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




старонка8/13
Дата канвертавання14.03.2016
Памер2.05 Mb.
1   ...   5   6   7   8   9   10   11   12   13

4.7. Асноўныя рысы гідрахімічнага і гідрабіялагічнага рэжыму рэк

4.7.1. Гідрахімічны сцёк
Велічыня мінералізацыі і хімічны склад рачных вод абумоўлены ў першую чаргу жыўленнем рэк паверхневымі і падземнымі водамі, а таксама узаемадзеяннем гэтых вод глебамі і горнымі пародамі басейна. Фарміраванне хімічнага складу рачных вод адбваецца ў саміх верхніх, добра прамытых слаях зямной кары. Сукупнае ўздзеянне клімату, метэаралагічных умоў, біялагічных фактараў прыводзіць да таго, што вада рэк адрозніваецца найменшай сярод водных аб’ектаў мінералізацыяй, рэзкай зменай складу і велічыні мінералізацыі на працягу года, па порам года. Найменшая мінералізацыя характэрна для паўнаводдзя і паводак, найбольшая - для летняй і зімовай межані. На рэках дажджавога альбо ледавіковага жыўлення апрасненне вады назіраецца летам.

Паміж расходамі вады і велічынёй мінералізацыі існуе адваротная сувязь: с павялічэннем расходаў вады памяншаецца мінералізацыя.

Са зменай жыўлення змяняецца на працягу года і суадносіны паміж утрываннем асноўных іонаў у рачной вадзе. У час паўнаводдзя і паводак у большасці рэк павялічваецца адноснае ўтрыманне іонаў HCO3- і Ca++, у межань SO4++ , Cl- і Na++.

Пры значнай розніцы ў складзе павехневых і падземных вод вадазбора рака можа быцюь аднесена да аднаго гідрахімічнага класу, а ў межань – да другога. Так, напрыклад, вады р. Лена зімой адносіцца да хларыднага класа, а ў паўнаводдзе – гідракарбанатнаму.

Інтэнсіўны водаабмен і турбулентнасць руху вады рэк садзейнічаюць выраўноўванню іх гідрахімічных паказчыкаў. З другога боку змяненне суадносін паверхневага і падземнага жыўлення, асінхроннасць паступлення ў раку вод рознага паходжання вызываюць змянені ў хімічным складзе рачных вод. Найбольш значныя змянені велічыні мінералізацыі назіраюцца па даўжыні рэк, асабліва калі яны перасякаюць розныя прыродныя геаграфічныя зоны. Найменшыя змяненні адбываюцца па жывому сячэнню ракі і практычна мінералізацыя не змяняецца па вертыкалі.

Паніжэнне веліыні мінералізацыі ўніз па цячэнню назіраецца ў рэк, якія маюць у вярхоўях значнае падземнае жыўленне. Уніз па цячэнню іх вада разбаўляецца з павялічэннем долі паверхневага жыўлення (р.Іжора, Орэдэж, Ленінградская вобл.). Мінералізацыя вады Волгі ўзрастае ад вярхоўеў да вусця прыкладна ў тры разы (ад 100 да 300 мг/л). У складзе яе вады ў вярхоўях перавагае HCO3- (каля 45-60 мг/л), у ніжнім цячэнні – колькасць SO4++ і Cl- прыблізна роўна HCO3-. Мала змяняецца мінералізацыя і іённы склад вады рэк, уся тэрыторыя басейнаў якіх знаходзіцца ў аднолькавых геаграфічных умовах (Прыпяць) і рэк з азёрным жыўленнем (Нява, Свір, Заходняя Дзвіна).

Гідрахімічная неаднароднасць па жывому сячэнню ракі ўзнікае галоўным чынам на адрэзках, упадаюць прытокі са значным расходам вады. Выразная розніца ў іённым складзе вод назіраецца на Волзе ніжэй упадзення Акі. Неаднароднасць невыразна ці поўнасцю адсутнічае ў малых рэк.

Пад сцёкам раствораных рэчываў падразумеваецца колькасць арганічных і неарганічных рэчываў, якія выносяцца рэкамі ў іённа-малекулярным стане за некаторы прамежак часу. Найбольшую частку раствораных рэчываў састаўляе іённы сцёк. Расход асноўных іёнаў (Qі, кг/с) вызначаецца як здабытак расходу вады (Q) на велічыню яе мінералізацыі (S):



Qі = Q S, кг/с.

