2, 4 ці 6 гадзін, у залежнасці ад характару і хуткасці падняцця і спаду разводдзя або дажджавой паводкі, інтэнсіўнасці лядовых з’яў. Гідралагічныя назіранні запісваюць у палявую кніжку КГ-1, якая штодзённа апрацоўваецца назіральнікам. Першапач. апрац. 1.Опред. ср, мах,мін вяліч узр вады.,зімой-тол. льда Для вадамернага паста ўстанаўліваецца нуль («0») графінка – умоўная гарызантальная плоскасць, адзнака вышыні якой з’яўля-ецца пастаяннай для ўсяго перыяду існавання паста. Адзнака нуля графіка выбіраецца з такім разлікам, каб яна праходзіла не менш чым на 0,5 м ніжэй самага нізкага ўзроўню вады ў рацэ ў створы вадамер-нага паста. Гэтым дасягаецца тое, што пры самых нізкіх узроўнях ва-ды адлікі іх над нулём графіка будуць заўсёды дадатнымі.

Для кожнай палі вылічваецца прывод-ка (h, см) – перавышэнне галоўкі палі над плоскасцю нуля графіка. 2. Сярэднія сутачныя ўзроўні Сярэдні ўзровень за месяц (Нс, см) вылічваецца па формуле:Нс = ∑Ні / n, Каэф крыгахода 0,8 х 0,5=0,4 азначае, што лёд з гушчынёй 0,8 ішоў паласой, якая займала 5/10 шырыні ўсёй ракі, астатняя частка ракі была свабодная ад лёду. Вынік: пабуд графіка ваганняў узр вад, граф обеспеч узр вады за перяд, ёгр частоты і продол стоянія узр воды.

3) Расчет средней температуры воды на вертикали и термического градиента графическим методом.

Сярэдняя тэмпература вады па вертыкалі (t_с, ºС) можа быць вылічана з дапамогай графіка размеркавання тэмпературы вады па глыбіні; вызначаецца як дзель ад дзялення плошчы эпюры, абмежаванай на графіку каардынатнымі восямі, крывой размеркавання тэмпературы вады і лініяй дна, на поўную глыбіню вертыкалі: t_с = S · ºС·м / H, дзе S – плошча эпюры (ºС · м); Н – глыбіня вертыкалі, м. Вертыкальны градыент тэмпературы ў слаі тэмпературнага скачка  (змяненне тэмпературы вады, ºС на 1 м глыбіні):  = dt/dh,і яго найбольшае значэнне _найб.

№13

Продольные профили рек. Стадии развития рек. Гидрологический режим рек в верхнем, среднем и нижнем течении.

З цягам часу рака выпрацоўвае свой асабісты паўздоўжны профіль, які адпавядае нахілу рачной даліны, складу горных парод, па якой яна працякае, і воднасці ракі. Ён характарызуецца паўздоўжным профілям рэчышча. Паўздоўжны профіль рэчышча характэрызуецца ухілам і падзеннем. Розніца вышыні двух кропак воднай паверхні па даўжыні ракі (∆Н) называецца падзеннем. Адносіны велічыні падзення (∆Н) да даўжыні дадзенага ўчастка (l) называецца ўхілам (I) ракі: I = ∆Н/ l = tg α. Ухіл ракі прадстаўляе сабой безразмерную велічыню і выражаецца ў выглядзе дзесяцічнага дробу або ў праміле (‰). ●Паўздоўжны профіль рачной даліны праходзіць некалькі стадый: юнацтва, маладосці і сталасці. Стадыі юнацтва профіль невыпрацаваны, мае рэзкія перапады, зломы ў месцы выхаду цвёрдых пародаў. Ёсць парогі, парожыстыя ўчасткі, вадаспады. Вялікую ролю ў фармір. проф. ракі іграе базіс эрозіі ракі. Адрозніваюць мясцовы і агульны базісы эрозіі. Агульным базісам эрозіі з’яўляецца ўзровень таго вадаёма (мора, возера), куды упадае галоўная рака. Мясцовым базісам эрозіі для прытокаў служыць узровень галоўнай ракі, у якую ўпадае гэты прыток. З паніжэннем базіса эрозіі ўзмацняецца разрыў дна рэчышча, а з павўэннем яго – запавольваецца. Стадыя сталасці выраўноўванне паўздоўжнага профілю, Цячэнне ракі спакойнае. Паўздоўжны профіль ракі становіцца больш устойлівым, прыймае правільную плаўна ўвагнутую форму, які называецца профілем раўнавагі. У вярхоўях ракі перавагае размыў дна і ўразаннэ рэчышча, у сярэднім цячэнні – перанос (транзіт) наносаў, а ў ніжнім – іх акумуляцыя (адкладанне). У залежнасці ад змянення ўхілу па даўжыні рэк вызначаецца чатыры іх асноўныя тыпы паўздоўжных профілю. Профіль раўнавагі - паволіўваагнуты і найбольш распаўсюджаны профіль ракі, які характарызуецца ўвагнутай крывой гіпербалічнага тыпу, больш стромкага ў вытоках рэк і палогага у вусці. Прамалінейны, характарызуецца адносна раўнамерным нахілам па ўсёй даўжыні ракі, які назіраецца галоўным чынам у малых рэк. Збросавы, або выпуклы мае малыя ўхіл у вярхоўях і значныя ў ніжнім цячэнні ракі; сустракаецца рэдка і характэрны для рэк Кольскага паўвострава. Ступенькавы профіль назіраецца пры наяўнасці добра выражаных прамежкавых базісаў эрозіі ў выглядзе сустракаемых зрэдку ракой цяжка размываемых горных парод або катлавін азёр і вадасховішчаў. ●Паўздоўжны профіль рэчышча ракі звычайна блізкі да паўздоўжнага профілю рачной даліны і мае хвалістую форму, якая адлюстроўвае чаргаванне глыбокіх і мелкаводных мясцін (плёсаў і перакатаў).

Водный баланс озёр и особенности его расчёта.

Змяненні аб’ёма вады, які знаходзіцца ў возеры, вызначаецца судносінамі паміж паступаючымі аб’ёмамі ў возера і стратамі з яго, што адлюстроўвае водны баланс. Ураўненне воднага балансу сцёкавага возера мае выгляд: Х + У_пр +У_гр + К – У_сц - У_ф – Е – У_в +/- V_л +/- = ∆V + Н, дзе Х - атмасферныя ападкі на люстэрка возераа, У_пр – сцёк вады з паверхні вадазбору ў возера, У_гр – падземны сцёк у возера, К – кандэнсацыя вадзяной пары на паверхню возера, У_сц - сцёк з возера, У_ф – падземны сцёк (аб’ём фільтрацыі) з возера, Е – выпарэнне з воднай паверхні, У_в – забор вады з возера на гаспадарчыя патрэбы, V_л - страты вады на утварэнне лёду і прыход аб’ёмаў вады пры таянні снегу, ∆V - змяненні аб’ёма вады возера за разліковы перыяд, які ўплывае на ваганнях узроўня вады, Н – невязка баланса. У шматгадовым разрэзе часу пры адсутнасці усыхання ці ўвільгатнення клімату, прыходная частка баланса і расходная роўныя паміж сабой, а ∆V = 0. У гэтым выпадку ураўненне воднага балансу прыймае выгляд: Х + У_пр– У_сц - Е = 0.

