HYDROLOGIA I OCEANOGRAFIA
WYKŁAD 1;
CZYM JEST HYDROLOGIA?
Jest to nauka o wodzie. Zajmuje się badaniem hydrosfery, czyli przestrzeni, w której występuje woda.
Odnosi się do procesów w atmosferze, na powierzchni Ziemi oraz w litosferze;
PODZIAŁ HYDROLOGII WG. DĘBSKIEGO:
Podział wg. 3 kryteriów:
Tematyki badań;
Środowiska, w którym występuje woda;
Metodyki badań;
DZIAŁY HYDROLOGII WG. TEMATYKI:
Hydrologia właściwa zajmująca się występowaniem i krążeniem wody w hydrosferze;
Hydrofizyka z hydromechaniką, zajmująca się fizyczną stroną zjawisk wodnych;
Hydrobiologia zajmująca się życiem w środowiskach wodnych;
Hydrochemia zajmująca się chemicznymi właściwościami i przemianami wody;
INNE PROPOZYCJE DODATKOWYCH DZIAŁÓW HYDROLOGII:
Hydrologia dynamiczna - hydrologia procesów;
Hydrologia regionalna - porównawcze badanie procesów hydrologicznych w różnych regionach;
Hydrologia stosowana - praktyczne zastosowanie wyników badań dla celów wodno gospodarczych;
GAŁĘZIE HYDROLOGII WG. ŚRODOWISKA:
Hydrometeorologia;
Potamologia;
Limnologia;
Oceanologia;
Agrohydrologia;
Hydrogeologia;
Glacjologia;
Geohydrologia;
POZIOMY HYDROLOGII WG. METODYKI BADAŃ:
Hydrometria - obserwacje i pomiary;
Hydrografia - opis zjawisk poznawanych w wyniku obserwacji i pomiarów;
Hydronomia - procesy zachodzące w hydrosferze;
KRĄŻENIE WODY W HYDROSFERZE;
PRZYCZYNY KRĄŻENIA WODY:
Energia cieplna słońca;
Przyciąganie ziemskie;
Przyciąganie słońca i księżyca;
Ciśnienie atmosferyczne i jego zmiany;
Siły międzycząsteczkowe w gruncie;
Reakcje chemiczne i nuklearne;
Procesy biologiczne;
Działalność człowieka;
CYKL HYDROLOGICZNY:
Krążenie wody przebiega w obiegu zamkniętym, nazywanym cyklem hydrologicznym. Wyróżniamy dwa schematy krążenia: obieg duży i obieg mały;
OBIEG DUŻY:
FAZY OBIEGU DUŻEGO:
Atmosferyczna;
Kontynentalna;
Czas trwania obiegu dużego jest szacowany na około 2500 lat;
FAZA ATMOSFRYCZNA OBIEGU DUŻEGO:
Parowanie wody z mórz i oceanów;
Przenoszenie pary wodnej nad kontynenty;
Kondensacja pary wodnej w atmosferze;
Opadanie wody na powierzchnię kontynentów;
FAZA KONTYNENTALNA OBIEGU DUŻEGO:
Osiągnięcie powierzchni terenu przez wodę atmosferyczna;
Wsiąkanie wody w podłoże - infiltracja;
Spływ wody po powierzchni terenu do miejsc niżej położonych;
Spływ podziemnej wody;
Wpływ wody na powierzchnię;
OBIEG MAŁY:
Jest to lokalna wymiana wody miedzy atmosferą i wodami powierzchniowymi;
Woda parując z mórz i oceanów lub kontynentów może powracać na powierzchnię obszarów, w których wyparowała.