Іённы сцёк (Rі) з якой-небудзь тэрыторыі вызначаецца ў тонах за некаторы прамежак часу (Т), звычайна за год:

Rі = Qі Т, ці Rі = W S,

дзе W - аб’ём воднага сцёку, м3/с; S – велічіня мінералізацыі, мг/л.

Іённы сцёк з адзінкі плошчы басейна характэрызуецца модулем іённага сцёку (Рі) у тонах з 1 км2 (за месяц, пару года, год):

Рі = Rі /F, ці Рі = 0,0315 М S,

дзе М – модуль сцёку вады, л/с.км2; S – велічіня мінералізацыі, мг/л.

Іённы сцёк з сушы Змнога шара у сусветны акіян складае каля 2,28 млрд тон у год, модуль іённага сцёку 22,7 т/км2, а сцёк усіх раствораных рэчываў каля 2,9 млрд т. Найбольшы іённы сцёк. Як і водны, дае Азія (636 млн т), найменшый – Аўстралія (62 млн т). Па модулю іённага сцёку на першым месцы знаходзіцца Малайскі архіпелаг (36 т/км2. год). Іённы сцёк адлюстроўваехімічную эрозію і акумуляцыю і з’яўляецца асноўнай састаўляючай расходнай часткі салявога балансу рачнога басейна. Ён служыць злучаючым звяном у салявым абмене паміж сушай і акіянам. Велічыня іённага сцёку і размеркаванне яго па порам года залежыць ад сцёку вады і яе мінералізацыі. У сувязі з гэтым пры прыблізна аднольавых умовах найбольшы іённы сцёк даюць буйныя мнагаводныя рэкі.

Унутрыгадавое размеркаванне іённага сцёку залежыць таксама ад размеркавання воднасці. Максімум яго прыходзіцца на перыяд паўнаводдзя, калі разам з вялікімі аб’ёмамі вады выносіцца многа раствораных у ёй рэчываў.


4.7.2. Гідрабіялагічны сцёк
Мікраарганізмы, якія жывуць у рэках, адрозніваюцца значнай разнастайнасцю відаў. Гэта звязана з разнастайнымі ўмовамі для іх жыцця. Асноўнымі групамі жывых арганізмамі з’яўляецца планктон рэк, альбо рэапланктон, які фарміруецца за кошт аўтахтонных і алахтонных элементаў. Адны прадстаўнікі стаячай вады, апынуўшыся ў рацэ паміраюць, другія актыўна развіваюцца. Гэта планктон, бентас, нектон, калаўраткі, ветвістаўсыя і весланогія рачкі.

Разнастайнасці відаў звычайна павялічваецца ад вытокаў рэк да вусця, асабліва калі рака жывіцца ледавіковымі, балотнымі ці крынічнымі водамі. У гэтых умовах у вытоках рэкі практычна не маюць фіта- і зоопланктона, а ў вадзе прысутнічаюць толькі бактэрыяпланктон. У напрамку да вусця і з тым як усё больш прытокаў упадае ў галоўную раку, у якіх развіваюцца планктонныя водарасці і жывёлы, рэапланктон значна абагачаецца. Зрэдку ён можа аб’яднацца, калі рух вады павялічваецца так моцна, што адбываецца гібель арганізмаў (напрыклад на парожыстых адрэзках ракі). Важнае значэнне ў рэапланктоне маюць бактэрыі, лік якіх у раўнінных рэках вагаецца ад некалькіх соцен тысяч да міліёнаў экзэмпляраў у адным мілілітры. Лік бактэрый павялічваецца у рэках ніжэй крыніц забруджвання.

У рэках сярод планктонных водарасцей найбольш часта сустракаюцца діятомавыя, зяленыя, сінезялёныя, эўгленавыя, залацістыя, пірафітавы і жоўтазяленыя. Роля асобных груп водарасцей у фітапланктоне залежыць ад геаграфічнай шыраты, пары года і ад індывідуальных асаблівасцей рэк. Колькасць планктона ў рэках на працягу года мяняецца. Зімой колькасць планктона паніжаецца да мінімума і ў час паўнаводдзя у сувязі з разбаўленнем рачных вод талымі, якія практычна не ўтрымліваюць якіх-небудзь арганізмаў, за выключэннем бактэрый. Ад вясны да лета колькасць планктона павялічваецца ў сувязі з яго размнажэннем у больш спрыяльных умовах. Пасля летняга максімума лік планктонных арганізмаў зніжаецца.