Ва ўраўненні воднага балансу бязсцёкавага возера будуць адсутнічаць параметры У_гр і У_сц. Значэнне велічыні кандэнсацыі вадзяной пары (К) у параўнанні з другімі артыкуламі воднага балансу нязначны і можна не прыймаць у разлік (К = 0). Велічыня V_л мае значэнне толькі для некаторых месячных балансаў вясной і восенню. Заборы вады на гаспадарчыя патрэбы для буйных і сярэдніх азёр нязначны. ●Абсалютныя значэнні і суадносіны састаўляючых воднага балансу азёр цесна звязаны паміж сабой і ў першую чаргу з геаграфічнай занальнасцю. Водны баланс азёр, якія размешчаны ў зоне лішкавага і дастатковага ўвільгатнення (тундра, лясная і лесастэпавая зоны умеранага клімата, вільготныя субтропікі і трапічны лес), у асноўным вызначаецца рачным прытокам з вадазбора ў прыходнай і сцёкам з вадаёмаў – расходнай частках. Гэтыя кампаненты баланса вагаюцца ў межах 70-90 %. Гэта, як правіла, сцёкавыя азёры. У расходнай частцы азёр сухіх стэпаў, паўпустынь і пустынь перавагае выпарэнне з паверхні вады, і яны ў большасці выпадкаў бязсцёкавыя. У прыходнай частці воднага баланса невялікіх азёр, вадазборы якіх цалкам знаходзяцца ў засушлівых раёнах, павялічваецца адносная роля атмасферных ападкаў на іх паверхню. Гэта адбываецца за кошт высокай велічыні выпарэння і страт на фільтрацыю, а ў той жа час прыток вады з вадазбора невялікі. ●Акрамя геаграфічнай занальнасці, значную ролю ў водным балансе выконваюць азанальныя фактары: марфаметрычныя асаблівасці азёр і іх вадазбораў. Іх уплыў на водны баланс праяўляецца праз удзельный вадазбор (∆F). Чым большае яго значэнне, тым большая доля сцёку ў прыходнай і расходнай частках воднага баланса. Так, у водным балансе Пяозера (∆F= 20,5) паверхневы прыток складае 91 % прыходнай і 96 % расходнай частак. У той жа час у блізкіх прыродных умовах для Анежскага возера (∆F = 5,3) яны складаюць 72 і 84 %. ●Суадносіны састаўляючых воднага балансу, якія абумоўлены ўздзеяннем занальных і азанальных фактараў, пакладзены ў аснову воднабалансавай класіфікацыі азёр. Па суадносінам састаўляючых воднага балансу азёры дзеляцца на две групы: сцёкавыя (С) і выпаральныя (В). У першай групе азёр сцёк перавагае выпарэнне з воднай паверхні (У_сц > Е). Азёры другой групы адрозніваюцца адваротнымі суадносінамі (Е >У_сц). Ва ўнутры кожнай групы выдзяляецца па тры тыпы азёр, якія адрозніваюцца прыходнай часткі баланса. ●Сцёкавыя азёры падзяляюцца на прыточныя (П), дажджавыя (Д) і нейтральныя (Н). У сцёкавых прыточных азёрах прыток з вадазбора перавагае велічыню выпадзення атмасферных ападкаў на водную паверхню (У_пр >Х). У сцёкавых нейтральных азёр назіраецца прыкладная раўнавага паміж прытокам і атмасфернымі ападкамі на паверхню возера (У_пр ≈ Х). Сцёкавыя дажджавыя азёры адрозніваюцца перавагай атмасферных ападкаў над прытокам (Х > У_пр). ●Выпаральныя азёры падзяляюцца на выпаральна-дажджавыя (В-Д), выпаральны (В) і выпаральна-прыточныя (В-П). У выпаральна-дажджавых азёр велічыня выпарэння з паверхні возера перавагаюць атмасферныя ападкі (Е > Х). Выпаральны азёры характэрызуюцца значнай велічынёй выпарэння, перавагаючай паверхневы прыток (Е > У). У выпаральна-прыточных азёрах велічыня выпарэння і сцёку з вадазбора прыкладна роўныя (Е = У).

Методика определения мутности и среднегодовых характеристик взвешенных наносов.

Колькасць наносаў (кг), якая пераносіцца ракой праз папярочнае сячэнне ў адзінку часу (секунду) называецца расходам наносаў. Звычайна расходзавіслых наносаў абазначаецца (R, кг/с), а расход цягнутых – q, кг/с. Колькасць завіслых наносаў, якая ўтрымліваецца ў адзінцы аб’ёму (м3) вады называецца мутнасцю (p). Мутнасць вызначаецца ў г/м3 і роўна: P = R 10^3/ Q, г/м3, дзе P – мутнасць вады, R – расход завіслых наносаў, Q – расход вады. На практыцы адрозніваюць адзіночную (імгненную) мутнасць вады, якая атрымліваецца шляхам адбору вады ў некаторай кропцы воднай плыні (глыбіні). Сярэдняя мутнасць вады плыні (ракі) вызначаецца шляхам дзялекння расходу завіслых наносаў на расход вады: Pср. = R 10^3/ Q, г/м3. Сярэдняя мутнасць вады на вертыкалі вызначаецца шляхам дзялення элементарнага расходу завіслых наносаў на элементарны расход вады (Pср. = R/q). ●Сумма наносаў, якая пераносіцца ракой праз дадзенае папярочнае сячэнне за адпаведны прамежак часу (Т) называецца сцёкам наносаў: ∑ R =( R Т 24 60 60) 1/10³ = 86,4 R Т, тон. ●Модуль сцёку наносаў (М_R) называецца сцёк наносаў з адзінкі плошчы вадазбору за год: М_R = (31,54 10³ R) F, т/км2год, дзе R – сярэдні расход завіслых наносаў за год, F – плошча вадазбору км2. ●Пры вывучэнні завіслых наносаў рэк, азёр і вадасховішчаў (у нека-торых выпадках – гідрахімічнага рэжыму і тэмпературы вады) пробы вады бяруцца прыладамі, якія называюцца батометрамі. Батометры бываюць імгненнага і працяглага дзеяння (напаўнення). Батометры імгненнага дзеяння – Жукоўскага і Маўчанава ГР-18 – звычайна выкарыстоўваюцца пры навуковых даследаваннях. Батометры працяглага дзеяння – ГР-16, 16М, 15М, 61 – выкарыст. на гідралагічных пастах Дзяржкамгідрамета. Пры адборы проб вады батометры гэтага тыпу вытрымліваюць у кожнай кропцы папярочнага сячэння ракі (кропкавы метад) ці раўнамерна апускаюць ад паверхні да дна і назад на кожнай вертыкалі (інтэграцыйны метад) на працягу таго часу, які неабходны для напаўнення бутэлькі вадою (з тым, каб яна была запоўнена не поўнасцю, але не менш, чым на 0,8 ад яе аб’ёму) і ўліку пульсацыі каламутнасці. Тэрмін вытрымкі батометра падбіраецца вопытным шляхам.

