1. KLIMATYCZNY OBIEG WODY W PRZYRODZIE I OCENA
BILANSU WODNEGO: oraz 3) METODY OCENY
PODSTAWOWYCH SKŁADNIKÓW RÓWNANIA BILANSU WÓD
Pod wpływem tych czynników(temperatura, parowanie, wysokość n.p.m,
ruchy powietrza, itp.) woda zmienia stany skupienia. Paruje, ulega
kondensacji (skraplaniu), zamarza i topnieje. Zmienia swą objętość w
zbiornikach i skałach. W powietrzu woda uzyskuje różną prężność.
Wchodzi w skład wielu związków i reakcji chemicznych. Ruch wody w
przyrodzie jest bardzo zmienny i zależy od intensywności oddziaływania
na nią wyżej wymienionych czynników. Krążenie wody zachodzi w
strefie obejmującej od około 0,8 km litosfery do około 16 km atmosfery.
Cykl hydrologiczny nie ma początku ani końca. Woda paruje z oceanów i
lądów i staje się częścią atmosfery, następnie w formie opadu powraca na
powierzchnię Ziemi (na powierzchnię lądów i oceanów). Woda opadowa
może podlegać intercepcji, transpiracji, może spływać po powierzchni
gruntu i w korytach rzecznych lub infiltrować w grunt. Cześć wody
zatrzymanej na powierzchni pokrywy roślinnej (intercepcja) lub w innych
powierzchniowych zbiornikach retencyjnych (koryta rzeczne, jeziora,
stawy itp.) powraca do atmosfery w wyniku parowania. Woda infiltrująca
może przenikać do głębszych warstw gruntu i być magazynowana jako
woda głowa gruntowa, która następnie wypływa na powierzchnię w
postaci źródeł lub zasila rzeki jako odpływ podziemny; częściowo także
odparowuje do atmosfery. Tak, więc cykl hydrologiczny podlega różnym
skomplikowanym procesom. Krążenie wody zachodzi cyklicznie. Na
pełny obieg wody w przyrodzie składają się następujące fazy; 1)
parowanie wody z powierzchni lądów i wód (jezior, mórz, oceanów), 2)
powstawanie w atmosferze mgieł i chmur i ich wędrówka pod wpływem
wiatrów, 3) kondensacja pary wodnej i powrót wody na powierzchnię
lądów w postaci rosy, deszczu, śniegu lub gradu, 4a) spływ wody po
powierzchni lądów do obniżeń i cieków i jej odpływ do jezior, mórz i
oceanów, 4b) wsiąkanie wody w głąb ziemi i jej odpływ podziemny do
cieków, jezior, mórz i oceanów lub powrót na powierzchnię ziemi (źródła)
i ruch jak w pkt. 4a 4c) pobór wody przez rośliny i jej parowanie
(transpiracja), 5) ponowne parowanie wody. Wymienione procesy
tworzą jeden cykl krążenia. Rozróżnia się cykle główne (duży obieg wody
w przyrodzie) i cykle małe (mały obieg wody w przyrodzie). W cyklu
dużym woda parująca z oceanów przenoszona jest w postaci chmur nad
lady, gdzie opada w postaci deszczu, śniegu itp., aby spłynąć rzekami lub
podziemnie do morza. W cyklu małym woda parująca z powierzchni
lądów skupia się nad lądami. Czas trwania jednego pełnego cyklu
krążenia może być krótki albo bardzo długi. Niektóre cząsteczki wody
wyparowują bezpośrednio po kondensacji, inne natomiast mogą dostać się
we wgłębne warstwy litosfery lub na dno oceanów i przebywać tam wieki,
nim ponownie wrócą do atmosfery. Podobnie zmieniają się w czasie
poszczególne fazy tego cyklu. Najszybciej wymianie ulega woda
atmosferyczna. Czas jej obiegu, według A. Zierhoffera, wynosi około 12
dni. Analogicznie czas pełnej wymiany wody w hydrosferze wynosi około
3600 lat. Powierzchnia oceanów, mórz i jezior stanowi aż 70,5% ogólnej
powierzchni Ziemi, podczas gdy powierzchnia lądów zajmuje tylko
29,5%. Według Wolmana 97% całkowitej ilości wody na świecie jest
zmagazynowana w oceanach. Cykl hydrologiczny można także wyrazić za
pomocą formuły matematycznej. Takim wyrażeniem jest równanie
bilansu wodnego, którego składowe reprezentują liczbowo poszczególne
komponenty obiegu wody. Uogólniona postać równania bilansu wodnego
w skali globalnej jest następująca: P = E + R+ G + ΔS, gdzie: P –
całkowity opad nad obszarem lądów i oceanów E – całkowite parowanie
z lądów i oceanów R – całkowity odpływ powierzchniowy z lądów i
oceanów G – całkowity odpływ podziemny z lądów do oceanów ΔS –
zmiany retencji wody w atmosferze, na lądach i w ocenach Każdy bilans
wodny musi odnosić się do określonego przedziału czasu. Stosunkowo
najprostsze jest obliczanie bilansu w okresie rocznym, a zwłaszcza jako
wartości średnie roczne z wielolecia i wyrażenie ich w formie skróconej.
