2) Движение подземных вод. Инфильтрация воды. Ламинарный и турбулентный режим движения подземных вод. Формула Дарси и условия ламинарного движения воды.

Вада ў прыродзе – у глебе, грунтах, паветры - знаходлзіцца ў розных агрэгатных станах і мае спецыфічныя асаблівасці механізма руху. Ад гэтага залежыць характар і інтенсіўнасць усіх прыродных працэсаў, у якіх прымае ўдзел вада. тэорыі інфільтрацыі папаўненне падземных вод ідзе шляхам прасочвання атмасферных ападкаў у глебу і грунт. Гэтая тэорыя была ўпершыню падцверджана назіраннямі Маріётта, які ў свій час звярнуў увагу на павялічэнне падземных вод у час дажджу. На матэрыялах назіранняў на вадазборы р. Сены ён заўважыў, што толькі 15-20 % ад велічыні выпаўшых атмасферных ападкаў удзельнічае ў сцёку вады. Рух падземных вод у залежнасці ад памераў пустотаў, па якім яны перамяшчаюцца, можа быць ламінарным і турбулентным. Ламінарны рух назіраецца пры фільтрацыі падземных вод у дробназярністых грунтах, турбулентны – пры руху вады ў больш буйных шчылінах і пустотах Пры ламінарным руху часцінкі вады перамяшчаюцца па паралельным траекторыям у адным і тым жа напрамку. Пры такім руху яе хуткасць (v) прапарцыянальна падзенню напора на адзінку адлегласці, ці гідраўлічнаму ўхілу (i): V = ki дзе k – каэфіцыент фільтрацыі грунтоў, які прадстаўляе хуткасць руху вады ў грунце пры гідраўлічным ухіле роўным адзінцы. І - уклон водной паверхн. Залежнасць хуткасці руху вады грунтовых вод ад ўхілу называецца законам Дарсі. Пры турбулентным руху часцінкі вады рухаюцца хаатычна, уздоўж і поперак агульнага напрамку цячэння. У гэтым выпадку хуткасць (v) можна выразіць у выглядзе формулы Шэзі: V= С √RI, дзе R – гідр рад. ; I – гідраўлічны ўхіл; С – каэфіцыент, які залежыць ад шурпатасці і няроўнасцей сценак ёмкасці (рэчышча), па якім рухаецца вада. У сваю чаргу змочаны перыметр есць даўжыня лініі, па якой плошча сячэння змочваецца воднай плынню. Каэфіцент С не з’яўляецца пастаяннай велічынёй. Яна залежыць ад глыбіні і шурпатасці рэчышча. Пераход ад ламінарнага да турбулентнага руху і наадварот адбываецца пры пэўных умовах і залежыць ад суадносін паміж хуткасцю (V_ср. ) і Глыбінёй (Н_ср. ) плыні і выражаецца безразмернай лічбай Рэйнольдса: R = V_ср Н_ср / ν, дзе ν – паказчык кінематычнай вязкасці. Хуткасць, пры якой ламінарны рух становіцца турбулуентным, называецца крытычнай. Пераход ад ламінарнага руху да турбулентнага адбываецца пры малых значэннях хуткасці, таму ў рэках і другіх вадацёках назіраецца турбулентны рух вады.

3) Определение границ термических слоев в глубоком пресноводном озере (графическая интерпретация).

З наступленнем вясенняй гоматэрміі пры накапленні цяпла ў працэсе вясенняга і летняга награвання возера верхнія яго слаі становяцца ўсё больш цёплымі і лёгкімі, а ў ніжэйшых слаях вада будзе больш халоднай і шчыльнай. Такое памяншэнне тэмп. з глыбінёй называецца прамой тэрміч. стратыфікацыяй. У глыбокіх прэсных азёрах зоны умеранага клімату летам, пры прамой тэрміч. стратыфікацыі, моцна і раўнамерна нагрэты верхні слой вады – эпілімніён – падсцілаецца больш халодным глыбінным слоем – гіпалімніёнам. Паміж эпілімн. і гіпалімн. размяшчаецца слой тэмпературн. скачка – металімніён, у якім тэмп. рэзка паніжаецца з глыбінёй.

Слой тэмпературнага скачка з’яўляецца быццам бы заграджальным слоем (тэрмаклінам), вышэй якога адбываецца перамешванне водных мас, а ніжэй назіраецца больш устойлівы стан тэмпературы вады, якая павольна змяняецца з глыбінёй. Месцазнаходжанне слоя тэмпературнага скачка ў возеры і вертыкальны градыент тэмпературы ў ім залежаць ад глыбіні ветравога перамешвання і тэмпературы вады эпілімніёна і гіпалімніёна, а яны ў сваю чаргу – ад марфалогіі і марфаметрыі азёрных катлавін, тыпа па паходжанню.

1. Графік размеркавання тэмпературы вады па глыбіні будуецца на міліметровай паперы па даных вымярэнняў тэмпературы на вертыкалі ў возеры. Па восі ардынат адкладваюцца глыбіні ў метрах, па восі абсцыс – тэмп. ў ºС. На графік наносяцца пункты, якія адпавядаюць тэмпературы вады на розных гарызонтах вымярэння. Атрыманыя пункты злучаюцца плаўнай лініяй, якая характарызуе размеркаванне тэмпературы вады ад паверхні да дна вадаёма.

