П. С. Лопух гідралогія сушы частка 2 (агульная гідралогія)




старонка2/13
Дата канвертавання14.03.2016
Памер2.05 Mb.
1   2   3   4   5   6   7   8   9   ...   13
Глава 2. Фізічныя і хімічныя ўласцівасці прыродных вод
Фізічныя і хімічныя ўласцівасці вады маюць вялікі ўплыў на прыродныя працэсы, якія працякаюць у водных аб’ектах. Уласцівасці вады, як правіла, падрабязна разглядаюцца ў курсах фізікі, хіміі. У курсе гідралогіі сушы мы разглядаем найбольш значныя з іх, якія маюць найбольшы ўплыў на гідралагічны рэжым водных аб’ектаў.
2.1. Фізічныя ўласцівасці вады

Хімічна чыстая вада па вазе ўтрымлівае 11,19 % вадарода і 88,81 % кісларода. Такую ваду можна атрымаць толькі у лабараторных умовах. Прыродная вада ўтрымлівае розныя расчыненыя і завіслыя рэчывы.

Малекула вады мае выгляд раўнабедранага трывугльніка, у вяршыне якога знахолзіцца атам кісларода, а ніжэй ад яе пад вуглом 104о у аснаванні два атамы вадарода.

Малекулы вады аб’ядноўваюцца у агрэгаты, гэта значыць у сукупнасць некалькіх малекул: гідролі, дэгідролі, трыгідролі. У залежнасці ад суадносін паміж агрэгатамі вада знаходзіцца ў вадкім, цвёрдым ці парападобным стане. Вада ў парападобным стане складаецца у асноўным з аднародных простых малекул гідроляў – (Н2О). Агрэгаты з двух малекул (Н2О)2 называюць дэгідролямі, а з трох (Н2О)3 – трыгідролямі. Вада ў вадкім стане складаецца з гідроляў, дэгідроляў і трыгідроляў. Такім чынам, вада ў вадкім стане заўсёды мае некалькі агрэгатаў, якія складаюцца з некалькіх малекул і яны адначасова ўзнікаюць і зноў распадаюцца. Колькасць простых малекул і складаных (агрэгатаў) залежыць ад тэмпературы вады і адлегласцю маміж малекуламі. Лёд складаецца галоўным чынам з трыгідроляў.

Вада ў прыродзе сустракаецца ў трох агрэгатных станах: цвёрдым, вадкім і парападобным. Пераход з аднаго агрэгатнага стана у другі адбываецца са зменай тэмпературы і ціску. Пераход ад пары – да вады – лёду адбываецца з паніжэннем тэмпературы і, наадварот, – пры яе павышэнні. Пры пераходзе вады ад аднаго агрэгаьнага стана да іншага ўласцівасці вады змяняюцца скачкападобна, рэзка.

Пераход ад аднаго агрэгатнага стана у другі, напрыклад у пару, магчымы пры адпаведным ціску вадзяной пары над вадой ці ільдом, які у сваю чаргу залежыць ад тэмпературы (рыс. ). Лінія АВ з’яўляецца мяжой паміж парападобнай вадой і ільдом, ліні ВС – мяжой раўнавагі памж вадкай і парападобнай вадой.

Дакладна ўстаноўлена, што пры тэмпературы 0, 0075о С і ціску 6,1 мб ва ўстойлівай раўнавазе адначасова можа знаходзіцца вадзяная пара, вадкая вада і лёд. На графіку кропка В адпавядае такім умовам і называецца трайной кропкай.

Прыродная вада, якая не ўтрымлівае ў сябе вялікую колькасць расчыненых ці павіслых рэчываў, у вельмі тонкіх слаях нен мае колеру, а ў тоўстых – мае блакітна-зялёнае адценне. Чыстая вада таксама не з’яўляецца правадніком электрычнага току.



Тэмпература замерзання дыстыляванай вады прынята за 0о С, а кіпення – за 100о С пры ціску 760 мм. Тэмпература замерзання і кіпення вады залежыць ад яе салёнасці і атмасфернага ціскку. Так, напрыклад, марская вада замярзае пры тэмпературы ад – 1,0о С да -2,0о С, а кіпіць пры 100,08 – 100,64о С пры нармальным атмасферным ціску.

