2) Вертикальная и горизонтальная термическая неоднородность озерных вод и факторы, их определяющие. Явление термического бара.

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 (прямая стратификация). З’ява тэрмічнага бара (горизонтальная неоднородность). Пры ўстойлівым ветравым перамешванні нават пры высокіх тэмпературах, асабліва ў невялікіх вадаёмах, узнікае гоматэрмія. У буйных глыбокіх азёрах (Ладажскае, Анежскае і інш.), у канцы перыяда воды прыбярэжных участкаў награваюцца да тэмпературы вышэй 4о С, у той час, як тэмпература вады у адкрытай застаецца яшчэ ніжэй 4о С. Такая розніца у тэмпературах па акваторыі буйных прэсных вадаёмаў прыводзіць да ўзнікнення тэрмічнага бара (тэрмабара). Тэрмабар ўзнікае і восенню, калі ў цэнтральнай частцы возера захоўваецца яшчэ значны цеплазапас, а прыбярэжная частка інтенсіўна ахалоджваецца. Узнікаюць адрозненні ў тэмпературах, падобныя вясенняй сітуацыі, аднак ужо з больш халоднымі водамі ў прыбярэжнай частцы. Тэрмабар паступова прасоўваецца у адкрытую частку па меры ахалоджвання вады. Сутнасць з’явы тэрмічнага бара заключаецца ў тым, што паміж прыбярэжнымі водамі, нагрэтымі да тэмпературы вышэй 4^о С і вадой адкрытага вадаёма, якая з тэмпературай ніжэй 4^о С, знаходзіцца вертыкальны ці слаба нахілены слой з тэмпературай 4^о С – тэрмічны бар. Дзякуючы найбольшай шчыльнасці вады гэтага слоя, у ім некалькі паніжаны ўзровень вады і адбваецца вертыкальная цыркуляцыя. Тэрмабар падзяляе возера на прыбярэжную цеплаактыўную частку (ЦАЧ), якая працягвае награвацца, і цеплаінертную (ЦІЧ), якая яшчэ доўга захоўвае нізкія тэмпературы. У цеплаактыўнай частцы акумулююцца вада ўпадаючых рэк і схілавага сцёку, тут інтенсіўна развіваецца жыццё возера. Апрача тэрмічных адрозненняў, узнікаюць і адрозненні ў фізіка-хімічных уласцівасцей вады (празрыстасці, цветнасці, ва ўтрыманні асобных іонаў, біягенных элементаў). Узнікаюць такім чынам значныя аб’ёмы вады, якія адрозніваюцца паміж сабой фізіка-хімічнымі ўласцівасцямі, устойлівымі ў кожнай масе. Па меры награвання вады цеплаэнертнай часткі, тэрмабар паступова адступае у адкрытую частку возера і знікае пры праграванні яе да тэмпературы вышэй 4^о С.

Тэрмабар характэрызуе гарызантальную неаднароднасць водных мас возера. У глыбокіх прэсных азёрах зоны умеранага клімату летам, пры прамой тэрмічнай стратыфікацыі, моцна і раўнамерна нагрэты верхні слой вады – эпілімніён – падсцілаецца больш халодным глыбінным слоем – гіпалімніёнам. Паміж эпілімніёнам і гіпалімніёнам размяшчаецца слой тэмпературнага скачка – металімніён, у якім тэмпература 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. У сувязі з гэтым у эпілімніёне ствараюцца больш спрыяльныя ўмовы жыцця .Летам у штыль часта назіраецца мезатэрмія – максімум тэмпературы вады на некаторай глыбіні. Яна ўтвараецца шляхам канвекцыі пры ахалоджванні возера у начныя часы.

3. Методика определения в общем виде расхода воды по формуле Шези.

Сапраўдны расход вады вылічваецца па формуле: Q_сапр = Q_фікт К_п .

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).

V= С √RI,

дзе R – гідраўлічны радыус, ці адносіны плошчы папярочнага сячэння да змочанага перыметру; 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.

№11

Химический состав подземных вод и их минерализация. Минеральные воды и их распространение на территории СНГ. Минеральные воды Беларуси.