W takim przypadku całkowita suma zmian retencji ∆S = 0, a określenie
ilościowe opadu, ewapotranspiracji i odpływu jest w przybliżeniu
możliwe. Próba skracania okresu bilansowego (półrocze, miesiąc, dekada)
lub podziału poszczególnych komponentów na elementy składowe wiąże
się z ogromnymi trudnościami ich wyznaczania. W skali globalnej
zadania tego do dnia dzisiejszego nie rozwiązano.
2) INFILTRACJA - wsiąkanie wody pochodzącej z opadów
atmosferycznych, z cieków i zbiorników powierzchniowych oraz z
kondensacji pary wodnej z powierzchni terenu do strefy aeracji , a
następnie (po oddaniu części tych wód do atmosfery ewapotranspiracja )
przesączanie do strefy saturacji . Infiltracja może być również wywołana
sztucznie. Wielkość infiltracji wyrażana jest w dm
3
x s
-1
x km
-2
. Infiltracja
brzegowa = Przenikanie wód powierzchniowych do wód podziemnych
przez brzegi rzek, jezior lub innych zbiorników na skutek spiętrzenia wód
powierzchniowych lub obniżenia zwierciadła wody podziemnej poniżej
stanu wody powierzchniowej. Infiltracja efektywna = infiltracja skuteczna
=> część wód pochodzących z opadów atmosferycznych, która po
pomniejszeniu objętości związanej ze spływem powierzchniowym
ewapotranspiracją oraz procesem wiązania siłami molekularnymi z
ziarnami gruntu w strefie aeracji przedostaje się do strefy saturacji i zasila
wody podziemne
4) OBIEG LITOGENICZNY – związany jest z historią geologiczną
rozpatrywanego obszaru. Pełne cykle łączą się z czasem trwania tzw.
roku galaktycznego związanego z obiegiem układu słonecznego w
obrębie galaktyki (150-200 milionów lat).
litogeniczny:
hydrogeologiczny czas wymiany wody ok. 150 mln lat Intensywność
wymiany wody
0,4 [km3/rok]
geologiczny właściwy czas wymiany wody ok. 150–200 mln lat
Intensywność wymiany wody
0,2–1 [km3/rok]
5) NPSH - Normalna pionowa strefowość hydrogeochemiczna
Wykres, na którym zaznaczone są 3 strefy. Ukazuje on wody infiltracyjne
w czasie teraźniejszym oraz z zamierzchłych czasów.
6) GŁEBOKOŚĆ WYSTĘPOWANIA WÓD SŁODKICH W
POLSCE:
Przykładowo: region środkowej Odry: Głębokość występowania wód
słodkich: szacunkowo 200-800 m. W rejonach całej Polski Woda słodka
występuje 200-400 m ponad poziomem powierzchni. W niektórych
rejonach, np. centralnej głębokość wody słodkiej waha się 1300-1500m,
natomiast w rejonach wysadów solnych woda słona jest przy powierzchni.
7) WŁASCIWOŚCI HYDROGEOLOGICZNE SKAŁ:
a). POROWATOŚĆ - zdolność skał do gromadzenie wody
Współczynnik porowatości n=V
p
/V
Wskaźnik porowatości e=V
p
/V
z
Współczynnik porowatości efektywnej – stosunek obj. porów
komunikujących się ze sobą do obj. całej skały. n
e
=V
e
/V
Klasyfikacja porów w skałach: nadkapilarne; kapilarne;
subkapilarne.