Шчыльнасць вады – гэта маса вады у 1 см3 . Вада мае найбольшую шчыльнасць пры тэмпературы 4о С. Пры тэмпературах вышэй ці ніжэй дадзенай шчыльнасць вады памяншаецца, але аб’ём павялічваецца. Шчыльнасць лёду значна меньш шчыльнасці вады, таму свабодны лёд заўсёды плавае на паверхні вады.

У лабараторных умовах нерухомую спакойную ваду можна ў прынцыпе астудзіць да тэмпературы -72о С. Калі такую ваду зрушыць, то яна раптоўна замярзае. З павелічэннем салёнасці вады тэмпература найбольшай шчыльнасці і тэмпература яе замярзання паніжаецца. Пры салёнасці меньш 24 о/оо тэмпература найбольшай шчыльнасці вышэй тэмпература замярзання. Пры салёнасці 24,7 о/оо гэтыя паказчыкі аднолькавыя і роўны (- 1,33о С). З павелічэннем салёнасці тэмпература замярзання вышэй тэмпературы найбольшай шчыльнасці.

Гэтыя фізічныя асаблівасці вады вельмы уплываюць на характар замчрзання вадаёмаў. Пры салёнасці меньш 24,7 о/оо вада ахалоджваецца спакойна да тэмпературы замярзання і лёд фарміруецца спакойна, роўным слоем. Гэта адбываецца таму, што пры дасягненні тэмпературы найбольшай шчыльнасці верхнія слаі вады далей астуджваюцца і іх шчыльнасць памяншаецца. Верхнія слаі становяцца больш лёгкімі, замярзаюць і застаюцца на паверхні вады.

Пры салёнасці болей 24,7 о/оо пры астуджванні вады яе шчыльнасць павялічваецца і працэс перамешвання водных мас працягваецца да моманта замярзання. Таму ўтварэнне лёду адбываецца з некаторым спазненнем і фарміраванне ледзянога покрыва спазняецца.

Пры замярзанні вады яе аб’ём павялічваецца прыкладна на 10 %. З гэтым працэсам цесна звязана марознае разбурэнне горных парод пры замярзанні вады, якая знаходзіцца ў порах і шчылінах.

Удзельная цеплаёмкасць вады. Удзельнай цеплаёмкасцю вады называецца колькасць цяпла, якое неабходна для награвання 1 дм3 вады на 1 оС. Гэты паказчык для вады значна вышэйшы, чым для другіх цвёрдых і вадкіх рэчываў. Так цеплаёмкасць вады роўна 1,000 кал/г оС, лёду – 0,506 кал/г оС, паветра – 0,237 кал/г оС, глебы – у сярэднім 0,4 кал/г оС. Пры награванні аднолькавай масы гэтых рэчываў для вады неабходна значна больш цяпла для награвання на адну і тую ж колькасць градусаў. Гэтая з’ява мае значную ролю ў працэсах астуджвання і награвання вады сушы, фарміравання некаторых кліматычных ўмоў тэрыторый, якія прылягаюць да вадаёмаў.

Удзельная цеплата пераўтварэння вады, якая мае важнае значэнне для гідралагічных працэсаў, вызначаецца колькасцью цяпла, неабходнага для выпарэння 1 г вады пры нязменнай (адной і той жа) тэмпературы вады і нармальным ціску паветра. Важна заўважыць, што ў той жа час пры пераходзе вадзяной пары ў вадкі стан выдзяляецца такая ж кольксць цяпла (597 кал). Страты цяпла на выпарэнне выконваюць важную ролю ў цеплавым рэжыме вадаёмаў. Так, у азёр Беларусі яны складаюць каля 45-70 % ад агульных страт цяпла.

Вадаёмы сушы пры награванні накопліваюць вялікую колькасць цяпла. Гэта адбываецца ў цёплы перыяд года, а пры астуджванні аддаюць цяпло ў паветра. Такім чынам адбываецца выраўноўванне тэмпературы паветра.



Цеплаправоднасць вады. Вада вельмі марудна праводзіць цяпло. Так, напрыклад, цеплаправоднасць такіх горных парод як граніт, базальт вельмі блізкія да цеплаправоднасці вады. Цеплаправоднасць вады пры 0о С роўна 13,6 . 10-4, а пры тэмпературы +20о С – 14,3 . 10-4 кал/см.С.град. Пагэтаму роля малекулярнай цеплаправоднасці для пранікнення цяпла на глыбіню вадаёма нязначная. Пранікненне цяпла на глыбіню адбываецца у асноўным шляхам перамешвання вады, якое адбываецца пры ветравым хваляванні, цячэннях і іншых з’явах.