2. На крывой ІІІ (прамая тэрмічная стратыфікацыя) вызначаем участак рэзкага перападу тэмпературы з глыбінёй і праз пачатковы і канчатковы пункты, паралельна восі абсцыс, праводзім гарызантальныя лініі, якія падзяляюць водную масу возера на слаі эпілімніёна, металімніёна і гіпалімніёна.Для вызначэння найбольшага градыента тэмпературы выбіраем адрэзак крывой у слаі скачка з найбольшым перападам тэмпературы.

Плошча эпюры размеркавання тэмпературы вады па глыбіні вызначаецца з дапамогай планіметра ці палеткі, На аркушы міліметровай паперы каля графіка размясціць табліцу размеркавання тэмп. вады па глыбіні, разлікі градыентаў тэмп. і сярэдняй тэмп. для перыяду прамой тэрміч. стратыфікацыі.

№4

1. Гидрологический цикл (круговорот) воды в природе. Внутриматериковый влагооборот. Водный баланс земного шара.

Нясупынны і замкнуты працэс абмену вільгаццю паміж зямлёй і паветрам, літасферай і гідрасферай называюць кругаваротам вады ў прыродзе. Адрозніваюць два віды кругавароту: малы і вялікі. Пад уплывам сонечнага цяпла вада выпарваецца з паверхні акіянаў, падымаецца ў паветра ў выглядзе вадзяной пары і пераносіцца разам з паветрам на тысячы кіламетраў. У адпаведных умовах вадзяная пара кандэнсуецца і ўтварае воблакі, якія даюць ападкі - даждж, снег, град і г.д. Яны прасочваюцца ў глебу і дапаўняюць падземныя воды, сцякаюць па схілам, утвараюць ручаі, рэчкі. Другая частка вады выпарваецца і вяртаецца ў паветра. Вада па рэкам разам з падземным сцёкам трапляе ў мора, акіян, выпарваецца з іх паверхні. Затым працякае перанос вадзяной пары і вяртанне па паверхні зямлі ў выглядзе ападкаў. Вільгаць, уздымаецца ўверх, кандэнсуецца і вяртаецца ў мора і акіян і завяршае такім чынам малы, або акіянічны кругаварот вады, у якім удзельнічае толькі акіян (мора) і атмасфера. Другая частка вадзяной пары пераносіцца разам з паветранымі масамі на сушу і дае ападкі. Атмасферныя ападкі папаўняюць вадой рэкі, азёры, балоты, падземныя воды і ў выглядзе рачнога і падземнага сцёку па ухілам паверхні Зямлі вяртаюцца ў мора, акіян. Гэта вялікі кругаварот, які ў сваю чаргу ўключае мясцовы, або ўнутрымацерыковы кругаварот вільгаці. Мясцовы кругаварот вільгаці працякае непасрэдна на сушы, калі частка выпаўшых атмасферных ападкаў зноў выпарваецца і зноў кандэнсуецца (пераўтвараецца ў воблакі), а затым выпадае ў выглядзе дажджу ці снегу на паверхню Зямлі. Для Сусветнага акіяну (малы кругаварот)Z_o = X_o + Y_o Для перэфірыйнай часткі сушы Z_с = X_с - Y_с Для абласцей унутранага сцёку сушы Z_б = X_б, Дзе Х – ападкі, Z – выпарванне, Y – сцёк , адпаведна над акіянам (о), на сушы (с) і ў абласцях унутранага сцёку (б)=> ураўненне воднага балансу Зямлі: Z_о + Z_с + Z_б = X_о + X_с + X_б, ці Z_зш = X_зш, дзе Z_зш – выпарэнне на Зямлі, Xзш – ападкі на паверхню Зямлі і Акіян. Унутрымацерыковы кругаварот вады: Ва ўтварэнні ападкаў, якія выпадаюць на мацерыкі, удзельнічае вільгаць з акіяна і з cушы - з паветрам углыб сушы. Частка выпаўшай вільгаці зноў выпарваецца, кандэнсуецца і дае новыя ападкі. Такім чынам, адбываецца ўнутрымацерыковы кругаварот вільгаці. Агульная колькасць ападкаў, якія выпалі на якой-небудзь мясцовасці, складаецца з “знешніх” і “мясцовых” (Z) ападкаў дадзенай тэрыторыі: X = X_а + X_z. Водны баланс разглядяемай тэрыторыі: X = Z + Y, дзе X, Z, Y – сярэднія шматгадовыя значэнні X, Z, Y, так як Z = Xz + c, а X = X_a + X_z, X_a = c + Y. ΔV_о, ΔV_с, ΔV_б, ΔV_зш – змяненні колькасці вады за разліковы перыяд. Калі ведаць значэнні Х і Х_а, можна вызначыць каэфіцыент абароту вільгаці, які паказвае колькі разоў паступіўшая звонку вадзяная пара выпадае ў выглядзе ападкаў на працягу поўнага абароту вільгаці дадзенай мясцовасці, пакуль яна не будзе вынесена рачным і паветраным сцёкам за яе межы: К = Х/Х_а. Каэфіцыент абароту вільгаці павялічваецца углыб сушы і з павелічэннем плошчы мясцовасці, так як у абодвух выпадках павялічваецца роля ападкаў, якая ўтвараецца дзякуючы мясцоваму выпарванню.