Podział skał pod względem wielkości wsp. porowatości
• nieporowate n < 1%;
• małoporowate 1% < n < 5%;
• średnioporowate 5% < n < 15%;
• porowate 15% < n < 30%;
• bardzo porowate n > 30%.
b). SZCZELINOWATOŚĆ I KRASOWOŚĆ
Współczynnik gęstości szczelin α=l/F
Współczynnik szczelinowatości β=b
s
*l/F
c). SKŁAD GRANULOMETRYCZNY – POSZCZEGÓLNA
ZAWARTOŚĆ POSZCZEGÓLNYCH FRAKCJI (ZIARN W
SKALE).
• frakcja kawernista > 25 mm;
• frakcja żwirowa 25 – 2 mm;
• frakcja piaskowa 2 – 0,05 mm;
• frakcja pyłowa 0,05 – 0,002 mm;
• frakcja iłowa < 0,002 mm.
Średnica miarodajna HASEN – dowolną skałę o różnych ziarnach można
zastąpić skałą złożoną z ziaren skalistych o jednorodnej średnicy, będą
miały tą samą przepuszczalność.
Wsp. niejednorodności uziarnienia skał U=d
60
/d
10
• skały ziarniste U < 5;
• skały nierównoziarniste 15 > U > %;
• skały bardzo nierównoziarniste U > 15.
d). PRZEPUSZCZALNOŚĆ zdolność skał do przewodzenia wody
• przepuszczalność absolutna;
• przepuszczalności względne;
• przepuszczalności efektywne;
• wodoprzepuszczalności (wsp. filtracji).
e) ODSĄCZALNOŚC – zdolność skał do oddawania wody
8) CZYNNIKI RZĄDZĄCE POROWATOŚCIĄ:
- jednorodność uziarnienia (lepsze wysortowanie ziaren)
- kształt ziaren – ziarna okrągłe
- obecność spoiwa, czyli stopień scementowania ziaren w przypadku skał
okruchowych
- sposób ułożenia ziaren – przy sześciennym ułożeniu kul o jednakowych
średnicach, każda kula styka się z sześcioma innymi. Pusta przestrzeń
pozostająca poza wycinkami kul przy ułożeniu sześciennym Objętość
całego sześcianu: V=d3. Współczynnik porowatości wynosi zatem: Przy
romboedrycznym ułożeniu ziaren każda kula styka się z innymi w 12
punktach. Takie ułożenie jest najbardziej ścisłe i szczelne n = 25,95% -
Porowatość ogólna - stosunek objętości porów w skale do całej objętości
skały Oog
Porowatość efektywna - stosunek objętości porów komunikujących się ze
sobą w skale do całej objętości skały Oef -Porowatość otwarta (odkryta)-
część pustek w skale, które są dostępne dla wody -Porowatość całkowita
– wszystkie pustki, nawet te które są niedostępne dla wody, zamknięte w
obrębie ziaren
n > Po > ne n - współczynnik porowatości całkowitej Po - porowatość
ogólna ne - współczynnik porowatości efektywnej
9) ŚREDNICA MIARODAJNA *średnica idealnie kulistych ziaren
(próbka zbudowana z takich ziaren miałaby dokładnie takie własności
filtracyjne jak próbka rzeczywista) *przyjmuje się, że jest nią średnica d10
*współczynnik nierównomierności uziarnienia
10) ODSĄCZALNOŚĆ – zdolność skały do oddawania wody wolnej
ściekającej pod wpływem siły ciężkości; jej miarą jest współczynnik µ
(pojemność wodna, pojemność sprężysta, współczynnik pojemności
wodnej) TB i DM. Współczynnik odsączalności skał sypkich - metoda
Kinga: *izolowana termicznie kolumna wypełniana badanym gruntem
*od dołu wypełniana woda w celu wyparcia powietrza aż do pełnego jej
nasycenia
*podstawiamy naczynie i czekamy ile wody odcieknie Do oznaczania
współczynnika odsączalności, ale skał zwięzłych stosujemy odwirowanie
- wirówka wspomaga działanie siły grawitacji.