Общую минерализацию подземных вод составляет сумма растворенных в них веществ. Она обычно выражается в г/л или мг/л. Формирование химического состава и общей минерализации подземных вод связано с двумя основными факторами: 1) условиями их происхождения; 2) взаимодействием с горными породами, по которым движется подземная вода, и условиями водообмена. Выделяются четыре группы подземных вод: 1) пресные - с общей минерализацией до 1 г/л; 2) солоноватые - от 1 до 10 г/л; 3) соленые - от 10 до 47 г/л; 4) рассолы - свыше 47 г/л. Основной химический состав подземных вод определяется содержанием наиболее распространенных трех анионов - НСО3-, S042-, Сl- и трех катионов - Са2+, Mg2+, Na+. Соотношение указанных шести элементов определяет основные свойства подземных вод - щелочность, соленость и жесткость. По анионам выделяют три типа воды: 1) гидрокарбонатные; 2) сульфатные; 3) хлоридные. По соотношению c катионами они могут быть кальциевыми или магниевыми, или натриевыми, или смешанными кальциево-магниевыми, кальциево-магниево-натриевыми и др. Мінералные воды – такія воды, якія адрозніваюцца асобным хім-м складам ці фіз-мі уласцівасцямі (радыяактыўнасцю, павышанай тэмпературай, і інш.) і аказвае адпаведнае ўздзеянне на арганізм чалавека. У краінах СНД выдзяляецца некалькі вабласцей і раёнаў прыродных мінеральных вод:. Вобласці вуглякіслых вод прыстасаваны да раёнаў малдых інтрузій (Закарпацце, Каўказ, Памір, Паўднёвы Цянь-Шань, Саяны, Забайкалле, Сіхотэ-Алінь. Найбольш вядомы з іх Каўказскія Мінеральныя воды. Вобласці азотных вод з павышанай тэмпературай знаходзяцца шырокай паласой вакол абласцей вуглякіслых вод і звычайна прыстасаваны да тектанічных разломам і трэшчынам. Вядомыя тэрмальныя крыніцы знаходзяцца на Цянь-Шані і Алтаі. Хларыдна-натрыевыя і хларыдна-кальцыева-натрыевыя воды знаходзяцца ў раёнах глыбокіх артэзіянскім басейнам на платформах. Серавадародныя, азотнаметанавыя і метанавыя воды прыстасаваны да асадкавых парпод і часта звязаны з нафтавымі радовішчасмі (мацесцінскіе воды на Каўказе). Радонавыя і жалезістыя воды знаходзяцца галоўным чынам у раёнах крышталічных і метамарфічных пародаў (Карэлія, Кольскі паўостраў, Данецкі краж, Урал і інш.). Мінеральныя радыёактыўныя воды вядомы ў раёне Цхінвалі (Грузія), Белакурыха (Алтай). У межах тэрыторыі Беларусі шырока распаўсюджаны мінеральные воды рознага хімічнага складу і мінеральные і прыгодныя для выкарыстання ў якасці лекавай пітной і ў бальнеалогіі. Яны прыстасаваны да пагружаных частак Прыпяцкага, Аршанскага, Брэсцкага гідрагеалагічнага басейнаў,

Скорость течения воды и ее распределение по вертикали и живому сечению. Факторы, влияющие на распределение скорости воды по вертикали.

Адной з асаблівасцей турбулентнага руху вады з’яўляецца выпадковыя ваганні хуткасці ва ўсіх кропках па глыбіні і шырыні. Безперапынны хара-р змены напрамку і велічыні хуткасці ў кожнай кропцы турбулентнай плыні носіць назву пульсацый хуткасці. Але за адпаведны прамежак часу пры бесперапынным вымярэнні імгненных яе значэнняў можна вызначыць сярэднюю хуткасць. Пульсуючы хар-р руху вады ў рацэ абумоўлівае бесперапынны абмен масамі вады па ўсёй глыбіні воднай плыні. Гэты працэс называецца турбулентным перамешваннем. Пры гэтым вада плыні неаднародна і ўтрымлівае ў сябе элементарныя масы вады з рознай тэмп-рай, мінералізацыяй, рознай колькасцю наносаў і г.д. У выніку турбулентнага перамешвання адбываецца працэс перанос гэтых мас з месц, дзе іх больш, у месца, дзе іх менш.

У выніку абмену аб’ёмамі вады пры турбулентным перамешванні ўзнікае эффект узаемнага тармажэння. Для ацэнкі такой з’явы выкарыстоўваецца спец тэрмін – каэф турбулентнай (віртуальнай) вязкасці, які адрозніваецца ад фізічнай вязкасці і не з’яўляецца пастаянным для дадзенай вадкасці пры дадзенай тэмп-ры. Ён мяняецца ў залежнасці ад умоў, у якіх назіраецца рух вады. Для турбулентнага руху можна знайсці выражэнне сярэдняй хуткасці па формуле v = с √RI, дзе с = √g / 3 α, а α – каэф прапарцыянальнасці. Гэта ўраўненне наз ўраўнення Шэзі.

Размеркаванне хуткасцяў па вертыкалі і жывому сячэнню

З хар-тыкамі турбулентнага руху выцякае, што імгненная хуткасць у кожнай кропцы бесперапынна пульсуе. Гэта значыць, што яна мяняецца з цягам часу па напрамку і велічыні вакол некаторага сярэдняга значэння. Калі праводзіць вымярэнне хуткасці дастаткова доўга (некалькі хвілін), то можна атрымаць асераднёную хуткасць у дадзенай кропцы.