Цеплаправоднасць лёду яшчэ меньшая. Пагэтаму лёд аслабляе цеплаабмен паміж вадой і паветрай. Такім чынам лёд прадухіляе інтенсіўнае астуджванне вадаёмаў.

Колер вады. Вада ў тнкіх слаях не мае колеру. З павелічэннем таўшчыні слоя вада прымае блакітны і сіні колер. Калі ў вадзе знаходзяцца завіслыя мінеральныя і арганічныя часцінкі яна, адпаведна іх колькасці і складу, становіцца зяленай, жоўтай, бурай, рудой.

Празрыстасць вады таксама залежыць ад наяўнасці завіслых і расчыненых мінеральных і арганічных рэчываў. За велічыню празрыстасці прынята лічыць глыбіню, на якой бачны белы дыск дыяметрам 30 см (дыск Секкі).

Паверхневае нацяжэнне. Унутрымалекулярныя сілы праяўляюцца унутры вады ў выглядзе сіл сцаплення, а на паверхні – у выглядзе сіл прыліпання. Унутрымалекулярныя сілы вызначаюць вязкасць вады, а на яе паверхні ўзнікае паверхневае нацяжэнне.

Малеклярныя сілы на свабоднай паверхні імкнуцца ўцягнуць усе малекулы ва ўнутр вады і паменшыць свабодную паверхню. У выніку ўзнікае сіла паверхневага нацяжэння, накіраваная па нармалі до паверхні вады. На мяжы сутыкнення з цвёрдым целам вада змочвае яго паверхню, а сіла паверхневага нацяжэння прыводзіць да скрыўлення паверхні вады і яна некалькі ўздымаецца. Калі такое сутыкненне назіраецца ў пустотах грунтов дастаткова вялікага дыяметру, то паверхня вады застаецца плоскай. Пры малых дыяметрах пор, сувымяральных з радыусам скрыўлення паверхні вады, краі зліваюцца з супрацілеглых бакоў і ўтвараецца меніск. Чым меншы дыяметр пор, тым большая крывізна меніска і меншы роадус скрыўлення. У дробназерністых грунтах за кошт меніскавых сіл вад можа падымацца да 3-4 метраў. Такім чынам, дзякуючы паверхневаму нацяжэнню і меніскавым сілам вада можа рухацца ўверх, перамагаючы гравітацыйныя сілы.



Вязкасць вады абумоўлена унутраным трэннем, якое узнікае паміж часцінкамі вады і перашкаджае узаемнаму перамяшчэнню сумежных слаёў. Вязкасць адыгрывае двайную ролю. З аднаго боку вязкасць спрыяе перадачы хуткасці ад аднаго слоя воднага патоку да другога, згладжванню розных хуткасцяў, з якімі рухаюцца часцінкі вады ў розных кропках патоку. З другога боку з вязкасцю вады звязана супраціўленне, якое накіравана супраць руху патоку. Аднак яно нязначнае і на практыцы яго можна ігнараваць.
2.2. Хімічныя ўласцівасці

Вада з’яўляецца ўніверсалным растваральнікам, у якім раствараюцца амаль усе хімічныя элементы зямной кары. У прыродзе вада з’яўляецца растворам рознага складу і канцэнтрацыі. У залежнасці ад велічыні раствораных часцінак прыродныя растворы могуць быць малекулярна-іоннымі і калоіднымі. У малекулярна-іонных ці сапраўдных растворах рэчывы знаходзяцца ў выглядзе малекул і іонаў (не болей 10-7 мм). Калоіды ўтрымліваюць групы малекул памерам у інтервале велічынь ад 10-7 да 10-5 мм.

Хімічны састаў прыроднай вады залежыць у першую чаргу ад воднага баланса водных аб’ектаў. Раствораныя хімічныя элементы прыносяцца ў рэкі і вадаёмы разам з сцёкам з вадазбора паверхневых і падземных вод, а таксама з атмафернымі ападкамі. Частка іх выносіцца з вадаёмаў паверхневым і падземным сцёкам, а частка акумулюецца у іх.

