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^оС і вадой адкрытага вадаёма, якая з тэмпературай ніжэй 4^оС, знаходзіцца вертыкальны ці слаба нахілены слой з тэмпературай 4^оС –тэрмічны бар. Дзякуючы найбольшай шчыльнасці вады гэтага слоя, у ім некалькі паніжаны ўзровень вады і адбваецца вертыкальная цыркуляцыя. Тэрмабар падзяляе возера на прыбярэжнуюцеплаактыўную частку (ЦАЧ), якая працягвае награвацца, іцеплаінертную(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^оС.

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.

Методика определения в общем виде расхода воды по формуле Шези.

Сапраўдны расход вадывылічваецца па формуле:Q_сапр=Q_фікт К_п.

пераходны каэфіцыент вызначаецца па эмпірычнай формуле:

К_п =С / (С+6), дзеС– каэфіцыент Шэзі, велічыня якога выбіраецца з дадатку (2) у залежнасці ад значэння каэфіцыента шурпатасціn, які вызначаецца па дадатку (1) і велічыні гідраўлічнага радыусаR(для раўнінных рэкRпрымаюць роўным сярэдняй глыбінеh_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 до47г/л; 4) рассолы - свыше47г/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 аі 1. 12б). 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).

№12

Роль подземных вод в гидрологических и физико-географических процессах, их значение в народном хозяйстве.

Подземные воды – неотъемлемая часть большого круговорота воды. П. в. влияют на питание рек и озёр, свойства почв, состав растительности и проч.

Служат для обеспечения населения и хозяйства водными ресурсами – колодцы, скважины и проч. Минеральные воды являются важным источником прибыли: широко известны «минералки» боржоми, нарзан, ессентуки и проч. , а так же одноименные курорты.

Основные морфометрические характеристики озер, батиграфические и объемные кривые озера и их практическое применение.

Даўжыня возера(L, км) – самая кароткая адлегласць паміж двумя найбольш аддаленымі кропкамі берагавой лініі, вызначаная па яго паверхні пасярэдняй лініі не выходзячы за межы акваторыі. Шырыня возера (В, км) – сярэдняя шырыня(В_ср,км) – суадносіны паміж плошчай і даўжынёй возера (f₀).Максімальная шырыня(В_мак) – найбольшая адлегласць паміж берагамі перпендыкулярна даўжыні возера.Даўжыня берагавой лініі(l,км) – даўжыня нулявой ізабаты (па ўрэзу). Для раўнінных вадасховішчаў вызначаецца па праваму і леавму берагам і агульная даўжыня.Звілістасць(зрэзаннасць, ці развіццё)берагавой лініі(К_з) вызначаецца як адносіны даўжыні берагавой лініі (l,км) да даўжыні акружнасці круга (l₁,км), які мае плошчу, Роўную плошчы возера:К_з =l/ l₁.

Плошча паверхні(люстэрка) возера (f₀) і яго плошчы, абмежаваныя адпаведнымі ізабатамі (l₁, l₂,… l_n), вызначаюцца па батыметрычнай карце, км2.Плошча літаралі і прафундалівозера вызначаецца ў км2 і %.Глыбіня максімальнаявызначаецца шляхам прамераў у час здымкі возера ў палявых умовах,сярэдняя– дзяленнем аб’ёма (V, км3, млн м3) возера на яго плошчу (f₀).

Аб’ём вады ў возеры вызначаецца як для ўсяго возера, так і для асобных слаёў, якія заключаны паміж пласкасцямі адпаведных ізабат. Яго можна вызначыць графічна па батыграфічнай крывой і аналітычным метадам. Аналітычным метадам паслядоўна вызначаецца аб’ём слаёў (V₁,V₂, …,V_n) паміж адпаведнымі пласкасцямі ізабат (f₀, f₂, …, f_n), якія прыпаўноўваюцца да правільных геаметрычных фігур цел па формулам: прызмы (сярэдняга арыфметрычнага):

V = h (h₁ + h₂) / 2 і усеченага конуса: V = h/3 (f₁ + f₂ + √ f₀ f₂), дзеh– сячэнне ізабат.

Пры вызначэнні аб’ёма, які заключаны паміж плошчай апошняй ізабаты і максімальнай глыбінёй (∆V) карыстаюцца формулай: ∆V = h/3 f_n (h_max - h _n), дзеh_max – максімальная глыбіня возеря ў м,h _n –глыбіня, абмежаваная апошняй ізабатай у м,f_n – плошча, абмежаваная апошняй ізабатай, м2. Агульны аб’ём вызначаецца шляхам паслядоўнага сумавання аб’ёмаў слаёў.

Залежнасць плошчы люстэрка і аб’ёма возера ад гыбіні (адзнакі ўзроўня) графічна адлюстроўвае батыграфічная і аб’ёмная крывые. Па вертыкалі адкладваецца глыбіня ці адзнака ўзроўня возера, па гарызанталі – плошчы абмежаваныя ізабатамі і аб’ёмы, якія размяшчаюцца пад пласкасцямі ізабат па ўбыванню.