Бентас прадстаўлен жывёламі. Донныя расліны растуць тоькі ў рэках з празрыстай вадой. Бентас рэк значна бяднее ў паводак, калі пры высокай хуткасці вады з грунтоў вымываюцца і выносяцца ўніз па цячэнню вышэйшыя ракі, алігахеты, ручэйнікі, падзёнкі, лічынкі двукрылак. Найбольш беднымі становяцца заглееныя грунты. Разам з планктонам знесеный вадой бентас складае гідрабіялагічны сцёк.

З водных раслін найбольш часта сустракаюцца ірдэсты, чарот, трыснёг, белыя і жоўтыя гарлачыкі, аер звычайны і інш.

Нектон прадстаўлен рыбамі, разнастайнасць відаў якога асабліва вялікая ў рэках нізкіх шырот. Найбольш характэрныя віды: фарэль, лешч, гусцера, шчупак, судак, налім, акунь; з прахадных рыб – бялуга, асётр, сяўруга; з паўпрахадных – вобла, тарань, усач.
5. Гідрологія падземных вод
5.1. Паходжанне падземных вод
Пытанне аб паходжанні грунтовых вод мае даўнюю гісторыю. Але больш ясныя прадстаўленні аб гэтым пытанні аб гэтым пытанні былі атрыманы зусім нядаўна. Доўшгі час існавалі дзве супрацілеглыя тэорыі аб паходжанні падземных вод – тэорыя інфільтрацыі і кандэнсацыі.

Згодна тэорыі інфільтрацыі папаўненне падземных вод ідзе шляхам прасочвання атмасферных ападкаў у глебу і грунт. Гэтая тэорыя была ўпершыню падцверджана назіраннямі Маріётта, які ў свій час звярнуў увагу на павялічэнне падземных вод у час дажджу. На матэрыялах назіранняў на вадазборы р. Сены ён заўважыў, што толькі 15-20 % ад велічыні выпаўшых атмасферных ападкаў удзельнічае ў сцёку вады.Згодна з яго тэорыяй астатняя вада папаўняла падземныя воды ў басейне Сены.

У 1887 годзе О.Фольгер спрабаваў абгрунтаваць тэорыю кандэнсацыі вадзяной пары ў глебе, якая разам з паветрам пападае ў халодныя слаі Змлі. Па яго тэорыі паветра, якое пранікае на некаторую глыбіню, у халодных слаях шляхам кандэнсацыі вадзяной пары выдзяляе вільгаць, якая ідзе на ўтварэнне грунтовых вод. Пры абгрунтаванні тэорыі кандэнсацыі прыводзілі разлікі, якія быццам бы даказвалі, што колькасць вады, выпаўшая з атмасферы ў выглядзе ападкаў за шматгадовы перыяд, меньшая, чым велічыня выпарэння з паверхні глебы і паверхневы сцёк. Яго прыхільнікі даказвалі, штопасля дажджу грунт увільгатняецца толькі ў самым верхнім параўнальна тонкі слаі. А на гыбіні грунт застаецца сухім, ваданосны слой залягае значна глыбей. І гэты сухі слой быццам бы служыць перашкодай паміж ваданоснымі і увільгатненнымі слаямі. Другім паказчыкам супраць тэорыі інфільтацыі з’яўляецца несупадзенне часу выпадзення атмасферных ападкаў і ўзмацнення дзейнасці сыходных крыніц.

Адна і другая тэорыі мелі слабыя бакі. Напрыклад, тэорыя кандэнсацыі 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 фармруюцца як у выніку прасочвання атмасферных ападкаў, так і шляхам кандэнсацыі выавдзяной пары. Ён абгрунтаваў, што для пранікнення вадзяной пары ў грунт не патрабуецца многа паветра, якя бы рухалася па порах грунтоў, як гэта лічылі раней. Для гэтага патрэбна толькі розніца ў пругкасці вадзяной пары паветра і ў глебе. І пара пераносіцца ад месцаў з большай пругкасцю вадзяной пары, да месцаў з меншай.