Колькасны і якасны склад раствораных у вадзе элементаў залежыць ад горных парод, якімі складзены вадазбор, берагі і дно вадаёмаў. Значны ўплыў на хімічны склад вады аказвае колькасць і склад сцёкавых вод з прамысловых прадпрыемстваў, густа заселенай мясцовасці і сельскагаспадарчых палёў. Хімічны склад атмасферных ападкаў галоўным чынам залежыць ад колькаснага і якаснага складу мінеральных і арганічных часцінак у паветры, якія трапляюць з дапамогай ветра з паверхні зямлі і вады, часцінак газаў, дыма пры спальванні розных тыпаў паліва (торфу, бензіну, вугалю і г.д.). На хімічны склад уплывае таксама клімат, рэльеф, расліны, фізічныя ўласцівасці вады, характар перамяшчэння вады ў водных аб’ектах.

Канцэнтрацыя раствораных у вадзе рэчываў характэрызуецца велічынёй мінералізацыі (S), якую можна выразіць у міліграмах рэчываў, раствораных у адным літры вады (мг/дм3). Пры канцэнтрацыях звыш 1000 мг/дм3 мінералізацыя выражаецца ў г/дм3 (о/оо). Таму для марской вады і вады мінеральных азёр ужываюць тэрмін саленасць.

Па велічыні мінералізацыі прыродныя воды падзяляюцца на прэсныя – велічыня мінералізацыі да 1 о/оо, саланаватыя – 1 – 24,7 о/оо, салёныя ці мінеральныя – (24,7 – 47,0 о/оо) і расолы (рапа, салёнасць звыш 47 о/оо). Гэтыя велічыні ўзяты невыпадкова. Так, напрыклад, пры мінералізацыі да 1 о/оо чалавек звычайна адчувае смак вады, пры салёнасці 24,7 о/оо назіраецца тэмпература найбольшай шчыльнасці і замярзання, а велічыня салёнасці 47 о/оо адпавядае максімальнай велічыні салёнасці вады Сусветнага акіяна (Чырвонае мора). Вада з салёнасцю звыш 47 о/оо адносіцца да катэгорыі расолаў.

Рэчывы, якія знаходзяцца ў прыроднай вадзе, умоўна можна падзяліць на пяць груп: галоўныя іоны, біягенныя элементы, мікраэлементы, раствораныя газы і арганічныя рэчывы.

Галоўныя элементы знаходзяцца ў вадзе ў найбольшай колькасці і вызначаюць агульную мінералізацыю вады. У слабамінералізаванай вадзе можа знаходзіцца звыш 90-95 % і высокамінералізаваных – да 99 % іонаў галоўных элементаў. Да галоўных іонаў адносяцца: карбанатны (CO3--), гідракарбанатны (HCO3--), сульфатны (SO4--), хларыдны (Cl-), і катыёны: кальцыя (Ca++), натрыя (Na++), магнія (Mg++), калія (K+). Галоўнай крыніцай паступлення іонаў гэтай групы, ці макраэлемнтаў ў прыродныя воды з’яўляецца паверхневы і падземны сцёк.

Другую групу складаюць злучэнні азота, фосфара і крэмнія, якія звычайна называюць біягеннымі элементамі ці проста біягенамі. Біягенныя элементы маюць выключнае значэнне для развіцця жыцця ў вадзе. Колькасць іх у вадзе вагаецца ад дзесятых да сотых доляў мг/дм3 і залежыць ад інтенсіўнасці біялагічных і біяхімічных працэсаў у вадаёмах. Частка іх знаходзіцца ў вадзе ў выглядзе калоідаў.

Да мікраэлементаў адносяцца бром, фтор, ёд, марганец, медзь, кобальт, радый і іншыя. Іх канцэнтрацыя ў вадзе яшчэ мньшая, аднак некаторыя з іх маюць вялікае значэнне для развіцця арганізмаў. Так, напрыклад, недахоп ёда ў чалавека вызывае развіццё шчытападобнай залозы.

Чацьвёртую групу складаюць раствораныя ў вадзе газы: кісларод, вокісел вугляроду, серавадарод, метан. Іх колькасць выражаецца ў мг/дм, а кісларод таксама і ў працэнтах. Сярод пералічаных газаў найбольшую ролю у гідралагічным рэжыме вадаёмаў адыгрывае кісларод (О2) і двуокісел вугляроду (СО2). Растварэнне газаў у вадзе памяншаецца з павялічэннем тэмпературы і салёнасці вады.