№18

Многолетние колебания речного стока, характеристики водного стока, нормы и карты стока, их практическое значение.

Сцёк – гэта перамяшчэнне вады і ўсіх раствораных у ёй рэчываў і наносаў. Сцёк з’яўляецца асноўным фактарам у вадазабяспячэнні любой мясцовасці. З другога боку сцёк забяспечвае премяшчэнне і размеркаванне па тэрыторыі раствораных у вадзе хімічных элементаў і наносаў. Асноўнымі колькаснымі паказчыкамі: расходам вады (Q), сярэднім расходам вады (Q_o), аб’ёмам сцёку (W), слоем сцёку (h), модулем сцёку (M), каэфіцыентам сцёку (ŋ) і нормай сцёку. Сярэдні расход вады (Q_o) вызначаецца як сярэдняя арыфметрычная велічыня із расходаў вады за разглядаемый прамежак часу Q_o = (∑ⁿ₀ Q_i) / n, дзе n – колькасць членаў гідралагічнага рада. Абём сцёку (W) – аб’ём вады (км³), які сцякае з басейна ў замыкаемым створы за некаторы прамежак часу W = Q_o Т, м³ ; W =( Q_o Т) / 10⁶, км³. Модулём сцёку (M) назывецца колькасць вады (расход Q_o), якая сцякае з адзінкі плошчы басейна (F) у адзінку часу:М = (Q_o 10³)/ F, л/с км². Слой сцёку (h) – слой вады, які атрымліваецца калі аб’ём сцёку раўнамерна размеркаваць па паверхні вадазбору: H= (W 10³ ) / ( F 10⁶) = W 10³ / ( F 10³), мм. Каэфіціент сцёку (ŋ) – адносіны слоя сцёку да слою атмасферных ападкаў (х) за той жа прамежак часу: Ŋ = h/ х. Характарыстыкі сцёку дазваляюць параўноўваць розныя па воднасці басейны. Гэтыя велічыні наносяцца на геаграфічныя карты і атрымліваюцца карты сцёку, па якім можна вызначыць характарыстыкі сцёку для любога вадазбора. Карты сцёку будуюцца шляхам нанясення значэнняў характарыстык сцёку да цэнтра кожнага басейна і затым шляхам інтерпаляцыіі праводзяцца ізалініі сцёку.Першая карта сцёку была пабудавана для Еўрапейскай часткі СССР Д.І.Качэрыным у 1927 годзе ў маштабе 1 : 20 000 000. У 1937 годзе Б.Д.Зайкоў і С.Ю Белінкоў пабудавалі новую карту сцёку ўжо па матэрыялам назіранняў па 1280 пунктаў. У1946 годзе Б.Д.Зайковым была пабудаванакарта па дадзеным назіранняў ужо па 2360 станцыям. На тэрыторыі СССР доўгі час карысталіся картай сцёку К.П.Васкэсенскага (1962), пабудаваная па 5690 сцёкавым пунктам і складзеная ў маштабе 1 : 5 млн. і 1 : 10 млн. Сярэдні модуль сцёку рачнога басейна можа быць вызначаны па карце сцёку з дапамогай формулы: М = (M₁f₁ + M₂ f₂ + … + M_nf_n) / F, Дзе M₁ , M₂ , M₃ , …, М_n - сярэднія значэнні модулей сцёку на ўчастках басейна, заключаных паміж двумя суседнімі ізалініямі; f_{1 ,} f2 , f₃ …, f_n – плошча ўчасткаў, заключаных памі двумя суседнімі ізалініямі сцёку; F – плошча вадазбора.

Типы ледников и их значение в режиме рек и народном хозяйстве.

Тыпы: Горныя, далінныя, л горных вышынь, складаныя л.,вісячыя(на скілах горных хрыбтоў,займ паніж рэльеф і вісяць высока ў гарах),каравыя (л,займ нішапабодныя паглыбленні з крут схіламі і плоскім дном). А. Далінныя – ў ледавік- х абл, да іх адносяць- 1)простыя-л, якія складз адной ледзяной плыні, а калі з некалькі – 2)складаныя. Сустр ў Альпах,- альпійскі тып., туркестанскі тып=жыв за кошт снеж лавін. Сярод складаных ледавіков выдзял дрэвападобныя-добржыўленне,на схілах гор узнік бакав лед,разнавіднастьгэтага тыпу-аляскінскі тып(калі не калькі самаст л з рознымі абл жыулення злів ў ніж ч і утвар адз ледав дэльіу.) 3)вісячыя даліны-займ больш частку дал,вісяць над гал дал. і асеметрыч л – часкі скл л,у іх толькі 1 прыток. Б Пераметныя звісаюць з 2 супрац схілаў, маюць 1 вобл жыўлення. – скандын тып(плоская ці слаба нахіленная ў адзін бок пляцоўка,фірнавыя палі). В Прадгорныя зліваюцца языкамі пры выхадзе на раўніну,утвар абшр ледзяны шчыт. Г Мацераковыя л маюць вялікія памеры, плоска-выпуклую форму.Л зя’ўляецца акумуляр вялікіх запасаў вады.Л+ высакагорны снягі= прагяглае панаводзе на горных рэках. Л вак ролю рэгулятараў запасу вільгаці(з- вада у выгл снегу,л- рассход гэту воду шляхом абляцыі). У зоне л многа ручайкоў, якія даюць пачатак рэкам.. Вада л выкар для арашэння.

Определение поправочного коэффициента на извилистость (при определении истинной длины реки по карте).

Пры выкарыстанні цыркуля вызначаецца не даўжыня дугі, па якой цячэ рака, а хорда. Для гэтага вымераная даўжыня ракі (участка) ці прытока памнажаецца на паправачны каэфіцыент на звілістасць (К), які выбіраецца ў адпаведнасці з тыпам (узорам) звілістасці (рыс. 1.3). Разлічаная даўжыня ракі (участка) ці прытока называецца вылічанай (сапраўднай) і з’яўляецца канчатковай. Дадзены спосаб вызначэння сапраўднай даўжыні ракі заснаваны на метадзе Ю. М. Шакальскага. Вынікі вылічэнняў даўжыні галоўнай ракі і даўжыні прытокаў заносяцца ў ведамасці (табл. 1.2, 1.3). Даўжыня галоўнай ракі атрымліваецца як нарастаючая велічыня яе ўчасткаў ад вусця да вытоку.