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. Ніжой 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. Аднак, як паказваюць даследаванні, колькасць гэтай ювенільнай вільгаці нязначна і яна кампенсуецца расходам вады на хімічныя рэакцыі ў межах зямной кары.

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. Так, напрыклад, на поначы, дзе грунтовыя воды залягаюць неглыбока, ападкі значныя, а выпарванне вады невялікая, інфільтавальная вада больш удзельнічае ў фарміраванні падземных водаў. Дорля кандэнсіраваннай вады ва ўтварэнні грунтовых вод першага ад паверхні зямлі яруса нязначная. Рэжым грунтовых вод павінен быць цесна звязаны з выпадаючымі ападкамі, ападкі могуць параўнальна хутка прыняць удзел ў жыўленні грунтовых вод.

У паўдненых залівах, дзе атмасферных ападкаў значна менш, у вадкім стане вада прасочваецца ў грунт галоўныцм чынам вясной. У астатнія месяцы вада глебы папаўняецца толькі ў парападобным стане.

5.2. Віды вады ў порах грунтоў і механізм яе руху
Вада ў прыродзе – у глебе, грунтах, паветра знаходлзіцца ў розных агрэгатных станах і мае спецыфічныя асаблівасці механізма руху. Ад гэтага залежыць характар і інтенсіўнасць усіх прыродных працэсаў, у якіх прымае ўдзел вада. Даследаваннем розных відаў вады ў глебе і грунтах, механізма яго перамяшчэння займаліся мнногія вучоныя. Добра вядома, напрыклад, праца ў гэтай вобласці А.Ф.Лебедзева “Перамяшчэнне вады ў грунтах і глебе”, якая ўпершыню была выдадзена ў 1919 годзе. Дальнейшыя навуковыя працы былі працягам яе і развіваліяго ідэі.

Вада ў глебах і грунтах можа знаходзіцца ў некалькіх агрэгатных станах: хімічна звязаная, крышталізаваная, парападобная, гіграскапічная, пленачная, капілярная, свабодная (гравітацыйная).



Хімічна звязаная вада ўваходзіць у склад малекулы рэчыва ў выглядзе гідраксільнай групы, як гэта назіраецца, напрыклад, ў мінералах, Fe2O3 + 3H2O → 2Fe(OH)3. Пры выдзяленні хімічна звязанай вады шляхам пракальвання пры высокіх тэмпературах мнералы разбураюцца.

Крышталізаваная вада з’яўляецца састаўной часчткай шматлікіх мінералаў, напрыклад, гіпса (CaSO4 * 2H2O). Такая вада выдзяляецца з горнай пародышляхам награванняда 100-200о С, ці хімічным шляхам.

Гэтыя два віды вады па Н.А.Качынскаму не прыймаюць удзел у прыродных працэсах, яна нездольна самастойна перамяшчацца у прыродзе. Найбольшае значэнне маюць віды воды, якія рухаюцца ў порах грунтоў пад уплывам той ці другой сілы, ці некалькіх сіл.



Парападобная вада знаходзіццаў паветры, запаўняе поры і другія пустоты паміж часцінкамі грунта. Парападобная вада перамяшчаецца ў грунтах галоўным чынам пад уздзеяннем розніцы пругкасці вадзяной пары, якая залежыць ад вільготнасці і тэмпературы глебы. Пры абмене вадзяной парай паміж паветрам атмасферы (Рпав.) і паверхняй глебы (Ргл.) пара рухаецца ўніз пры Рпав. больш Ргл., гэтым вільготнасць паветра ўнутры глебы павялічваецца, а пры Рпав.з. менш Рна.гл., вільготнасць памяншаецца. Такім чынам, глеба высыхае (Рпав.з. – пругкасць вадзяной пары на паверхні зямлі, Рна.гл., - пругкасць вадзяной пары на некаторай глыбіні глебы).

Гіграскапічная вада вада прадстаўляе сабой моцна звязаную ваду, якая ўтрымліваецца сіламі на паверхні часцінак глебы ў выглядзе ізаліраваных малекуальбо плёнкі вады таўшчынёй у адну-дзве малекулы. Гэтая вада адсарбіравана часцінкамі глебы з паветры. Пры адноснай вільготнасці паветра ў порах блізкай да насычэння вільготнасць парод дасягае максімальнай гіграскапічнасці. Здольнасць грунта паглынаць (сарбіраваць) і ўтрымліваць на паверхні часцінак і сценак пораў некаторую колькасць гіграскапічнай вады называецца гіграскапічнасцю. Гліністыя пароды валодаюць высокай гіграскапічнасцю, таму што агульная паверхня ўсіх часцінак надзвычайна вялікая. І наадварот, пяскі, жвір, у якіх паверхня значна меншая, валодаюць меншай гіграскапічнасцю.