W związku z tym istnieją dwa obiegi małe:
Oceaniczny;
Kontynentalny;
Czas trwania obiegu małego jest wielokrotnie krótszy niż obiegu dużego;
ILOŚĆ WODY W PRZYRODZIE:
Ogółem 1 385, 985 mln km³;
Morza i oceany 1 338 mln km³ (96,5%);
Pozostałe (3,5%);
ROLA WODY W PRZYRODZIE:
Znaczenie wody dla biosfery:
Przyjmuje się, że życie na Ziemi powstało w środowisku wodnym;
Jest zasadniczym składnikiem organizmów żywych;
Jest rozpuszczalnikiem i środkiem transportu substancji ustrojowych;
Reguluje temperaturę organizmów;
Uczestniczy w kształtowaniu gleb;
Znaczenie wody dla klimatu Ziemi:
Wysokie ciepło właściwe oraz ciepło przemian fazowych czyni wodę wydajnym akumulatorem ciepła;
Woda jest podstawowym czynnikiem w dystrybucji ciepła w skali globalnej;
Woda atmosferyczna wpływa na wielkość promieniowania docierającego do powierzchni Ziemi;
Woda wpływa na wielkość albedo powierzchni terenu;
Znaczenie wody dla procesów wietrzenia:
Woda jest głównym współczynnikiem w środowisku naturalnym;
Woda transferuje substancje rozpuszczone, w tym będące regulatorami;
Woda jest ważnym czynnikiem wietrzenia fizycznego;
Znaczenie wody dla procesów erozyjno - denudacyjnych:
Woda jest ważnym czynnikiem erozji;
Woda jest ważnym czynnikiem transportacyjnym materię;
W stanie stałym także dokonuje prace erozyjne i transportujące;
Znaczenie wody w procesach sedymentacyjnych:
Fizyczne procesy depozycji osadów;
Chemiczne procesy depozycji osadów;
Przemiany osadu w środowisku wodnym;
Hydrauliczne sortowanie materiału podczas jego transportu i depozycji;
GOSPODARCZE ZNACZENIE WODY:
Wykorzystanie dla celów komunalnych;
Wykorzystanie dla produkcji lub pozyskiwania żywności;
Wykorzystanie dla celów przemysłowych;
Wykorzystanie dla celów energetycznych;
Wykorzystanie dla transportu wodnego;
Rekreacyjne wykorzystanie wody i obiektów wodnych;
Inne;
WODY PODZIEMNE:
POCHODZENIE WÓD PODZIEMNYCH:
Infiltracyjne;
Kondensacyjne;
Juwenilne;
Reliktowe;
Metamorficzne;
STREFOWOŚĆ PIONOWA:
Strefa aeracji - strefa rozpowietrzona i występująca powyżej zwierciadła wód podziemnych;
Strefa saturacji - strefa zawodniona występująca poniżej zwierciadła wód podziemnych;
WODA W STREFIE AERALNEJ:
Para wodna - występuje w powietrzu glebowym, przemieszcza się w wyniku zmian ciśnienia i temperatury;
Woda związana chemicznie - inaczej krystalizacyjna, jest składnikiem niektórych minerałów;
Woda związana fizycznie - przyciągana siłami molekularnymi i przylegająca do cząstek gleby, przemieszcza się pod wpływem grawitacji;
WODA ZWIĄZANA FIZYCZNIE:
Woda higroskopowa - absorpcja pary wodnej na powierzchni cząstek gruntu;
Woda błonkowata - warstewki wody tworzącej otoczki ziaren gruntu w większe odległości niż woda higroskopowa;
Woda kapilarna - forma pośrednia miedzy wodą związaną fizycznie oraz woda wolną; występuje w drobnych porach i szczelinach w dwóch postaciach:
Bezpośrednio ponad strefą saturacji;