Рыс. 1.3. Узоры звілістасці рэк:

I – (K = 1,00); II – (K = 1,01); III – (K = 1,03); IV – (K = 1,04);

V – (K = 1,04); VI – (K = 1,07); VII – (K = 1,11);

VIII – (K = 1,21); IX – (K = 1,25);

№15

Основные требования к методам определения расходов воды: гидрометрической вертушкой, по кривым расходов, при измерении поверхностными поплавками.

Пры вымярэнні расходаў вады патрэбна:

1) запісваць абставіны работы;

2) назіраць за ўзроўнем вады;

3) вымяраць глыбіні на гідраметрычным створы;

4) вымяраць хуткасці цячэння вады ў асобных кропках жывога сячэння на хуткасных вертыкалях.

Усе запісы даных назіранняў і вымярэнняў расхода вады выконваюцца простым чорным алоўкам ў «Кніжцы для запісаў вымярэння расходаў вады» КГ-3М.

Перад пачаткам работ трэба праверыць спраўнасць гідраметрычнай вяртушкі і прылад да яе, секундамера, а таксама наяўнасць і спраўнасць выратавальных сродкаў для забеспячэння бяспекі работ, стан усяго абсталявання гідраметрычнага створа. Для папярэджвання няшчасных выпадкаў студэнты павінны вывучыць і строга прытрым-лівацца інструкцый па тэхніцы бяспекі.

Для вымярэння расходу вады выбіраецца ўчастак ракі, які адпа-вядае па магчымасці наступным патрабаванням:

1. берагі роўныя (нязвілістыя), паралельныя;

2. рэчышча роўнае, устойлівае і без расліннасці;

3. накірунак цячэння паралельны берагам, хуткасць яго не менш за 0,10–0,15 м/с;

4. адсутнасць мёртвай прасторы (часткі воднага сячэння, дзе няма цячэння).

Асн кол-ым паказч воднасці ракі з’яўляецца расход вады (Q, м³/с) – кол вады, якая працякае праз папяр (жывое) сячэнне рэчышча ў адз часу: Q = v_с · ω,

1. Вымяр расходу вады з дапамогай гідраметр вяртушкі-кропк спосаб(рабочыя гл,сярэдн хутк,ізатахі,эпюра,)

2. Аналіт спосаб., па формуле, дзе Q- расход вады, v₁ v_2-сяр хутк ,w₀-плошча водн сяч між берагамі, к-каэф

3. Выліч расходу вады графіч метадам: тры крывых расходаў- расх вады – он основной ( крив расходов служат для определения графич. способом ежедневного расхода воды и составления табл. Для определения воды по кривой вводят поправочный коэффити.: К летнее и К зимнее;,плошчы жыв сяч.,сярэдн хутк

4. Метад паверхневых паплаўкоў: «-» - ізмер только поверх скорость, ветер,

Эпюра працягласті ходу паплаўкоў. Сапрраўдны расход вады Qсапр=QфіктK_перах,. На практыцы , пры адсут вертушкі перах каэф вызн К= С/(С+6), С- коэф Шезі,который завісіт от Шерох, С =f ( R, n), где R – гидровлич радиус, n – характер особенности русла реки.

Особенности формирования прямой и обратной термической стратификации в озерах. Гидрологические сезоны. Стагнация и циркуляция.

Тэрмічная структура вадаёма – размеркаванне цяпла па ўсяму яго аб’ёму адрозніваецца неаднароднасцю і на працягу кожнага гідралагічнага сязону характарызуецца спалучэннем вертыкальнай ізатэрміі (аднолькавай тэмпературы) з гарызантальнай неаднароднасцю температуры ці гарызантальнай ізатэрміі з вертыкальнай неаднароднасцю. Для зімовага перыяду тэрмічнага рэжыму прэсных азёр умеранай кліматычнай зоны з устойлівым ледзяным покрывам характэрна адваротная тэрмічная стратыфікацыя, пры якой у прыдонных слаях знаходзяцца больш цёплыя воды з тэмпературай, блізкай да тэмпературы найбольшай шчыльнасці (+4^о С). Да паверхні тэмпература павышаецца да 0^о. На працягу зімы адбываецца паступовая аддача цяпла з вады праз лёд у паветра, а ў сувязі з гэтым у буйных глыбокіх азёрах адбываецца ахалоджванне воднай масы і наіменшыя тэмпературы назіраюцца перад веснавым награваннем. З моманту, калі сутачны цеплавы баланс вадаёма становіцца устойлівым дадатным, пачынаецца перыяд веснавога награвання вадаёма. У глыбокіх азёрах пасля ўскрыцця награвання працягваецца пры адваротнай стратыфікацыі. гоматэрміі – аднолькавай тэмпературы ад паверхні да дна на кожнай вертыкалі пры розніцы тэмператур па гарызанталі паміж вертыкалямі. Учас нагрэву пры адваротнай тэмпературнай стратыфікацыі часта назіраецца дыхатэрмія – мінімум тэмпературы на некаторай глыбіні, якая ўзнікае ў час штылю пры павышэнні тэмпературы верхняга слою і слабым ветравым перамешванні вады. Нагрэў вады пры перамешванні працягваецца да моманту дасягнення ўсёй воднай масай тэмпературы максімальнай шчыльнасці (4^о С). Далей нагрэў ахоплівае толькі верхні слой вады. Узнікае рознасць тэмператур паміж верхнімі і глыбіннымі слаямі, якая залежыць ад шчыльнасці вады. Вадаём пераходзіць у стан прамой тэмпературнай стратыфікацыі (слаістасці), якая характэрызуецца ўбываннем тэмпературы вады ад паверхні да дна. СТАГНАЦИЯ ВОДОЁМА (от лат. stagno — делаю неподвижным), период застоя в водоеме, когда отсутствует вертикальная циркуляция водных масс, вследствие чего возникают дефицит кислорода, увеличение в придонных слоях воды концентрации сероводорода, углекислого газа, аммиака и др. Стагнация водоёма особенно характерна для стоячих водоемов (обычно озер) умеренных широт, возникает, как правило, 2 раза в год — зимой и летом, когда вся водная толща озера разделена термоклином на два четко различающихся между собой слоя: верхний — в эпилимнионе — с удовлетворительным газовым режимом (без явного дефицита кислорода) и нижний — в гиполимнионе — с дефицитом кислорода и присутствием (в значительных количествах) сероводорода, метана, углекислоты.