Кісларод паступае ў ваду з паветра і выдзяляецца раслінамі ў працэсе фатасінтезу, які найбольш актыўна дзейнічае ў прыпаверхневых слаях вады. Летам у зоне раслін назіраецца найбольш высокая канцэнтрацыя кісларода. Кісларод расходуецца на даханне водных жывёл і раскладанне арганічных рэчываў, галоўным чынам утрымліваемых у донных адкладах. На глыбіню кісларод паступае шляхам перамешвання вады. Па гэтай прычыне ў дна азёр , а таксама і ў рэках зімой назіраецца недахоп кісларода аж да поўнага яго знікнення. У такіх выпадках у вадаёмах назіраецца гібель рыбы ад удушша. Такія з’явы прынята называць заморамі.

Пры раскладанні арганічных рэчываў, у асноўным бялковых, у безкіслародных (анаэробных) ўмовах утвараецца серавадарод (Н2S).

Двуокісел вугляроду атрымліваецца ў выніку біяхімічных працэсаў і акіслення арганічных рэчываў. Зніжэнне колькасці СО2 назіраецца ў выніку працэса фотасінтезу. Таму ў вадаёмах назіраецца павялічэнне СО2 ад паверхні вады да дна.

Кіслотнасць воднага асяроддзя (рН). З утрыманнем хімічных элементаў і раствораных газаў у вадзе цесна звязана канцэнтрацыя вадародных іонаў. Іонаў вадароду ў вадзе вельмі мала. Яны ўтрымліваюцца ў выніку дысацыяцыі вады:

Н2О = Н+ + ОН-
Іон Н+ з’яўляецца носьбітам кіслотных, ОН-- – шчолакавых уласцівасцей. Канцэнтрацыя іонаў вадароду ў вадзе запісваецца звычайна ў выглядзе паказчыка ступені ліку 10, узятага з адваротным знакам і абазначаецца рН. У нейтральным водным асяроддзі канцэнтрацыя вадародных іонаў роўна 10-7 (рН = 7). Кіслае воднае асяроддзе, характэрнае для падземных вод і вод балот, мае рН менш 7 (рН < 7). Большая жа частка паверхневых вод мае слабашчолакавую ці нейтральну рэакцію (рН > 7).

Да пятай групы адносяцца арганічныя рэчывы, якія знаходзяцца ў вадзе ў выглядзе сапраўдных рствораў, калоідаў і суспензіі. Утрыманне гэтых рэчываў характэрызуецца акісляльнасцю – колькасцю кісларода (мг О2/дм3), неабходнага для іх акіслення. Арганічныя рэчывы пападаюць у водныя аб’екты разам з паверхневым сцёкам і пры адміраніі водных арганізмаў. Таму яны ў вадзе ўтрымліваюцца як у жывым, так і у мёртвым стане.

Салявы склад вады па тэрыторыі залежыць ад растваральнасці соляў. А гэта значыць ад інтенсіўнасці іх вымывання з горных парод і глебы. У першую чаргу вымываюцца лёгкарастваральныя хларыд магнія і натрыя, затым сульфаты магнія і натрыя, карбанаты кальцыя і магнія, упрыканцы – крэмнезём вокіслы жалеза і алюмінія.

У размеркаванні гідрахімічных тыпаў вады назіраецца геаграфічная занальнасць. Для звыш- і дастаткова ўвільгатнённых тэрыторый тундры. Лясоў умеранай, трапічнай і экватарыальнай зон з павышаным сцёкам характэрны маламінералізаваныя гідракарбанатна-кальцыевыя воды з перавагай іонаў НСО3- і Са++. У засушлівых раёнах лесастэпу і стэпу з памяншэннем сцёку і павелічэннем мінералізаціі вады пачынаюць перавагаць сульфатныя воды (з перавагай SO4). Пры павелічэнні сухасці клімата (сухі стэп, паўпустыні і пустыні) сульфатныя воды замяняюцца хларыднымі з перавагай іонаў Cl- і Na+. Такім чынам, у маламінералізованых водах перавагаюць іоны НСО3- і Са++, у высокамінералізованых – Cl- і Na+. Іоны SO4 займаюць прамежкавае месца паміж НСО3- і Cl-, а іоны Mg++ – паміж іонамі Са++ і Na+.