Jako woda kapilarna zawieszona powstająca podczas wnikania wody opadowej do kapilar lub podczas opadania zwierciadła wód wolnych i oderwania się ich od strefy wzniosu kapilarnego;
Woda wolna (grawitacyjna):
Występuje zarówno w strefie aeracji i saturacji;
Podlega przemieszczaniu w Stefie aeracji ku zwierciadłu wód podziemnych pod wpływem sił grawitacyjnych;
Wypełnia przestrzenie nadkapilarne;
Może występować w formie zawieszonej;
Woda wolna w strefie saturacji:
Przemieszczać się może gdy spełnione są następujące warunki:
Skała ma możliwość przewodzenia wody;
Istnieje strefa zasilania;
Istnieje możliwość oddawania wody z ośrodka wodonośnego;
Ruch wody w strefie saturacji:
Zalega w utworach wodonośnych pomiędzy zwierciadłem wody podziemnej a lezącą niżej warstwą utworów nieprzepuszczalnych;
Może formować wielopiętrowe układy poziomów wodonośnych;
Może występować w strefach wodonośnych podłoża jeżeli nie cechuje się ona uwarstwowieniem;
Ruch wody w strefie saturacji nazywamy filtracją;
Niekiedy część wód w strefie saturacji jest w bezruchu;
Ruch wody w strefie saturacji zachodzi poprzez następujące strefy: zasilania, spływu oraz drenażu;
STREFY POZIOME RUCHU WODY PODZIEMNEJ:
Strefa zasilania - obszar wychodni warstwy wodonośnej na powierzchnie terenu, gdzie może następować infiltracja wód opadowych lub powierzchniowych;
Strefa spływu - pośrednia pomiędzy strefą zasilania oraz drenażu, dominuje tu poziomy ruch wody bez zmian ilościowych;
Strefa drenażu - część warstwy wodonośnej, gdzie występuje odpływ wód podziemnych do odbiorników powierzchniowych;
ZWIERCIADŁO WODY PODZIEMNEJ:
Wyróżniamy dwa podstawowe typy zwierciadła wód podziemnych:
Zwierciadło swobodne - podlegające wahaniom położenia, występuje nad nimi część aerowana warstwy wodonośnej, a powierzchnia terenu nad nią stanowi strefę zasilania wód podziemnych;
Zwierciadło napięte - jego położenie jest wymuszone występowaniem warstwy nieprzepuszczalnej nad warstwą wodonośną, strefa zasilania leży w pewnej odległości poziomej;
CIĄGŁOŚĆ ZWIERCIADŁA SWOBODNEGO:
W utworach przepuszczalnych o przewodnictwie porowym zwierciadło uważamy za ciągłe;
W utworach o przepuszczalności szczelinowej zwierciadło jest nieciągłe, ogranicza się tylko do szczelin wypełnionych wodą;
WYKŁAD 2;
ZWIERCIADŁO PREZOMETRYCZNE:
Dotyczy stref niezawodnionych leżących ponad zwierciadłem napiętym;
Ma charakter potencjalny - w szczególności ujawnia się w studniach przebijających warstwę przepuszczalną lezącą nad ośrodkiem zawodnionym;
Wykazuje obniżanie się kierunku ponad wody w strefie spływu w ośrodku wodonośnym;
DWA PRZYPADKI ZWIERCIADEŁ USTABILIZOWANYCH:
SUBARTEZYJSKIE - po podniesieniu poziomu wody występuje poniżej powierzchni gruntu;
ARTEZYJSKIE - po udostępnieniu woda może wpływać, samo wypływ;
PRZEDSTAWIENIE OBRAZU ZWIERCIADŁA WÓD PODZIEMNYCH:
HYDROHIPSY - jednakowa wysokość zwierciadła nad poziomem morza;
HYDROIZOBATY - jednakowa głębokość zwierciadła swobodnego co oznacza potencjalne położenie zwierciadła po przebiciu nieprzepuszczalnej warstwy napinającej;