11) WSPÓŁCZYNNIK FILTRACJI K jest miarą
wodoprzepuszczalności skały określającą zgodnie z liniowym prawem
Darcy’ego (ν =Q/F=KI lub Q=KIF, gdzie: ν – prędkość filtracji w [m/s];
I – spadek hydrauliczny w ułamku jedności; K – współczynnik filtracji w
[m/s]) relację między spadkiem hydraulicznym a prędkością filtracji.
Zależy on od własności skały oraz od własności wody podziemnej.
WSPÓŁCZYNNIK PRZEPUSZCZALNOŚCI K – określa
przepuszczalność skał bez uwzględnienia własności płynów złożowych.
K=
*k/
12) RÓŻNICE MIĘDZY PRĘDKOŚCIĄ FILTRACJI A
PRĘDKOŚCIĄ RZECZYWISTĄ
Prędkość filtracji – natężenie przepływu (wody) płynu podziemnego
przypadające na jednostkę pow. przekroju prostopadłego wód
podziemnych.
ν = Q/F gdzie: ν – prędkość filtracji w [m/s]; Q – natężenie przepływu w
[m
3
/s]; F – powierzchnia przekroju w [m
2
].
Jest wprost proporcjonalna do I oraz K. Jest prędkością fikcyjną,
ponieważ odnosi się do całego przekroju przez, który przepływa woda.
Rzeczywista prędkość filtracji obejmuje sumaryczną powierzchnię porów,
dlatego prędkość w każdym punkcie może być różna i jest to
mikroskopowe ujęcie prędkości. Zależy od: rodzaju skały, długości
próbki, wysokości słupa wody.
Prędkość rzeczywista – ν
e
= ν/n
e
- Rzeczywista średnia prędkość
przepływu wody prędkość porach. Rzeczywista prędkość przepływu jest
większa od prędkości przepływu przez pory.
U
e
prędkość makroskopowa przepływu wody podziemnej odniesiona do
przekroju przestrzeni porowej liczbowo równa stosunkowi prędkości
filtracji do porowatości efektywnej. Wyraża więc rzeczywistą prędkość
średnią wody prędkość przestrzeni porowej. Wymiar U
e
= [LT
-1
]:
Jednostki: m/s, m/d, m/h.
13) WZORY EMPIRYCZNE – SŁUŻĄ DO OBLICZANIA WSPÓŁ.
FILTRACJI:
1) wzór Hazena => k=c*d10, c=560, U=d60/d10 w przedziale 1-5 2)
wzór Slichtera 3) wzór wg BN-64/8950 => k=0.0116*d10
4) wzór „amerykański” => k=0.36*d20^2,3 5) wzór Seelheima =>
k=0.357*d(wybrane)
14) METODY LAB. WYZ. WSPÓŁ. FILTR.: Prawo Darcy => Q=kJF
15) STREFA AERACJI (napowietrzenia) - strefa w obrębie skorupy
ziemskiej, od powierzchni Ziemi do zwierciadła wód podziemnych, w
której pory i szczeliny skał wypełnione są powietrzem. Występująca w
strefie aeracji woda jest związana siłami międzycząsteczkowymi z
ziarnami skał (tzw. woda błonkowata, woda higroskopijna, woda
kapilarna). Natomiast woda wolna jest w niej obecna tylko okresowo,
podczas przemieszczania się w głąb (tzw. woda wsiąkowa). Niekiedy
zostaje ona zatrzymana przez soczewkę skał nieprzepuszczalnych i
gromadzi się nad nimi, tworząc zbiorowisko wody, zw. wodą zawieszoną.
W strefie aeracji zachodzą procesy wietrzenia. Jej głębokość waha się od
0 (na bagnach) do kilkudziesięciu m, na obszarach pustynnych może
dochodzić nawet do kilkuset m. Strefa aeracji w złożu nosi nazwę strefy
utlenienia.
1) woda wsiąkowi 2) ziarna mineralne otoczone wodą higroskopijną 3)
powietrze gruntowe 4) woda błonkowata 5) woda kapilarna 6)
zwierciadło wody podziemnej
16) STREFA SATURACJI (nasycenia) - strefa gruntu znajdująca się
poniżej zwierciadła wód gruntowych, w której pory i szczeliny, istniejące
w utworach geologicznych, są całkowicie wypełnione wodą. *pory
nadkapilarne >0,5mm *pory kapilarne 0,5-0,0002mm *pory subkapilarne
<0,0002mm Woda w strefie saturacji: 17,18,19
17) WODY GRUNTOWE – wody podziemne, zalegające na większych
głębokościach niż wody zaskórne. Nie podlegają bezpośrednim wpływom
czynników atmosferycznych, są przefiltrowane i z tego względu nadają
się do użytkowania dla celów spożywczych. Wody te nie podlegają
zmianom temperatury w ciągu doby, cechuje je równowaga termiczna.