Змяненні салявога складу прыродных вод адпаведна з кліматычнымі ўмовамі добра адлюстроўвае схема М. Г. Валяшка:
Усыханне і павелічэнне мінералізацыі

→ → → → → → → → → → → →

НСО3- → SO4 → Cl- Са++ → Mg++ → Na+

← ← ← ← ← ← ← ← ← ← ← ←

Увільгатненне і памяншэнне мінералізацыі

← ← ← ← ← ← ← ← ← ← ← ←

У агульным у большасці кантынентальных вод перавагаюць карбанатныя іоны, у марскіх – хларыдныя. Занальнае размеркаванне велічыні мінералізацыі і тыпаў вод можа парушацца рознымі геалагічнымі ўмовамі, а таксама пад уплывам гаспадарчай дзейнасці чалавека.


2.3. Распаўсюджванне святла і гуку ў вадзе
Святло ў вадзе. Святло, якое падае на паверхню вады, часткова адбіваецца ад яе, пранікае на некаторую глыбіню, дзе паглынаецца і разсейваецца малекуламі вады і завіслымі часцінкамі рэчываў. Пры вертыкальным падзенні святла яно адбіваецца толькі на 2 %. З памяншэннем вугла падзення да 30о – 5о велічыня адбітага святла павялічваецца, адпаведна, на 25 – 40 %. Пры ветравом хваляванні ступень адбіцця падаючай радыяцыі выразна ўзрастае. Так, напрыклад, пры адсутнасці ветру (штыль) адбіццё склаае каля 5 %, а пры лёгкім і моцным хваляваніі – 15 – 30 %.

Залежнасць сумарнай гадавой сонечнай радыяцыі, якая падае на паверхню вадаёмаў, ад шыраты мясцовасці адлюстроўвае табліца 0.


Табліца

Залежнасць сумарнай сонечнай радыяцыі ад геаграфічнай шыраты



Геаграфічная

шырата,


град.

N60

54

42

30

10

0

10

30

42

52

60S

Гадавое падзенне радыяцыі,

кДж/см2


300


326

475

480

605

585

635

615

465

370

340

У азёрах і вадасховішчах с празрыстасцю 1-2 м на глыбіню 1 м пранікае не болей 5-10 % усёй радыяцыі, якая дасягае іх воднай паверхні. Глыбей 2 м ад яе застаецца дзесятыя долі працента, што састаўляе ўсяго 0,015-0,04 Дж/см мін. (рыс. ). У буйных і чыстых азёрахз празрыстасцю 10-20 м сонечная радыяцыя пранікае глыбей. Па Хатчынсану белы дыск (Секкі) знікае на глыбіні, куды пранікае ўсяго 5 % агульнай сонечнай радыяцыі, што і адпавядае велічыні празрыстаці. Стан надвор’я практычна не ўплывае на дакладнасць вымярэння празрыстасці. Памылкі магчымы толькі пры невялікай глыбіні вадаёма, калі чапстка святла адбіваецца ад дна вадаёма.

У адпаведнасці з паступовым угасаннем сонечнага святла з глыбінёй уся тоўшча воднаймасы рздзяляецца на зоны па ступені яе асветленасці. Верхняя зона, дзе асветленасць дастаткова для працэса фотасінтеза, называецца эфатычнай. Далей ідзе сумеркавая зона (дісфатычная). Зона, куды практычна святло не пранікае называецца афатычнай.

Гук, электрычнасць і магнетызм у вадзе. Гук, электрычнасць і магнетызм выконваюць у асноўным сігнальную ролю, як сродак адносін, арыентацыі, і ацэнкі асяроддзя. Успрыманне гуку ў вадзе гідрабіёнтамі значна лепш, чым у наземных. Гук у вадзе распаўсюджваецца значна хутчэй і далей. Некаторыя гідрабіёнты успрыймайюць інфрагукавыя ваганні, дзякуючы чаму яны “чуюць” гукі, якія ўзнікаюць ад трэння хваляў аб паветра (8-13 Гц). Пагэтаму яны раней даведваюцца аб набліжэнні шторму і адплываюць ад берагоў і г.д.

Вялікае значэнне маюць шумавыя нагрузкі, звязаные з дзейнасцю чалавека (работа матораў, турбін, падводнага бурэння, сейсмаразведкі і інш.) на жыццё гідрабіёнтаў. Некаторыя гідрабіёнты могуць аріентавацца ў магнітных палях. Перыядычныя ваганні магнітнага поля Зямлі служаць гідрабіёнтамм добрым датчыкам часу. Магнітнае поле Зямлі уплывае на на выбар рыбамі міграційных шляхов.