ZASILANIE RZEK PRZEZ WODY PODZIEMNE:
Mamy dwa typy wód podziemnych w relacji do zasilania wód powierzchniowych:
POTAMICZNE - uczestniczą w zasilaniu odpływu wód powierzchniowych;
APOTAMICZNE - nie uczestniczy w zasilaniu odpływu w zasilaniu wód powierzchniowych;
RODZAJE WÓD PODZIEMNYCH:
Ze względu na głębokość występowania:
Przypowierzchniowe;
Gruntowe;
Wgłębne;
Głębinowe;
WODY PRZYPOWIERZCHNIOWE:
Występuje płytko pod powierzchnia i określa się je umowną granicą głębokości do 1 metra poniżej powierzchni terenu;
Strefa aeracji jest szczątkowa;
Ich odpływ jest niewielki;
Duże parowanie z powierzchni zwierciadła;
Często tworzą mokradła;
Zwykle bardzo zanieczyszczone;
WODY GRUNTOWE:
Wody w zwierciadle swobodnym wyrażone strefą aeracji;
Ich zwierciadło może występować na głębokości od 1 metra do kilkudziesięciu;
W Polsce występują głównie w utworach czwartorzędowych - polodowcowych i rzecznych;
Ich jakość jest zróżnicowana - zwykle są to zanieczyszczenia przenikające z powierzchni terenu;
WODY WGŁĘBNE:
W utworach wodonośnych przykrytych skałą nieprzepuszczalną;
Zasolone są w obszarach wychodnej warstwy wodonośnej;
Ich zwierciadło jest zwykle napięte, formując wody artezyjskie lub subartezyjskie;
Zwykle charakteryzują się dobrą jakością;
WODY WGŁĘBNE ARTEZYJSKIE:
Wody wgłębne, których zwierciadło ma osiągać powierzchnie terenu;
Ujawniają się w studniach przebijających warstwę nieprzepuszczalną nad ośrodkiem zawodnionym;
WODY WGŁEBNE SUBARTEZYJSKIE:
SA to wody wgłębne, których zwierciadło pirometryczne osiąga wysokość powyżej powierzchni terenu;
Ujawnia się w studniach przebijających warstwę nieprzepuszczalną nad ośrodkiem zawodnionym;
WODY GŁĘBINOWE:
Bardzo głęboko pod powierzchnią terenu;
Całkowicie odizolowana warstwami nieprzepuszczalnymi;
Są wśród nich takie wody reliktowe, nie uczestniczące w krążeniu;
Na ogół silnie zmineralizowane, czasem są to cieplice;
WODY KRASOWE:
Występują w ośrodkach skalnych cechujących się wtórnie szczelinowością typu krasowego, powstała w skutek rozpuszczania skały na drogach krążenia wody;
Krasowy ośrodek wodonośny cechujący się często wysokim udziałem arterialnego przewodnictwa wody;
Często występuje zasalanie drenażem wód powierzchniowych przez skrasowiałe podłoże;
Częste występowanie źródeł krasowych;
Duża wrażliwość na zanieczyszczenia;
Krasowe ośrodki wodonośne są zasobne w wodę;
Częste występowanie dużych kawern wypełnionych wodą;
Wahania zwierciadła wody mogą osiągać duże rozmiary;
ELEMENTY HYDROLOGII WÓD POWIERZCHNIOWYCH:
Liniowe;
Punktowe;
Obszarowe;
OBIEKTY PUNKTOWE:
ZRÓDŁA - skoncentrowany wypływ wody podziemnej na powierzchnię terenu. Pojawia się w miejscach przecięcia przez powierzchnię terenu warstwy wodonośnej;
TYPY ZRÓDEŁ:
Spływowe - woda wypływa z góry w dół pod wpływem grawitacji;
Podpływowe - woda wypływa pod wpływem ciśnienia hydrostatycznego;
Lewarowe - woda wypływa okresowo z systemu lewarowego, pod wpływem siły rwącej;
ZE WZGLĘDU NA WARUNKI TERENU:
Warstwowe - związane z utworami szczelinowymi i porowymi w miejscu nacięcia warstwy wodonośnej przez powierzchnie terenu;
Szczelinowe - wypływ wód podziemnych krążących w szczelinach skał litych;
Uskokowe - wypływ wody podziemnej w strefie uskoku tektonicznego;
Krasowe - wypływ wody podziemnej z utworów podlegających krasowieniu;
ZRÓDŁA WARSTWOWE:
Inaczej warstwowo - erozyjne gdy powierzchnia topograficzna przecina granicę warstwy przepuszczalnej i nieprzepuszczalnej;
Dzieli się na:
Warstwowo - kontaktowe - gdy granica warstw jest pochylona w kierunku przeciwnym do kierunku spływu wody podziemnej;
Warstwowo - zaporowe - gdy następuje nagłe zmniejszenie przepuszczalności utworów warstwy wodonośnej lub zmniejszenia jej miąższości;
ZRÓDŁA W RELACJI DO RZEZBY TERENU:
Zboczowe;
Krawędziowe;
Terasowe;
Grzbietowe;
ZE WZGLĘDU NA PIĘTRZENIE WODY PODZIEMNEJ:
Zaporowe;
Przelewowe;
WPŁYW LITOLOGII NA PODZIAŁ ZRÓDEŁ:
Skalne;
Zwietrzelinowe;
Morenowe;
Osuwiskowe;
Deluwialne
ZE WZGLĘDU NA CECHY FIZYCZNO - CHEMICZNE:
Temperatura wody;
Zimne;
Zwykłe;
Cieplice;
Mineralizacja wody;
Słodkie;
Mineralne;
INNE RODZAJE ZRÓDEŁ:
Gejzery;
Źródła gazujące;
NIESKONCENTROWANE WYPŁYWY WODY PODZIEMNEJ:
Młaki - rozlewowe wypływy, zwykle z odpływem;
Wyciek - słaby nieskoncentrowany wypływ z odsłoniętej warstwy wodonośnej;
Wysięk - lokalnie nawilgocenie powierzchni terenu wodą podziemną;
CIEKI NATURALNE:
Struga;
Strumień;
Strumyk;
Małe cieki na terenach równinnych, zasilane na niewielkich obszarach:
Potok - cienki o wąskim nurcie, zwykle o charakterze górskim;
Rzeka - ciek powstały z połączenia strug lub potoków, lub wypływający z czoła lodowca, jeziora;
STAN WODY:
Stan wody rzeki jest rozmieszczeniem zwierciadła wody w danym profilu poprzecznym ponad przyjęty umownie poziom odniesienia;
Pomiar przy pomocy wodowskazów;
Miejsce - posterunek wodowskazowy;
Punkt - profil wodowskazowy;
WYKŁAD 3;
WARUNKI LOKALIZACJI PROFILÓW WODOWSKAZOWYCH:
Koryto rzeki powinno w miarę możliwości prowadzić cały przypływ;
Zwierciadło wody nie powinno być pod wpływem piętrzenia i depresji;
Dno rzeki nie powinno ulegać istotnym zmianom (erozja i akumulacja);
Powinny istnieć dobre warunki techniczne do założenia i funkcjonowania wodowskazu;
Profil powinien leżeć w pobliżu miejsca zamieszkania obserwatora, powinna być możliwość dojazdu obsługi technicznej;
Wodowskaz powinien być łatwo dostępny dla obserwatora - przy każdym stanie wody i o każdej porze;
RODZAJE WODOWSKAZÓW:
Wodowskazy łatowe, wyposażone w łatę wodowskazową z podziałką na specjalnej tablicy;
Wodowskazy schodkowe - szereg segmentów łat wodowskazowych instalowanych na schodkach przy brzegu rzeki;
Wodowskazy polowe - szereg pali w przekroju poprzecznym rzeki, poziom wody mierzy się przenośną miarką lub łatą;
Wodowskazy grupowe - kilka łat w profilu od brzegu rzeki poprzez strefę nadrzeczną;
Wodowskazy pływakowe;
Zwykłe - wyposażone są w podwieszany pływak, pomiar od znaku na lince odczytywany od podziałki lub bezpośrednio z podziałki na lince pływaka;