Циркуляция наблюдается при гомотермии.

гідралагічныя сязоны: вясенняга награвання, летняга награвання, асенняга ахалоджвання і зімовага ахалоджвання.

Сязон вясенняга награвання – пачынвз пераходу цеплавога балансу да дадатных значэнням і заканчваюцца пераходам тэмпературы вадаёма праз тэмпературунайбольшай шчыльнасці (для прэсных вод 4^о С).Пасля гэтага перыяду пачынаецца сязон леняга награвання, які заканчваецца гадавым максімумам тэмпературы і цеплазапасу. Асеннее ахалоджванне працягваецца ад гадавога тэрмічнага максімума да пераходу тэмпературы вады праз тэмпературу найбольшай шчыльнасці, які завяршаецца сезонам зімовага ахалоджвання.

Методика определения поправочного коэффициента для определения действительного расхода методом поплавков.

Фиктивный расход – аналитически по формуле площадь-скорость. Скор. Между верт.=1/2 суммы скор. На сосед. Верт.Действительный расход воды – Qдейст.=Qфикт.*Кп

Велічыня Кп можа быць вызначана пры наяўнасці параллельных измерений поплавком и вертушкой. Принимая расход, измеренный вертушкой, за действительный, Кп=Q/Qфікт. пераходны каэфіцыент вызначаецца па эмпірычнай формуле:

К_п = С / (С+6), дзе С – каэфіцыент Шэзі, велічыня якога выбіраецца з дадатку (2) у залежнасці ад значэння каэфіцыента шурпатасці n, які вызначаецца па дадатку (1) і велічыні гідраўлічнага радыуса R (для раўнінных рэк R прымаюць роўным сярэдняй глыбіне h_с).

№16 продолж.

8. Для ацэнкі ўплыву азёр, балот, лясоў, узаранасці рачных ба-сейнаў на гідралагічны рэжым рэк і велічыню сцёку высвятляюць азёрнасць (К_аз, %), балоцістасць (К_б, %), лясістасць (К_л, %), узаранасць (К_в, %): К_аз = f_азּ100 / F; К_б = f_бּ100 / F; К_л = f_лּ100 / F; К_в = f_вּ100 / F,

дзе f_аз, f_б, f_л, f_в – адпаведна плошчы, занятыя азёрамі, балотамі, лясамі і ворывам ў межах дадзенага рачнога басейна плошчай F, км².

10. Каэфіцыент звілістасці ракі (К_зв) – гэта адносіна вылічанай даўжыні ракі (L) да даўжыні прамой (l´), што злучае вусце і выток:

К_зв = L / l´. 11. Гушчыня рачной сеткі басейна (D, км/км²) – гэта адносіна вылічанай даўжыні ўсіх рэк басейна да плошчы басейна: D = (L + ∑l) / F,

дзе ∑l – сума даўжынь прытокаў, км.

12. Рознасць (h, м) адзнак абсалютнай вышыні воднай (над узроў-нем сусветнага акіяна) паверхні вытоку (Н_в) і вусця (Н₀) ракі або двух якіх-небудзь пунктаў асобнага участка даўжыні ракі называецца падзеннем ракі. Адносіна велічыні падзення (h) да даўжыні ракі (L) ці да даўжыні дадзенага ўчастка ракі называецца ўхілам ракі, г. зн.: І = (Н_в – Н₀) / L = h / L.

13. Рачная сістэма адлюстроўваецца гідраграфічнай схемай ракі (рыс. 1.4). Для пабудовы схемы выкарыстоўваюць даныя табл. 1.2 і 1.3. Галоўная рака паказваецца як прамая лінія; прытокі першага парадку – як адрэзкі прамой, размешчаныя пад вуглом 30–45° да галоўнай ракі. Маштаб выбіраецца такі, каб чарцёж змясціўся на аркушы паперы фарматам 203 х 286 мм. На схеме адлегласці падпісваюць у кіламетрах: ад вусця галоўнай ракі (для маштабу 1:100000 – праз 5 км, 1:200000 – 10 км, 1:500000 – 25 км, 1:1000000 – праз 50 км і г.д.) да вусцяў прытокаў, а таксама даўжыні і назвы прытокаў. Прытокі другога, трэцяга і далей парадкаў паказваюцца, як і прытокі першага парадку.

№16

Гидрограф стока реки и его расчленение по видам питания. Методы Б.В. Полякова, Б.И. Куделина.

Агульныя звесткі аб змене фаз воднага рэжыму даюць тыпавыя графікі ваганняў узроўняў вады. За тыпавы, альбо нармальны, прыймаюць такі гідрограф, які адлюстроўвае агульныя рысы гідрографа за шэраг гадоў и разам з тым выключае выпадковыя асабливасци кожнага года. Для пабудовы тыпавога гідрографа карыстаюцца сярэднімі значэннямі расходаў вады за шматгадовы перыяд гідралагічных назіранняў. На восі ардынат адкладваюцца расходы вады, на восі абсцыс – час наступлення характэрных расходаў вады (пачатак паўнаводдзя, наступленне максімальнага расхода, заканчэнне паўнаводдзя, паводак і г.д.). Па пабудаваным апорным кропкам будуецца плаўны графік гідрографа з такім разлікам, каб выніковы гадавы аб’ём сцёку, вызначаны па тыпавому гідрографу, адказваў сапраўднаму сярэдняму значэнню за шматгадовы перыяд назіранняў. Часта на тыпавым гідрографу наносяцца граніцы ваганняў расходаў па велічыні (па вертыкалі) і часу наступлення (па гарызанталі) характэрных расходаў на гідрграфу (рыс.). Для колькаснай ацэнкі розных крыніц жыўлення ў агульным жыўленні ракі праводзіцца раздзяленне гідрографа па тыпам жыўлення. Для ўмоў Беларусі і другіх раўнінных тэрыторый з выразна акрэсленым вясеннім паўнаводдзем найбольш складаным з’яўляецца выдзяленне падземнага сцёку і сцёку дажджавых паводкаў. Часта выдзяленне грунтовага жыўлення праводзіцца плаўнай альбо прамой лініяй праз кропкі на гідрографу з ардынатамі наіменшых расходаў вады. Пры гэтым, значэнне грунтовага жыўлення ў перыяд веснавога паўнаводдзя некалькі павялічваецца. Гэты метад выдзялення падземнага сцёку носіць некаторую неазначальнасць.