Temperatura ich zmienia się w zależności od pór roku. Występują poniżej
wyraźnej i trwale utrzymującej się strefy napowietrzenia.
18) WODY WGŁĘBNE - wody podziemne (zwane też artezyjskimi)
występujące w warstwach wodonośnych pod skałami
nieprzepuszczalnymi, pod ciśnieniem hydrostatycznym. Odpowiednie
warunki do wytworzenia ciśnienia hydrostatycznego występują
najczęściej na obszarach o nieckowatym układzie warstw skalnych. Od
wód gruntowych odróżnia je istnienie warstwy nieprzepuszczalnej w
stropie. Dzięki tej izolacji są mniej zanieczyszczone. Zasadnicza różnica
pomiędzy wodami wgłębnymi i głębinowymi polega na istnieniu w
przypadku tych pierwszych stref zasilania, przez które woda opadowa
infiltruje w głąb i zasila głębiej położone horyzonty. Wody wgłębne
często niepoprawnie nazywane bywają artezyjskimi. Nazwa "artezyjskie"
pochodzi od krainy geograficznej Artois (Francja). Odwiert w nadległych
warstwach skalnych powoduje podniesienie słupa wody ponad
powierzchnię ziemi (wypływ na powierzchnię). Wody o niższym
ciśnieniu hydrostatycznym, w przypadku których słup wody w odwiercie
nie sięga powierzchni ziemi to wody subartezyjskie. W rzeczywistości
powinniśmy mówić jedynie o studni artezyjskiej lub subartezyjskiej (patrz
rysunek) a nie o wodach takiego typu, ponieważ nie różnią się one
żadnymi właściwościami. Najbardziej znane wystąpienia wód
"artezyjskich" występuje w Australii - Wielki Basen Artezyjski. Wody
wgłębne stanowią obecnie zbiornik podziemny o największym znaczeniu
gospodarczym. Na wielu obszarach Polski środkowej i północnej wody
wgłębne tworzą kilka zbiorników jeden pod drugim. Jest to możliwe
dzięki naprzemianległemu ułożeniu utworów polodowcowych.
Wodonoścem jest tu piasek, skały nieprzepuszczalne tworzą natomiast
gliny zwałowe. Tworzą się wtedy poziomy wód: naglinowe, podglinowe i
międzymorenowe.
19) WODY GŁĘBINOWE to wody podziemne występujące głęboko
pod powierzchnią ziemi, izolowane od niej całkowicie. Nie są
odnawialne. Z reguły mają wysoką mineralizację i z tego względu nie
nadają się do celów konsumpcyjnych. Często są zasolone.
Typy wód głębinowych w zależności od ich genezy: reliktowe -
pochodzące z dawnych epok geologicznych: sedymentacyjne - dawne
wody infiltracyjne, uwięzione w skonsolidowanych osadach, infiltracyjne
- uwięzione w skałach w minionych epokach geologicznych na skutek np.
ruchów masowych, juwenilne - wody pomagmowe pochodzące z
kondensacji pary wodnej wyzwalającej się z ekshalacji wulkanicznych;
metamorficzne - powstające w procesach przeobrażania skał.
20) OD CZEGO ZALEŻY TEMPERATURA WÓD
PODZIEMNYCH
Temperatura wód naturalnych zależy w dużym stopniu od ich
pochodzenia. Jednakże przede wszystkim jest zależna od głębokości, od
ciśnienia, od temperatury panującej na powierzchni
21) OD CZEGO ZALEŻY ROZPUSZCZALNOŚĆ GAZÓW W
WODZIE
Prawo Daltona - Ciśnienie wywierane przez mieszaninę gazów jest równe
sumie ciśnień wywieranych przez składniki mieszaniny, gdyby każdy z
nich był umieszczany osobno w tych samych warunkach objętości i
temperatury, jest ono zatem sumą ciśnień cząstkowych.