Specjalne - np.: różnicowe (pomiar wody powyżej i poniżej budowli piętrzącej);
WODOWSKAZY SAMOPISZĄCE (LIMNIGRAFY):
Poprzednie rodzaje wodowskazów służą do obserwacji termicznych;
Wodowskazy limnigraficzne służą do obserwacji ciągłych;
Stosuje się limnigrafy analogowe lub cyfrowe;
Limnigrafy służące do pomiaru poziomu morza (mareografy);
Limnigraf rurowy;
Limnigraf z ujęciem poziomym - studzienka lub rura pływakowa jest połączona z rzeką, poziomą rurą;
Limnigraf lewarowy - woda do studzienki pływakowej dostaje się poprzez lewar;
Limnigraf stosuje się także w jeziorach oraz do badania poziomu wód gruntowych;
Limnigrafy podstawą jest wykres analogowy na taśmie papierowej lub zapis cyfrowy;
Limnigrafy perforujące - rejestrują stan wody co określony czas;
Limnigrafy ciśnieniowe;
Limnigrafy nadążne;
Telelimnigrafy;
INNE TYPY WODOWSKAZÓW:
Wodowskaz maksymalny - stosujemy na ciekach o nagłych i krótkotrwałych wezbraniach;
Wodowskaz precyzyjny - umożliwiający pomiar z dokładnością 0,1 lub nawet 0,01 mm;
POSTERUNKI WODOWSKAZOWE:
Posterunki badawcze, zakładane przez służbę hydrologiczną lub instytuty naukowo - badawcze do Zelów badań hydrologicznych (podstawowe i specjalne);
Podstawowe - stosuje się do ogólnego rozpoznania warunków hydrologicznych;
Specjalne - lokalizuje się w miejscach planowej budowy obiektów gospodarki wodnej;
Posterunki eksploracyjne, zakładane przez różne firmy przy obiektach gospodarki wodnej;
OBSERWACJE WODOWSKAZOWE:
Obserwacje terminowe:
Zwyczajne - wykorzystywane raz na dobę zwykle o godzinie 7:00; w innych 3x na dobę;
Nadzwyczajne - wykorzystywane w okresie wezbrań (nawet co godzinę); przyjmuje się ogólną zasadę, że wykonuje się je , gdy opad w ciągu 8 godzin przekroczy 10mm lub stan wody podniesie się w tym czasie o 50 cm;
Obserwacje ciągłe:
Obserwator wykonuje je raz dziennie o 7:00, pomiar na łacie kontrolnej z dokładnością 1cm, z uwzględnieniem falowania wody;
Podczas pomiaru kontrolnego wykonuje się znak kontrolny na pasku limnigrafu;
OBSERWACJE ZJAWISK LODOWYCH:
Wyróżniamy 7 podstawowych form zjawisk lodowych:
Śryż - krążki lodu gąbczastego;
Lepa - gęsta masa powstała z opadu śniegu na ochłodzoną wodę;
Lód brzegowy;
Pokrywa lodowa;
Kra;
Zator - zwały kry lub śryżu;
INNE OBSERWACJE PROFILOWE:
Określenie stopnia pokrycia profilu lodem, jako stosunku szerokości rzeki ze śryżem, lodem brzegowym lub krą do całkowitej szerokości rzeki;
Pomiary grubości pokrywy lodowej - co 5 dni w przeręblach na środku rzeki, wykonywane przyrządem zwanym kosą;
Obserwacje stopnia zarastania koryta roślinnością - raz w tygodniu a na wiosnę co drugi dzień;
Odnotowywanie dat wykaszania roślinności i pogłębiania koryta rzeki przez służby melioracyjne;
STANY CHARAKTERYSTYCZNE:
Stany główne:
Stany główne 1 stopnia:
Stany skrajne - WW oraz NW;
Stany średnie - SW oraz ZW;
Stany główne 2 stopnia:
Wyróżniamy wody w każdym ze stanów:
Najwyższą - W;
Średnią - S;
Zwyczajną - Z;
Najniższą - N;
