№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 = vс · 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 v2-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=QфіктKперах,. 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 (+4о С). Да паверхні тэмпература павышаецца да 0о. 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 (4о 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 4о 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:
Кп = 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 hс).