Prawo Henry’ego – rozpuszczalność każdej składowej części mieszaniny
gazów w cieczy jest wprost proporcjonalna do ciśnienia cząsteczkowego
danej części składowej nad cieczą
Rozpuszczalność gazów w wodzie maleje ze wzrostem temp. a rośnie ze
wzrostem ciśnienia
22) GŁOWNE JONY
a) wg wykładów:
- główne: Na
+
, K
+
, Mg
2+
, Ca
2+
, Cl
-
, SO
4
2-
, HCO
3
-
, CO
3
2-
-podrzędne: NO
2
-
, NO
3
-
NH
4
+
, Fe
3+
, Fe
2+
- mikroskładniki: B, Br, J, F i inne
b)wg ściag:
GŁÓWNE SKŁADNIKI CHEMICZNE:
• Jon wodoroweglanowy (HCO
3
-
) – wody płytkie, powszechny, łączy się z
jonami wapni, magnezu, żelaza;
• Jon chlorkowy (Cl
-
) – wody głębokie i w dużych ilościach, łączy się z
jonem sodu, żelaza potasu;
• Jon siarczanowy (SO
4
2-
) – błoto, bagna, złoża anhydrytów łączy się z
jonami wapnia;
• Jony NO
3
-
, NO
2
-
, NH
4
+
;
• Jon wapnia (Ca
2+
) – wody płytkie, łączy się z jonami
wodorowęglanowymi i siarczanowymi;
• Jon magnezu (Mg
2+
) – wody płytkie, łączy się z jonami
wodorowęglanowymi i siarczanowymi, złoża gipsów, anhydrytów;
• Jon sodu (Na
+
);
• Jon potasu (K
+
)
• Jony żelaza (Fe
2-
, Fe
3+
) i jon manganu (Mn
2+
).
23) MINERALIZACJA OGÓLNA WODY: ogólna ilość
rozpuszczonych w wodzie substancji mineralnych.
1) wody zwykłe zwane normalnymi lub słodkimi, których ogólna
mineralizacja jest niniejsza niż 0,5 g/l;
2) wody o podwyższonej mineralizacji zwane akratopegami, których
ogólna mineralizacja wynosi 0,5 - 1,0 g/l;
3) wody mineralne, których ogólna mineralizacja wynosi ponad 1 g/l.
24) POSTAĆ OGÓLNA ZAPISU M. G. KURŁOWA:
SpGM (aniony/kationy) TD
Sp – oznacza składnik specyficzny (g/l);
G – gaz (w g/l);
M – ogólna mineralizacje (w g/l), aniony i kationy w % mval;
T – temp. w °C:
D – wydajność wody
25) KLASYFIKACJE WÓD:
KLASYFIKACJA WG SKŁADU CHEMICZNEGO:
• Wody pitne: klasyfikacja Ch. Palmera, S. A. Szczurkariewa i O. A.
Alekina;
• Wody mineralne: klasyfikacja W. A. Aleksandrowa
• Wody towarzyszące ropie: klasyfikacja W.A. Sulina.
KLASYFIKACJA WÓD PODZIEMNYCH WG GENEZY
(POCHODZENIA):
• wody infiltracyjne – opadowe;
• wody kondensacyjne (zw. ze skraplaniem pary wodnej);
• wody juwenilne (zw. z procesami magmowymi);
• wody reliktowe (sedymentacyjne), odizolowane od wód
powierzchniowych.
KLASYFIKACJA WÓD ZŁOŻOWYCH NA PODSTAWIE
WARUNKÓW ICH WYSTĘPOWANIA (W STOSUNKU DO
ZŁOŻA WĘGLOWODORÓW):
• wody podścielające;
• wody okalające;
• wody górne (powyżej złoża, oddzielone od niego warstwa
nieprzepuszczalna);
• wody dolne (poniżej złoża, oddzielone od niego warstwa
nieprzepuszczalna);
• wody pośrednie = śródzłożowe (występujące pomiędzy warstwami
roponośnymi).
Podział wg mineralizacji:
Mineralizacja | rodzaj | dominujący anion
0-1 Słodkie HCO
3
-
1-5 słonawe SO
4
2-
5-35 słone Cl
-
>35g/litr solanki Cl
-
Mineralizacja 35g/litr to przybliżona średnia mineralizacja wód
morskich i oceanów.