Б.В.Палякоў і Б.І.Кудзелін рэкамендавалі схемы выдзялення падземнага жыўлення, ў якіх падземнае жыўленне з пачаткам вясенняга паўнаводдзя памяншаецца і дасягае нуля ў перыяд найбольшых расходаў веснавога паўнаводдзя. а) метад Б. В. Палякова заснаваны на тым, што падземнае жыўленне адсутнічае ў момант праходжання піку разводдзя праз дадзены гідраствор, а змяншэнне падземнага жыўлення і павелічэнне на спадзе ідзе раўнамерна. Згодна з яго метадам, падземнае жыўленне аддзяляецца на гідрографе ад паверхневага адрэзкамі прамой лініі, якія ідуць ад нізкага расходу вады перад пачаткам разводдзя да нуля ў момант праходжання піку і да нізкага расходу вады ў канцы спаду (гл. рыс. 1.12 а, пункцірная лінія АП’Г); б) метад вызначэння крыніц жыўлення ракі па гідрографе Б. І. Кудзеліна заснаваны на ўліку берагавога рэгулявання, перыяд якога роўны перыяду веснавога разводдзя і часу дабягання грунтавых водаў, якія паступілі раней у рэчышчавую сетку ў верхняй частцы басейна. Пры гэтым улічваецца, што падземнае жыўленне магчыма толькі ў перыяд, калі ўзровень вады ў рацэ ніжэй узроўню грунтавых водаў.

Водные ресурсы, их виды. Основы водного законодательства Республики Беларусь. Водный кадастр.

да водных рэсурсаў адносяцца усе воды, якія знаходзяцца у прыродзе у свабодным стане (хімічна не звязаныя), што уключае воды паверхневага і падземнага сцёку, глебавую вільгаць, ваду ледавікоў, марскія воды і ваду паветра, штучных водных аб’ектаў. Яны бываюць возобновляемые (исчерпаемые и неисчерпаемые) и невозобновляемые. Па дзяржаўным стандартам водныя рэсурсы — гэта запасы паверхневых і падземных вод адпаведнай тэрыторыінераўнамернасць размеркавання водных рэсурсаў па тэрыторыі рэспублікі;іх змяненне на працягу года (па порам года) і па асобным гадам;неабходнасць у вадзе у сувязі з развіццём гаспадаркі;забруджванне вады сцёкавымі водамі;забруджванне верхніх гарызонтаў падземных і грунтовых водаў, якія выкарыстоўваюцца для забяспячэння вясковага і гарадскога насельніцтва пітной вадой; забруджванне вады радыёактыўнымі элементамі пасля аварыі на Чэрнобыльскай АЭС, нітратамі і нітрытамі. Адной з уласцівасцей водных рэсурсаў з’яўляецца магчымасць шматразовага іх выкарыстання, адначасовага выкарыстання у некалькіх галінах гаспадаркі. Галоўнымі напрамкамі выкарыстання водных рэсурсаў з’яўляюцца:сама вада, як прыроднае утварэнне — у прамысловасці, сельскай і камунальнай гаспадарцы;як носьбіт энэргіі — у гідраэнергетыцы; водная акваторыя — для судаходства, рыбалоўства, г.д. Охрана: снижение потребление, в c/х – попадание минеральных (азот, фосфор) и органических (биогенные в-ва) веществ в воду.

Водны кадастр – сістэматызаваны збор звестак аб колькасці і якасці водных рэсурсаў канкрэтнай тэрыторыі, дзяржавы. Матэрыялы аб водным кадастру выдаюцца ў выглядзе даведнікаў, манаграфій, якія шырока выкарыстоўваюцца пры планаванні выкарыстання водных рэсурсаў. 1 этап – этап інструментальных назіранняў. Першыя гідралагічныя даведнікі “Звесткі аб ваганнях узроўня вады на рэках і азёрах Еўрапейскай Расіі”. Водны кадастр ўключаў наступныя даведнікі: 1. “Даведнікі па водным рэсурсам СССР” прадстаўлялі рэгіянальныя манаграфіі, якія выдаваліся па раёнам і ўключалі апісанні геаграфічных умоў тэрыторыі, звесткі аб гідралагічнай вывучанасц, характарыстыкі асноўных водных аб’ектаў тэрыторыі раёна (рэк, азёр, вадасховішчаў, балот, ледавікоў, падземных вод). 2.“Звесткі аб узроўнях вады на рэках і азёрах СССР” па выніках назіранняў з 1916 па 1935 год. 3. “Матэрыялы па рэжыму рэк СССР”: асноўныя гідраграфічныя звесткі, (узроўнях вады, сярэдніх месячных і характэрных расходах вады). 2 этап– этап абагульненя звестак гідралагічных назіранняў. У 1958 годзе Гідраметэаралагічнай службай СССР – выданне другога выдання Воднага кадастру (складалася з 3 серый, а кожная серія – з 20 тамоў: “Гідралагічная вывучанасць” ,“Асноўныя гідралагічныя характарыстыкі”, манаграфій “Рэсурсы паверхневых вод. 3 этап Проект трэцяга пакалення воднага кадастру- 1975 г- созданіе БД о всех водных об’ектах. І сведе о іх наблюденіях. Чацьвёрты Водны кадастр - маніторынгам водных рэсурсаў. 1993г.- Закон РБ “Аб ахове навакольнага асяроддзя”, 1994г.- “Палажэнне аб парадку вядзення дзяржаўнага воднага кадастру. Сучасны водны кадастр РБ- складаецца з кадастра паверхневых вод, кадастра падземных вод і кадастра выкарыстання водных рэсурсаў.

Морфометрические и физико-географические характеристики водосбора и методика их расчета.

Мяжа вадазбору ракі ─ водападзельная лінія, якая аддзяляе дадзены рачны басейн ад суседніх. Яе праводзяць згодна рэльефу мясцовасці па найбольшых вышынях (вяршынях ўзгоркаў, хрыбтоў, седлавінах) з улікам гарызанталей і бергштрыхоў; яна павінна замыкацца ў вусці або ў разліковым (замыкаючым) створы (рыс. 1.1, пункцірная лінія). Водападзельная лінія ні ў якім разе не павінна перасякаць часовыя і пастаянныя вадацёкі.

Даўжыня водападзельнай лініі (S, км) вызначаецца ў маштабе карты пры дапамозе цыркуля-вымяральніка з ростулам 2 мм.

Плошча басейна (F, км²) вызначаецца пасля правядзення водападзельнай лініі планіметрам або палеткай. Вымяраецца паасобна для правага (F_п) і левага (F_л) берагоў галоўнай ракі, бо гэтыя даныя неабходны пры вылічэнні каэфіцыента асіметрыі. Пазней дакладна ўстанаўліваецца плошча басейнаў кожнага прытока першага парадку з мэтай пабудовы графіка нарошчвання плошчы басейна ад вытоку да вусця. Затым у дадзеным басейне вымяраюць плошчы лясоў (f_л), азёраў (f_аз), балот (f_б) і ворыва (f_в) для вызначэння адпаведных паказчыкаў. Усе атрыманыя значэнні разлікаў заносяцца ў ведамасць (табл. 1.1).