Размеркаванне хуткасці па вертыкалі ў жывым сячэнні можна выразіць у выглядзе крывой размеркавання хуткасцей у дадзенай вертыкалі (эпюра). Калі плошчу атрыманай фігуры падзяліць яе на глыбіню, то атрымаем сярэднюю хуткасць на вертыкалі.

Звычайна хуткасць у дна мінімальная і павялічваецца спачатку вельмі хутка, а затым з некаторай глыбіні назіраецца параўнальна раўнамернае размеркаванне хуткасцей. Найбольшая хуткасць назіраецца ў паверхні вады. Аднак пры ветры і ледаставу яна тармазіцца.

Супраціўленне руху вады, звязанае з трэннем аб дно рэчышча і берагі, памяншае хуткасць. Практычна найбольшая хуткасць назіраецца на глыбіні 0,2, сярэдняя – прыблізна 0,6 глыбіні ад паверхні вады.

Ледзяное покрыва надае дадатковае трэнне паверхневага слоя вады аб лёд, хуткасці цячэння памяншаюцца, размеркаванне іх па вертыкалі мяняецца: найбольшая хуткасць размяшчаецца глыбей, чым пры адкрытым рэчышчы.

У гідраметрычнай практыцы хуткасць цячэння звычайна вымяраецца гідраметрычнымі вяртушкамі або паверхневымі паплаўкамі. Найбольш дакладны першы метад, які дазваляе вызначыць хуткасць у любой кропцы плыні.

Расчленение гидрографа по типам питания по методу Б.И. Куделина.

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.

Пры высокіх узроўнях ракі адбываецца фільтрацыя часткі яе вода ў грунт.

Карыстаючыся данымі гадавой табліцы штодзённых расходаў, на поле графіка наносяць у выглядзе пунктаў велічыні расходаў вады за кожныя суткі. Паслядоўна злучыўшы нанесеныя пункты, атрымліваюць гідрограф (рыс. 1.12 а і 1.12 б). На ім падпісваюцца: назва ракі, гідраствор – пункт і год назіранняў; Лядовыя з’явы паказваюцца ўмоўнымі знакамі (у падмалюнкавым подпісе дадзены ўмоўныя знакі лядовых з’яў, адзначаных у табліцах штодзённых расходаў вады).

№8

1. Теории происхождения подземных вод. Теория Лебедева. Особенности восполнения подземных вод в разных природных зонах.

тэорыя 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. У 1887 г О.Фольгер абгрунтаваў тэорыю кандэнсацыі вадзяной пары ў глебе, якая разам з паветрам пападае ў халодныя слаі Зямлі: паветра, якое пранікае на некаторую глыбіню, у халодных слаях шляхам кандэнсацыі вадзяной пары выдзяляе вільгаць, якая ідзе на ўтварэнне грунтовых вод. Адна і другая тэорыі мелі слабыя бакі. Напрыклад тэор-я канд-ыі вадзяной пары не можа тлумачыць утварэнне грунтовых водаў у тропіках, дзе адсутнічаюць халодныя слаі. Слабы абмен паветра з паверхняй глебы, недастатковая колькасць вадзяной пары ў паветры – гэтыя акалічнасці, як і другія сведчаць аб недахопах тэорыі кандэнсацыі паходжання падземных вод. Тэорыя А.Ф.Лебедзева. На аснове эксперыментальных даследаванняў А.Ф.Лебедзеў даказаў, што грунтовыя воды фарміруюцца у выніку прасочвання атмасферных ападкаў, шляхам кандэнсацыі выавдзяной пары. Па А.Ф.Лебедзеву ў глебе ў грунце заўсёды назіраецца найбольшая пры дадзенай тэмпературы пругкасці вадзяной пары, а значыць і пругкасць вадзяной пары памяншаеццаа зверху уніз да слаёў з пастаяннай гадавой тэмпература. Гэта прыводзіць да перамяшчэння парападобнай вады з глебы і верхніх слаёў грунтоў да слаёў з пастаяннай тэмпературай. Мяжой такога слоя тэмпература з глыбінёй пачынае паступова павялічвацца. А гэта азначае, што павялічваецца і пругкасць вадзяной пары. У сувязі з гэтым да слоя з пастаяннай тэмпепратурай накіроўваецца знізу уверх другі паток парападобнай вады, які сутыкаецца з верхнім, кандэнсуецца і ўтварае вадкую ваду. Акрамя гэтага А.Ф.Лебедзеў лічыў, што магчымы сістэматычны прыток парападобнай вады і з больш глыбокіх слаёў зямлі, якая ўключаецца ў кругаварот вільгаці на зямным шары. Гэта, так называемыя, ювенільныя воды. Па А.Ф.Лебедзеву грунтовыя воды ўтвараюцца дзякуючы працэсам кандэнсацыі вадзяной пары і прасочванню атмасферных ападкаў. Роля кожнага з гэтых працэсаў неаднолькавая і змянецца згодна са зменай геалагічных і кліматычных умоў.