Гіграскапічная вада рухаецца ад адных слаёў у другія шляхам пераходу яе ў парападобны стан. Яна можа быць аддзелена ад пароды толькі награваннем да тэмпературы 105-110о С да пастаяннай велічыні вагі грунта.

Плёначная вада абвалоквае часцінкі парод звыш максімальнай гіграскапічнай вады і яна менш звязана з мінеральнымі часцінкамі і адносіцца да катэгорыі рыхла звязанай. Яна рухаецца пад уплывам сіл цяжару і малекулярнага прыцяжэння. Пры малых запасах вільгаці ў грунтах праяўляюцца і сарбцыонныя сілы.

Пад уплывам сіл цяжару плёначная вада сцякае вертыкальна ўніз. Пад уплывам сіл малеклярнага прыцяжэння яна рухаецца ад месца з большай таўшчынёй плёнкі да месц з меншай і неабавязкова супадае з напрамкам дзейнасці сіл цяжару. У залежнасці ад таўшчыні плёнкі ступень уплыву сіл цяжару і сіл малекулярнага прыцяжэння на рух плёначнай вільгаці змяняецца. Пры памяньшэнні таўшчыні плёнкі ў межах блізкіх да гіграскапічнай вільгаці, перамяшчэнне вады ажыццяўляецца ў цэлым пад дзейнасцю малекулярнага сцаплення. Пры ўзрастанні таўшчыні плёнкі павялічваецца роля сіл цяжару і на мяжы пераходу плёначнай вады ў капілярную сілы цяжару перавагаюць.



Капілярная вада адносіцца да катэгорыі свабоднай вільгаці, якая запаўняе параўнальна дробныя поры і капіляры. Капілярная вада штрымліваецца ў грунтах пад уплывам капілярных або меніскавых сіл ад месцаў большага ўвільгатнення да месц меншага ўвільгатнення. Сілы цяжару вады ў выглядзе гідрастатычнага ціску мала ўплываюць на рух капілярнай вады. Часткова сілы цяжару супрацідзейнічаюць капілярнаму падняццю вады ўверх, аднак спрыяюць перамяшчэнню ўніз і па ухілу.

Адрозніваюць падпёртую і падвешаную капілярную ваду. У першым выпадку капіляры ў ніжняй сваёй частцы сутыкаюцца з падземнай вадой. У другім – капілчрная вада знаходзіцц ў падвешаным стане і аддзелена ад ваданоснагагарызонту. Вада падтрымліваецца ў капілярах сіламі меніскаў. Гэты працэс адбываецца на даволі працяглым адрэзку часу, пры гэтым значнага руху вады ўніз не назіраецца. Ніжнія слаі грунтоў маюць мала вільгаці, чым тыя, у якіх знахолзіцца падвешаная вада. Такія з’вы часта назіраюцца на поўдні СНД.



Свабодная гравітацыйная вада запаўняе прамежкі ў грунтах. Яна можа ўтрымлівацца сіламі прыцяжэння да сценак, а пад уздзеяннем сілы цяжару лёгка і свабодна сцякае па напрмку ўхіла. Яе рух адбываецца ў капельна-струменевым выглядзе. У насычаных вадой пародах свабодная вада фільтруецца ў напрамку падзення ўзроўня падземных вод. Гравітацыйная вада перадае гідрастатычны напор і пад яго ўздзеяннем вода можа падымацца ўверх, як гэта мы назіраем ва ўзаемназлучаных сасудах.

Рух падземных вод у залежнасці ад памераў пустотаў, па якім яны перамяшчаюцца, можа быць ламінарным і турбулентным. Ламінарны рух назіраецца пры фільтрацыі падземных вод у дробназярністых грунтах, турбулентны – пры руху вады ў больш буйных шчылінах і пустотах.