Глава 3 Рух вады ў прыродзе
3.1. Сцёк вады ў прыродзе як сусветны працэс
Аб’ём вады сусвету складае каля 1,386 млрд км3. Асноўная частка яе (96,5 %) заключана ў Сусветным акіяне, які пакрывае 71 % паверхні Зямлі. Суша галоўным чынам сканцэнтравана ў паўночным паўшар’і (39 %), у паўднёвым на долю сушы прыходзіцца толькі 19 %. Паверхня сушы мае агульны ўхіл у напрамку акіянаў і мораў, ці ў бок замкнёных бязсцёкавых абласцей, згодна з якім вада пастаянна рухаецца, папаўняецца атмасфернымі ападкамі, удзельнічае а адзіным сусветным працэсу сцёку.

Частка сушы, з якой рэкі нясуць свае воды ў моры і акіяны Сусветнага акіяну называецца вобласцю знешняга сцёку (78 %). Тая частка паверхні, з якой вада сцякае ў замкнёныя вадаёмы і якая не мае сцёку ў акіян, называецца вобласцю ўнутранага сцёку (22, %), ці бязсцёкавай вобласцю.

Большая частка вады знаходзіцца ў Сусветным акіяне. Але вялікія яе запасы ўваходзяць у склад вільгаці глебы, ледавікоў, азёр, балот. Вада цячэ па паверхні зямлі і ў рэках (паверхневы сцёк), прасочваецца ў грунтах (падземны сцёк), знаходзіцца ў парападобным стане ў паветры і рухаецца разам з паветранымі масамі. Аднак, прэсная вада складае ўсяго толькі 2,53 % ад агульнага аб’ёму вады гідрасферы, але яе роля ў жыцці чалавека і прыроды цяжка пераацаніць.

Агульны аб’ём рачнога сцёку вады з паверхні сушы складае 46800 км3 у год. Разам з рачным сцёкам непасрэдна ў акіян сцякае 2200 км3 падземных вод. Ледавіковы сцёк Антарктыды і арктычных астравоў складае 3700 км3. Колькасць вады паветра прыблізна роўна 13000 км3.

Вада на Зямлі знаходзіцца ў безперапынным руху. Яна пераходзіць з аднаго стану ў другі, перамяшчаецца па рэкам, ручаям у азеры, моры, выпарваецца з паверхні вадаёмаў і вадацёкаў у паветра. Галоўнай прычынай такіх рухаў вады з’яўляецца ухіл паверхні Зямлі і сонечная энэргія.

Цеплавая энэргія абумоўлівае як усе працэссы у атмасферы і гідрасферы (выпарванне, ападкі, вятры, цячэнні і г.д.), так і ўсе з’явы арганічнага і неарганічнага жыцця на Зямлі. Выпарванне вады і ўтварэнне воблакаў, выпадзенне ападкаў у выглядз дажджу і снегу, таянне ледавікоў і плыні рэк, высушэнне глебы і вадаёмаў, безперапынна адбываюцца ў прыродзе як самастойныя звення агульнага кругавароту вады на зямным шары.

Колькасць выпаранай вады за год з паверхні Зямлі складае 577 км3. Большая яе частка (505 тыс км3) прыходзіцца на Сусветны акіян і толькі 72 тыс. км3 – на сушу. Для выпарвання такой колькасці вады патрабуецца каля 3 10 20 ккал, ці 22 % ад усёй сонечнай энэргіі, якая дасягае паверх’ні Зямлі.

Пад уплывам сонечнага цяпла вада выпарваецца з апверхні акіянаў, мораў і другіх вадаёмаў, 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 ў выглядзе дажджу, снегу, граду і г.д. Апошнія прасочваюцца ў глебу і дапаўняюць падземныя воды, сцякаюць па схілам, утвараюць ручаі, рэчкі. Другая частка вады зноў выпарваецца і вяртаецца ў паветра. Вада па рэкам разам з падземным сцёкам зноў трапляе ў мора, акіян, выпарваецца з іх паверхні. Затым працякае перанос вадзяной пары і вяртанне па паверхні зямлі ў выглядзе ападкаў. Гэты нясупынны і замкнуты працэс абмену вільгаццю паміж зямлёй і паветрай, літасферай і гідрасферай называюць кругаваротам вады ў прыродзе.Адрозніваюць два віды кругавароту: малы і вялікі.