Батыграфічная і аб’ёмная крывые адлюстроўваюць форму азёрнай катлавіны. С другога боку, па батыграфічнай крывой шляхам планіметрыравання плошчы памж крывой і васямі каардынат можна вызначыць аб’ём вадаёма. Батыграфічная і аб’ёмная крывые будуются на адным рысунку і маюць агульную шкалу глыбіняў. Для разліку колькасці цяпла, растовораных у вадзе хімічных элементаў, завіслых наносаў у вадаёме карыстаюцца аб’ёмнай крывой. Плошча паміж восямі каардынат і крывой размеркавання разлічваемага элемента па глыбіні прадстаўляюць у маштабе агульную колькасць дадзенага элемента ў вадаёме. Аналагічна праводзіцца і разлік для кожнага слоя вады.

Определение элементарного расхода воды и его численного значения.

Нагляднае ўяўленне аб размеркаванні хуткасцей цячэння на розных глыбінях па вертыкалі дае эпюра хуткасцей (гадограф) – фігура, якая абмежавана профілем хуткасцей, напрамкам вертыкалі, лініямі паверхні і дна (рыс. 1. 10). Для пабудовы эпюры размеркавання хуткасцей па вертыкалі адкладваюцца глыбіні, па гарызанталі – хуткасці. Для гэтага на вертыкальнай лініі адзначаюць пункты вымярэння хуткасцей і праводзяць ад гэтых пунктаў управа гарызантальныя лініі, роўныя ў маштабе вымераным хуткасцям, і злучаюць іх канцы плаўнай лініяй (профіль хуткасці), затым гарызантальнымі лініямі – пункты паверхні з профілем і атрымліваюць эпюру хуткасцей. Яна служыць для вызначэння сярэдняй хуткасці на вертыкалі графічным спосабам.

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).

№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 характэрызуеццаухіламіпадзеннем. 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,дзеХ - 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). ВелічыняV_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 згеаграфічнай 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 выконваюцьазанальныя 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.●Сцёкавыяазёрыпадзяляюцца на прыточныя (П), дажджавыя (Д) і нейтральныя (Н). Усцёкавых прыточныхазёрах прыток з вадазбора перавагае велічыню выпадзення атмасферных ападкаў на водную паверхню (У_пр >Х). Усцёкавых нейтральныхазёр назіраецца прыкладная раўнавага паміж прытокам і атмасфернымі ападкамі на паверхню возера (У_пр ≈ Х).Сцёкавыя дажджавыяазёры адрозніваюцца перавагай атмасферных ападкаў над прытокам (Х > У_пр). ●Выпаральныя азёрыпадзяляюцца на выпаральна-дажджавыя (В-Д), выпаральны (В) і выпаральна-прыточныя (В-П). Увыпаральна-дажджавыхазёр велічыня выпарэння з паверхні возера перавагаюць атмасферныя ападкі (Е > Х).Выпаральны азёрыхарактэрызуюцца значнай велічынёй выпарэння, перавагаючай паверхневы прыток (Е > У). Увыпаральна-прыточныхазёрах 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) называеццарасходам 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) называеццасцёкам наносаў:∑ R =( R Т24 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, дзеR –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.

№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 грабяняміпадэшва 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,дзеt– 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 называеццапрыбоем, а на мелкаводдзях у адкрытай акваторыі –буруном. Ад адвеснага ці стромкага берага (з вуглом нахілу больш 45^о), глыбіні у якога больш крытычнай, хваліадбіваюцца. У выніку налажэння(інтерферэнцыі) падыходзячых да берага і адбітых (вярнуўшыхся) ад берага хваляў утвараюццастаячыя хвалі. Пад уздзеяннем прыбярэжных водмеляў адбываеццарэфракцыя 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).

№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:

берагі роўныя (нязвілістыя), паралельныя;

рэчышча роўнае, устойлівае і без расліннасці;

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

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,

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

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

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

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), гдеR– 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 характэрнаадваротная тэрмічная стратыфікацыя, пры якой у прыдонных слаях знаходзяцца больш цёплыя воды з тэмпературай, блізкай да тэмпературы найбольшай шчыльнасці (+4^оС). 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 перыядвеснавога награваннявадаёма. 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 назіраеццадыхатэрмія– 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^оС). Далей нагрэў ахоплівае толькі верхні слой вады. Узнікае рознасць тэмператур паміж верхнімі і глыбіннымі слаямі, якая залежыць ад шчыльнасці вады. Вадаём пераходзіць у станпрамой 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^оС).Пасля гэтага перыяду пачынаеццасязон леняга награвання, які заканчваецца гадавым максімумам тэмпературы і цеплазапасу.Асеннее ахалоджваннепрацягваецца ад гадавога тэрмічнага максімума да пераходу тэмпературы вады праз тэмпературу найбольшай шчыльнасці, які завяршаеццасезонам 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

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. Паляковазаснаваны 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. 1.12а, пункцірная лінія АП’Г); б) метад вызначэння крыніц жыўлення ракі па гідрографе Б. І.Кудзеліназаснаваны на ўлікуберагавога 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.

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.

№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.