Пры ламінарным руху часцінкі вады перамяшчаюцца па паралельным траекторыям у адным і тым жа напрамку. Пры такім руху яе хуткасць (v) прапарцыянальна падзенню напора на адзінку адлегласці, ці гідраўлічнаму ўхілу (i):

V = k, i

дзе k – каэфіцыент фільтрацыі грунтоў, які прадстаўляе хуткасць руху вады ў грунце пры гідраўлічным ухіле роўным адзінцы. Залежнасць хуткасці руху вады грунтовых вод ад ўхілу называецца законам Дарсі. Колькасць вады (Q) яна фільтруецца праз некаторае папярочнае сячэнне грунта (F), раўняецца здабытку плошчы гэтага сячэння на хуткасць:



Q = v F, ці v = k i F,

дзе k – каэфіціент фільтрацыі; i = h1h2 /l = h/lгідраўлічны ухіл; h- велічыня напору; l – адрэзак, на якім адбываецца фільтрацыя вады; F – папярочнае сячэнне, праз якое адбываецца фільтацыя вады ў грунце.

Пры адпаведных умовах гідраўлічны ухіл (i) і папярочнае сячэнне можна прыняць роўным адзінцы, то атрымаем:

v = k,

а гэта значыць каэфіцыент фільтацыі прадстаўляе сабой расход патоку вады праз тоўшчу грунта, сячэнне і ухіл якога роўны 1. Гэты паказчык з’яўляецца адной з асноўных характарыстык вадапранікальнасці грунтоў, які не залежыць велічыні гідрастатычнага напору і вымяраецца у м/с.

Умовы прымянення закона прамалінейнай фільтрацыі ўпершыню былі даследаваны М.М.Паўлоўскім. Ён вывёў ураўненне, якое ўстанаўляе “крытычную” хуткасць фільтрацыі, вышэй якой закон Дарсі парушаецца, а рух вады прыймае характар завіхрэнняў. Ламінарны рух вады становіцца турбулентным. Крытычная хуткасць фільтрацыі адваротна прапарцыянальна дыяметру часцінак, якія складаюць грунт.

Пры турбулентным руху часцінкі вады рухаюцца хаатычна, уздоўж і поперак агульнага напрамку цячэння. У гэтым выпадку хуткасць (v) можна выразіць у выглядзе формулы Шэзі:



V= С √RI,

дзе Rгідраўлічны 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. Для рачных вадацёкаў існуе некалькі формул для яго разліку. Найбольш часта ўжываецца формула Маніна:

C = 1/n R1/6

І формула Н.Н.Паўлоўскага



C = 1/n Ry,

дзе n – каэфіцыент шурпатасці, які вызначаецца па спецыяльных табліцах М.Ф.Срыбнага. Паказчык у формуле НН.Паўлоўскага вызначаецца залежнасцю:

y = 2,5√n + 0,13 – 0,75√R (√n – 0,1).

З формулы Шэзі можна заключыць, што хуткасць плыні ўзрастае з павялічэннем гідраўлічнага радыуса ці сярэдняй глыбіні. Гэта адбываецца таму, што з павялічэннем глыбіні зніжаецца ўплыў шурпатасці дна на хуткасць. Павялічэнне гідраўлічнага радыуса прыводзіць к павялічэнню паказчыка С. З формулы Шэзі выцякае таксама, што хуткасць плыні павялічваецца з павялічэннем ухілу. Але гэтае павялічэнне пры турбулентным руху значна меншае, чым пры ламінарным.

Вада ў глебе ў цвёрдым стане і горрных пародах прысутнічае ў складзе мерзлых глебаў, альбо ў выглядзе выкапнёвага, пячорнага лёду.

Унутрыклеткавая вада ўтрымліваецца ў клетках раслін, якія понасцю не разлажыліся.

Вада ў глебе і горных пародах прсутнічае ў розных формах і стане і залежыць ад ступені ўвільгатнення слаёў зямной кары. Значная частка вады знаходзіцца ў звязаным стане і не ўдзельнічае ў кругавароце і не прыймае ўдзел у жыўленні рэк, азёр і балотаў, у прыродных працэсах. Некаторыя яе віды частковы выкарыстоўваюцца раслінамі.