Сярэдняя шырыня басейна (В_с, км) вылічваецца па формуле: В_с = F / L_б , дзе F – плошча басейна, км²; L_б – даўжыня басейна, км.

5. Найбольшая шырыня басейна (В_найб) – гэта даўжыня найболь-шага перпендыкуляра да лініі даўжыні басейна. 6. Каэфіцыент асіметрыі басейна (а), які характарызуе нераўнамернасць размеркавання плошчаў правай і левай часткі басейна (у адносінах да галоўнай ракі), вылічваецца па формуле: а = | (F_л – F_п) | / 0,5 (F_л + F_п), дзе F_л і F_п – плошчы адпаведна левабярэжнай і правабярэжнай частак басейна, км². 7. Каэфіцыент развіцця водападзельнай лініі басейна (m), які характарызуе канфігурацыю рачнога басейна, уяўляе сабой адносіны даўжыні водападзельнай лініі (S, км) да даўжыні акружнасці круга (S, км), плошча якога раўняецца плошчы басейна F: m = S / S´ = S / (2 √πF) = 0,282 S / √F. Найменшае магчымае значэнне каэфіцыента m можа раўняцца адзінцы; пры гэтым басейн мае авальную ці акруглую форму. З павелічэннем значэння m форма рачнога басейна ў большай ступені адрозніваецца ад формы круга і мае больш выцягнутую форму.

9. Даўжыня галоўнай ракі (L, км) і даўжыні прытокаў (l₁, l₂... l_n, км) вымяраецца па карце два разы пры дапамозе цыркуля-вымяральніка з пастаяным ростулам 1 ці 2 мм. Лік кіламетраў вядуць ад вусця ракі да першага прытока, затым ад яго да другога прытока і г.д. Такое дзяленне галоўнай ракі на ўчасткі неабходна для пабудовы гідраграфічнай схемы.

Месцазнаходжанне вусця больш пастаяннае на мясцовасці і мала мяняе сваё геаграфічнае становішча пры ваганнях кліматычных фактараў. Таму вусце прымаецца за «0», ад якога вядуцца разлікі.

Пры выкарыстанні цыркуля вызначаецца не даўжыня дугі, па якой цячэ рака, а хорда. Для гэтага вымераная даўжыня ракі (участка) ці прытока памнажаецца на паправачны каэфіцыент на звілістасць (К), які выбіраецца ў адпаведнасці з тыпам (узорам) звілістасці (рыс. 1.3). Разлічаная даўжыня ракі (участка) ці прытока называецца вылічанай (сапраўднай) і з’яўляецца канчатковай. Дадзены спосаб вызначэння сапраўднай даўжыні ракі заснаваны на метадзе Ю. М. Шакальскага. Вынікі вылічэнняў даўжыні галоўнай ракі і даўжыні прытокаў заносяцца ў ведамасці (табл. 1.2, 1.3). Даўжыня галоўнай ракі атрымліваецца як нарастаючая велічыня яе ўчасткаў ад вусця да вытоку.

№17

Классификация рек по типам водного режима Б.Д. Зайкова, М.И. Львовича и др.

1884 г-Ввойеков, клім-ая класс рек, в основе которой тіпы пітанія рек

Клас. Зайкова: в основе распред годового стока 1) рекі с весенн половод.(50-100% год стока,Казахст,Запад-Сібірс,Восточ-Европ,Алтайс р.)2) рекі с половодьем в тепл часть года (Дальневосточ, Тянь-Шаньскіе) 3) р с паводоч режімом (в р-не побережья Касп моря,Карпаты,Балт возв). Клас. Львовіча: 1)р., которые получ разліч віды піт,но не более 50 %-смеш. тіп 2)50-75% преімуўест с к-л тіпом піт. 3)более 75% іскл с к-л тіпом пітанія. Клас. Кузіна: половод пріход только на весеній період 1) р. с половодьем (снег піт), 2) р. с полов і с паводкамі (снег і дожд піт) 3) с паводкамі (дожд п)Половодье- фаза одн режіма,повтор каждый год прібл в о дно і тоже время і отл продол і мах водностью.Паводкі- безсіст появл водності летом і осенью,краткосроч.,не вызыв катастроф. Межень- період с оч нізкім ур воды

Принципы гидрологического районирования. Гидрологические районы на территории Беларуси.

У аснову гідралагічнага раянавання тэрыторыі Беларусі пакладзены комплексны геаграфічны (ландшафтны) падыход,басейны буйных рэк и гидралагичны прынцып (норма сцёку, питанне..). Комплекснасць гідралагічнага раянавання заключаецца у ландшафтнай ацэнцы тэрыторыі вадазбораў, умоў для фарміравання сцёку. У гэтым накірунку ацэньваецца роля геалогіі, рэльефу, глебаў, колькасныя паказчыкі фізіка-геаграфічных умоў вадазбораў, ступень іх асвоенасці, прыроднай і штучнай зарэгуляванасці. Пералічаныя фактары характэрызуюць умовы сцякання вады па паверхні вадазбораў, умовы папаўненя грунтовых вод і, адпаведна, устойлівасць жыўлення рэк у межах раёна. Ландшафтны прынцып па сваёй сутнасці адлюстроўвае занальныя фізіка-геаграфічныя асаблівасці тэрыторыі Беларусі, у тым ліку і кліматычныя, якія змяняюцца з поўначы на поўдзень рэспублікі і абумоўліваюць асноўныя заканамернасці размеркавання паверхневага сцёку.Азанальныя фактары адлюстроўваюць рэгіянальныя (мясцовыя) умовы вадазбораў, асабліва малых і вельмі малых рэчак (гушчыня рачной сеткі, ухілы рэк і нахілы вадазбораў, характар эразійных і рэчышчавых працэссаў). Некаторыя з іх у той ці ў другой ступені падпарадкоўваюцца занальным асаблівасцям тэрыторыі, якія адлюстроўваюць умовы фарміравання рачной сеткі і звязаны з генезісам рэльефу, грунтоў і г. д., напрыклад, Паазер’я і Палесся, цэнтральнай часткі Беларусі.Заходне-Дзвінскі гідралагічны раён. Раён займае басейн р. Заходняя Дзвіна ў межах тэрыторыі Беларусі. Для яго характэрна наяўнасць маладога канечнамарэннага ландшафта. Характэрнай асаблівасцю раёна з’яўляецца высокі паказчык азёрнасці (каля 3 %) (мал. ). Найбольшае развіццё атрымалі азёрна-рачныя сістэмы, якія звязаны з такімі краявымі ледавіковымі утварэннямі, як Браслаўскае, Нявельска-Гродзенскае, Свінцянскае, Ушачскае, Лукомльское. У межах гэтай тэрыторыі назіраецца найбольшая азёрнасцьь - 12%, якая характэрна для басейна р. Друйка. Тут налічваецца 73 возера агульнай плошчай 124,9км². Верхне-Дняпроўскі гідралагічны раён знаходзіцца на ўсходзе Беларусі і ахоплівае басейн Дняпра да горада Магілёва і Сажа да вусця р. Проні.Верхне-Дняпроўскі гідралагічны раён падзяляецца на Пайночны Верхне-Дняпроўскі, Цэнтральны Верхне-Дняпроўскі і Паўднёвы Внржхне-Дняпроўскі падраёны, якія адрозніваюцца вышынёй над узроўнем мора і ўмовамі фарміравання сцёку. Паўночны Верхне-Дняпроўскі падраён нахілены на поўнач і рэкі тут цякуць у бок р.Заходняя Дзвіна. Цэнтральны Верхне-Дняпроўскі падраён найбольш узвышаны і павольна паніжаецца на поўдзень і пераходзіць у ПаўднёвыВерхне-Дняпроўскі падраён.Вілейскі гідралагічны раён ахоплівае басейны рэк Віліі, Бярэзіны ніжэй г.Барысава (бас. Дняпра), вярхоўі рэк Уллы і Бярэзіны (бас. Нёмана).Нёманскі гідралагічны раён згнаходзіцца у заходняй частцы рэспублікі і адпавядае у асноўным басейну р. Нёмана ад вытоку да мяжы з Літвой.Цэнтральна-Бярэзінскі гідралагічны раён ахоплівае басейны рэк Дняпра ад Магілёва да Жлобіна, Друці, Бярэзіны ніжэй Барысава да вусця р. Рудненкі, Пцічы — да вусця р. Даколька, а таксама вярхоўя рэк Арэсы, Случы, Морачы і Лані (да шыраты створаў плацін вадасховішчаў Чырвонаслабадское, Салігорскае, Любаньскае).Прыпяцкі гідралагічны раён размешчаны на поўдні тэрыторыі Беларусі і ахоплівае басейн Прыпяці без узвышаных яго акраін (вярхоўя рэ\к Пцічы, Случы і г. д.), ніжняе цячэнне Бярэзіны (ніжэй вусця р. Рудзенкі), Сажа (ніжэй вусця р. Проні), Дняпра (ніжэй г. Жлобіна) і басейн р. Заходні Буг у межах тэрыторыі Беларусі.