Большая частка вады, якая выпарваецца з паверхнія акіяна ці мора, зноў вяртаецца на іх паверхню 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. Гэтая вільгаць, да тако каб вярнуцца ў акіян, здзясняе некалькі мясцовых кругаваротаў і забяспечвае вільгаццю сушу, якая знаходзіцца далёка ад акіяна або мора.

На сушы заўсёды можна знайсці ўчасткі, якія нахілены ў бок замкнутых катлавін, бязсцёкавых азёр. Гэта так званыя вобласці ўнутранага сцёку, якія знаходзяцца на сушы і не маюць выхаду ў бок акіяна (Арала-Каспійскі басейн, бязсцёкавыя вобласці Сярэдняй Азіі, возера Чад у Афрыцы, Вялікі басейн у Паўночнай Амерыцы. Умоўна на тэрыторыі Беларусі можна знайсці такія невялікія тэрыіорыі з малымі бязсцёкавымі азёрамі, якія акрамя падземнага сцёку не маюць прамога выхаду паверхневых вод ў рэкі.

Калі ўлічваць, што на працягу значнага перыяду геалагічнага часу аб’ём вады на Зямлі практычна не мяняецца, то і колькасць вады кожны год у кругавароце практычна нязменна. А гэта значыць, што асноўныя састаўныя часткі кругавароту (ападкі, выпарванне, сцёк) знаходзяцца ў раўнаважным стане і яго можна адлюстраваць у выглядзе ўраўнення воднага балансу, якое адпавядае прыходу і расходу вады над акіянам і сушай. Для розных абласцей сушы такое ўраўненне мае свае асаблівасці:

Для Сусветнага акіяну (малы кругаварот)



Zo = Xo + Yo ( 1 )

Для перэфірыйнай часткі сушы



Zс = Xс - Yс ( 2 )

Для абласцей унутранага сцёку сушы



Zб = Xб ( 3 ),

Дзе Х – ападкі, Z – выпарванне, Y – сцёк , адпаведна над акіянам (о), на сушы (с) і ў абласцях унутранага сцёку (б).

Калі скласці ўраўнені 1, 2, 3, то атрымаем ураўненне воднага балансу Зямлі:

Zо + Zс + Zб = Xо + Xс + Xб, (4)

ці

Zзш = Xзш, (5)

дзе Zзш – выпарэнне на Зямлі, Xзш – ападкі на паверхню Зямлі і Акіян.

Прыведзеныя ўраўненні пры ўмовах, што за шматгадовы перыяд павелічэнне колькасці вады ў мнагаводны год кампенсіруецца яе стратамі ў засушлівыя. Аднак у асобныя годы, перыяды з розным увільгатненнем агульная колькасць вады на Зямлі, або на асобных мацерыках можа павялічвацца, ці памяншацца. Тады ўраўненні 1, 2,3.4,5, адпаведна, можна запісаць у наступным выглядзе:



Zo = Xo + Yo ±ΔVо (6)

Zс = Xс - Yс ±ΔVс (7)

Zб = Xб ±ΔVб (8)

Zзш = Xзш ±ΔVзш, (9)

дзе, ΔVо, ΔVс, ΔVб, ΔVзш – змяненні колькасці вады за разліковы год (перыяд) у акіяне, на переферыйнай і бязсцёкавай частках сушы і Зямным шары.

Такім чынам, кругаварот вільгаці на Зямлі адбываецца ў выніку ўзаемадзеяння трох працэсаў: утварэнне і выпадзенне ападкаў, выпарванне з воднай паверхні і з зямлі і сцёку з мацерыкоў. Пры гэтым выпарванне з’яўляецца адзіным шляхам страт вады з паверхні акіяну ісушы. Як выцякае з прыведзеных ураўненняў 4 і 5 сцёк вады не змяняе агульнай колькасці вады на Зямным шары. Ён толькі размяркоўвае яе памімж мацерыкамі і акіянамі, а гэта значыць, што сцёк з’яўляецца адным з найбольш важных сусветных працэсаў.

1   2   3   4   5   6   7   8   9   ...   13


База данных защищена авторским правом ©shkola.of.by 2016
звярнуцца да адміністрацыі

    Галоўная старонка