5.3. Умовы залягання падземных вод
Заляганне падземных вод у зямной кары залежыць ад геалагічнай бдовы мясцовасці, літалагічнага складу горных парод. Наяўнасць водапранікальных і водаўпорных пародаў спрыяе накопліванню свабоднай вады ў водапранікальных пародах, якія залягаюць на вадаўпорах. Такім чынам, фарміруюцца ваданосныя слаі ці гарызонты, гэта значыць насычаныя вадой водапранікальныя слаі горных парод. Вада можа запаўняць не ўсю таўшчыню водапранікальнага слоя, а толькі да некаторай паверхні (рыс. 0). Калі зрабіць свідравіну альбо калодеж, то праз некаторы час вада ў іх ўстановіцца на том жа ўзроўн, што і ўзровень падземнай вады. Гэтая паверхня з’яўляецца свабоднай, ці безнапорнай і назваецца люстэркам ці проста ўзроўнем падземных вод. Ваданосныя слаі, якія маюць свабодную паверхню, называюцца ваданоснымі слаямі са свабоднай паверхняй.

Свабодная паверхня падземных вод не можа быць ідэальна роўнай. Над свабоднай паверхняй падземных вод знаходзяцца тыя ж ваданосныя слаі, у якіх да некаторай вышыні знаходзіцца капілярная вада, называюць капілярным праслойкам. Ён гідраўлічна звязаны з астатняй воднай масай і адчувае тыя ж ваганні, як і ўзровень падземнай вады. Вышыня капілярнага праслойка залежыць ад уласцівасцей ваданоснай пароды і вагаецца ад некалькіх сантыметраў у пясках, да 4 м і больш у сугліністых пародах. Адлегласць ад водаўпорнага ложа да ўзроўня падземных вод называюць магутнасцю ваданоснага слоя.



Напорны ваданосны гарызонт узнікае ў тых выпадках, калі калі водапранікальны воданосны слой залягае паміж двумя водаўпорамі, а ўзровень вады можа ўстанавіцца вышэй ніжняй паверхні ніжняга водаўпорнага пласта. Гідрастатычны ціск узнікае ў выніку розніцы ўзроўняй у месцы жыўлення і месцы выхаду падземных вод.

Воданасычанасць ваданосных слаёў, уласцівасці вод і ўмовы іх руху залежаць не толькі ад геалагічнай структуры і і літалогіі грунтоў, але і ад глыбіні залягання і ступені ізаляванасці ваданосных слаёў адзін ад аднаго, а таксама ад паверхні зямлі. Чым бліжэй падземныя воды залягаюць ад паверхні зямлі, тым больш яны залежаць ад кліматычных фактараў і тым больш яны звязаны з водамі глебы, паверхневымі водамі.

Верхнюю частку зямной паверхні зямлі ў адносінах да падземных вод можна падзяліць на зону аэрацыі і зону насычэння. У зоне аэрацыі вада звычайна не поўнасцю запаўняе поры і іншыя пустоты пародаў. У гэтай зоне непасрэдна каля паверхні зямлі ў глебе залягаюць глебавыя воды. У зоне насычэння поры пародаў запоўнены вадой. Глыбей у ёй залягаюць грунтовыя, міжпластавыя безнапорныя і напорныя воды.

Глебавыя воды – гэта падземныя воды, якія ўтрымліваюцца ў глебе і гідраўлічна не звязаны з ніжэй залягаючымі грунтовымі водамі. Яны звычайна знаходзяцца ў гіграскапічным, пленачным і парападобным стане. У гравітацыйным стане вада назіраецца ў часы насычэння глебы пры актыўным прасочванні паверхневых вод.

Грунтовыя воды – гэта ўсе безнапорныя грунтовыя воды, якія ляжаць ніжэй слоя глебы і дрэніруюцца вадацёкамі. Аднак часцей за ўсё да грунтовых водадносяць верхні ваданосны слой, які ляжыць на першым вадаўпоры.

Часовыя лінзы вады ў зоне аэрацыі, якія ўзнікаюцпасля дажджу ці пасля таяння снегу называюць верхаводкай. Яны поўнасцю залежаць ад змены стану надвор’я і сезонных ваганняў гідраметэаралагічных умоў.

Падземныя воды, водаўпорякіх залягае ў грунтовай тоўшчы, а іх узровень пастаянна ці перыядычна знаходзіцца ў вобласці глебы называюцца глебава-грунтовымі водамі. У гэтым выпадку ў глебе могуць узнікаць патокі вады ў напрамку ўхіла. Такі рух вады ў глебе называюць унутрыглебавым сцёкам.