Методы определения длины бассейна реки.

Даўжыня басейна (L_б, км) пры правільнай яго форме ─ гэта адлегласць па прамой лініі ад вусця ці замыкаючага створу ракі па напрамку вытоку да найбольш аддаленага пункта водападзельнай лініі (рыс. 1.2 а). Пры вогнутых і складаных формах басейна яго даўжыню вымяраюць цыркулем па медыяне (рыс. 1.2 б). У дадзеным выпадку выкарыстоўваюць палетку з празрыстага пластыка з шэрагам канцэнтрычных акружнасцей і адтулінай у цэнтры для наколвання. Для выяўлення сярэдніх па шырыні басейна пунктаў накладваюць палетку так, каб кожная з упісаных акружнасцей датыкалася да дзвюх процілеглых старон басейна і наколваюць некалькі пунктаў, затым праводзяць па іх медыянную лінію.

№14

Внутригодовые и многолетние колебания уровней рек, основные причины и факторы. Характерные уровни, графическая интерпретация колебаний уровня реки (годовые и типовые графики).

Волнения в озерах: элементы волны. Затухание волн с глубиной, деформация волн под действием ветра и у берега. Интерференция и рефракция волн. Установившееся и неустановившееся волнение.

Галоўнай прычынай узнікненя хваляў на азёрах з’яўляецца ўздзеянне ветру на іх паверхню. Асноўныя элементы ветравых хваляў: Сярэдняя хвалявая лінія – гарызантальная ліні, Грабень хвалі – частка хвалі, якая знаходзіцца вышэй сярэдняй хвалявай лініі, вяршыня хвалі – самая высокая кропка на грэбні. Упадзіна (лагчына) хвалі – частка хвалі, якая знаходзіцца паміж двумя суседнімі грабянямі падэшва хвалі ,Фронт хвалі – лінія вяршыняў грабянёў у плане. Даўжыня хвалі (λ) – адлегласць паміж двумя суседнімі вяршынямі ці падэшвамі. Крутасць хвалі (ε) – адносіны вышыні хвалі да яе даўжыні: ε = h/ λ, Перыяд хвалі (τ).,Узрост хвалі (В) – адносіны хуткасці хвалі (С) да хуткасці ветру (U):В = С/ U.,Хуткасць хвалі (С) -С = λ/t, дзе t – прамежак часу, за які хваля (грэбень хвалі) праходзіць адлегласць, роўную яе даўжыні. Параметры ветравых хваляў залежаць ад хуткасці ветру (U), працягласці яго дзеяння (Т), разгону хвалі (D) – шляху, які праходзіць хваля з моманту ўзнікнення, глыбіні возера (Н) (калі яна не перавышае палову даўжыні хвалі). Устойлівае (сфарміраванае) хваляванне- разгон, на якім хуткасць руху хваляў роўнай хуткасці ветру, пасля якой вышыня хвалі не расце. Разбурэнне хваляў у берага называецца прыбоем, а на мелкаводдзях у адкрытай акваторыі – буруном. Ад адвеснага ці стромкага берага (з вуглом нахілу больш 45^о), глыбіні у якога больш крытычнай, хвалі адбіваюцца. У выніку налажэння (інтерферэнцыі) падыходзячых да берага і адбітых (вярнуўшыхся) ад берага хваляў утвараюцца стаячыя хвалі. Пад уздзеяннем прыбярэжных водмеляў адбываецца рэфракцыя хваляў – змяненне напрамку іх руху.

Определение средней скорости течения при вычислении расхода воды.

Рыс. 1.10. Эпюра хуткасцей (гадограф) да вылічэння сярэдняй хуткасці

па вертыкалі № 4 графічным спосабам, р. Вілія (в. Прэны, 31сакавіка 1999 г.)

Плошча эпюры хуткасці колькасна раўняецца элементарнаму расходу вады праз вертыкаль, г. зн. расходу вады на адзінку шырыні патоку.

Шляхам дзялення плошчы гадографа (q, м²/с) на глыбіню вертыкалі (h, м) вылічваецца сярэдняя хуткасць на вертыкалі (гл. рыс. 1.10):

v_с = q / h = 3,058 м²/с / 2,94 м = 1,04 м/с .

Плошчу гадографа вымяраюць планіметрам або непасрэдна па міліметровай паперы, адлічваючы колькасць квадрацікаў у маштабе. Пры планіметрыраванні вылічэнні і вынікі запісваюць у ведамасць (табл. 1.11).