Грунтовыя воды, пры ўскрыцці якіх свідравінаці калодзежам, прыймаюць той жа ўзровень, які яны прыймаюць і ў грунтах, з’яўляюцца безнапорнымі. Пры іх выхадзе на дзённую паверхню ўзнікаюць безнапорныя крыніцы. Іх жыўленне адбываецца шляхам інфільтрацыі атмасферных ападкаў. Талымі водамі. Часам яны жывяцца і прасачыўшыміся ў грунт водамі вадаёмаў.

Грунтовыця воды пры сваім руху могуць сустракаць на сваім шляху павышэнне вадаўпорнага ложа, якое садзейнічае узнікненню падпора грунтовых вод. Узнікае перапад паверхні люстэрка грунтовых вод. Часам можна назіраць і участкі са стаячай падземнай вадой у месцы паніжэння водаўпорнага слоя. У выпадках перасячэння рачной далінай, ярам, берагам возера, грунтовая плынь атрымлівае выхад на дзённую паверхню ў выглядзе крыніцы, які называецца сыходнай крыніцай. У выпадках, калі грунтовыя воды непасрэдна супадаюць з адкрытымі вадаёмамі, грунтовыя воды жывяць іх. Доля падземнага жыўлення такіх вадаёмаў у агульным жыўленні даволі высокая і павялічваецца з паувялічэннем іх глыбіні, напрыклад, азёр. З павлічэннем глыбіні азёрнай катлавіны ўзнікаюць умовы для разгрузкі ў возера падземных вод больш глыбокага залягання. Часам воды адкрытых вадаёмаў падтрымліваюць, а часам і пастаянна жывяць грунтовыя воды.

Воды, якія залягаюць у водапранікальнай тоўшчы парод і заключаны паміж двумя водаўпорамі, называюць міжпластавымі водамі. Верхні водаўпорны слой у гэтым выпадку называюць водаўпорным дахам, а ніжні - водаўпорным ложам. Грунтовыя воды маюць свабодную ўзроўневую паверхню. Ціск на гэтай паверхні роўны атмасфернаму. Міжпластавыя воды маюць свабодную паверхню ў выпадку, калі яны з’яўляюцца безнапорнымі, ці калі ваданосная парода мала насычана вадой.

Назапашванне падземных вод адбываецца як у рыхлых абломачных пародах, так і ў вывержаных, ці крэпка метамарфізаваных асадкавых. У першым выпадку такія воды адносяцца да тыпу пластавых падземных вод. Яны раўнамерна размеркаваны па ўсяму пласту. Рух вады адбываецца па дробным порам і пустотам паміж зярнятамі пародаў. Удругім выпадку вада называецца трэшчынава-жылавай. Рух яе адбываецца па трэшчынам і вялікім пустотам.

Плошча распаўсюджвання грунтовых вод звычайна супадае з плошчай іх жыўлення. А вось плошча міжпластавых вод не супадае з вобласцю жыўлення. Вобласці жыўлення гэтых вод звычайна прыстасаваны да месц выхаду ваданосных парод на дзённую паверхню. Дадатковае жыўленне міжпластавыя воды могць атрымліваць шляхам прасочвання вады праз водаўпорны дах з вышэй залягаючых ваданосных слаёў.

Грунтовыя воды фарміруюццана міжрэччах у алювіальных адкладах рачных далінаў. У прыродных умовах узроўні грунтовых вод маюць не гарызантальную паверхню, а хвалістую і ў значнай форме паўтараюць рэльеф. У месцах выхаду грунтовых вод на паверхню зямлі іх ўзровень паніжаецца.

Глыбіня залягання грунтовых вод бывае рознай, ад 1-2 да дзесяткаў метраў. Калі гідраграфічная сетка праразае грунтовыя і міжпластавыя воды, то яны з’яўляюцца надзейнай крыніцай жыўлення паверхневых вод. Звычайна неглыбока залягаючыя безнапорныя воды і падземныя воды з мясцовым напорам, якія дрэніруюцца рэкамі у гідралогіі аб’ядноўваюць як “грунтовыя воды”.

1   ...   5   6   7   8   9   10   11   12   13


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

    Галоўная старонка