Łącznie wyróżnia się 16 stanów głównych 2 stopnia:
Przykłady:
WWW - stany najwyższe w wieloleciu;
NNW - stany najniższe w wieloleciu;
SWW - średnia wartość najwyższych w wieloleciu;
SNW - średnia wartość najniższych w wieloleciu;
SSW - średni stan w wieloleciu;
CZĘSTOŚĆ STANÓW WODY:
DEFINICJA: Częstością stanów wody n nazywa się liczbę wystąpień w określonym czasie stanów wody o określonych wysokości lub w określonych przedziałach wysokości. Wykresy wykonuje się w postaci histogramu słupkowego lub diagramu z linią łamaną;
CZĘSTOTLIWOŚĆ STANÓW WODY:
DEFINICJA: Częstotliwością występowania stanów wody n/N nazywa się liczbę określaną jako część danego zbioru stanów złożona jest ze stanów o określonych wysokości lub zawartych w określonych przedziałach wysokości. Linia ta rysowana jest jako wartość bezwzględna lub procentową;
Wykresy sporządza się w postaci histogramu słupkowego lub diagramu z linią łamaną;
STAN MODALNY:
Nazywany jest też stanem najdłużej trwającym (NTW). Jest to stan o największej częstości lub częstotliwości;
STANY OKRESOWE:
DEFINICJA: stanem okresowym nazywa się stan wody o określonych sumowanej częstości (częstotliwości), bądź czasie trwania wraz ze stanami wyższymi lub niższymi. Dla częstości (częstotliwości stosuje się oznaczenie WP, a dla czasu trwania WT;
WYKRESY CZĘSTOŚCI (CZĘSTOTLIWOŚCI) STANÓW WODY:
Krzywej rozkładu częstotliwości (częstości) stanów;
Krzywej sumowanych częstości (częstotliwości) stanów;
Wykresów czasów trwania stanów wody wraz ze stanami wyższymi lub niższymi;
METODY HYDROLOGICZNE:
Dwa różne schematy hydrologiczne: wpływ przez otwór w ścianie zbiornika, przepływ wody przez zwężenie przekroju poprzecznego;
Wpływ wody przez otwór w ścianie zbiornika może następować przez otwór zatopiony lub częściowo zatopiony przez przelew o formie zgeometryzowanej lub przez upust denny;
Przy metodzie zwężania przekroju poprzecznego stosuje się zwykle zwężkę Venturiego (pomiar różnicy ciśnień z zastosowaniem równań) lub koryto Porshalla (z przepływem swobodnym obliczanym równaniami wykładniczymi);
WYKŁAD 4;
PODZIAŁ OBSZARU ZMIENNOŚCI STANÓW WODY:
Obliczanie granic stref stanów wody;
Graniczny stan strefy wysokiej i średniej wyznacza się ze wzoru:
Hgr ww/sw = 0,5 (NWW + WSW);
Lub Hgr ww/sw = Σ H/h dla H >SW, gdzie n jest liczbą stanów wody wyższych od średniego;
Graniczny stan strefy średniej i niskiej wyznacza się ze wzoru Hgr sw/nw = 0,5 (NSW + WNW);
Lub Hgr sw/nw = Σ H/h dla H <SW, gdzie n jest liczbą stanów wody niższych od średniego;
ZWIĄZKI DWÓCH WODOWSKAZÓW:
Równanie związku wodowskazów określa się ze zbioru stanów korespondencyjnych z zastosowaniem diagramu korelacyjnego oraz metody najmniejszych kwadratów;
Związek może mieć charakter prosty, złożony linią z jednym załamaniem a wielokrotnie złożony linia wielokrotnie łamaną;
Pętlowy związek wodowskazów - zwykle spowodowany wpływem wezbrań z pętlą histerezy na diagramie;
ZWIĄZKI WIELU WODOWSKAZÓW:
Dla związku 3 wodowskazów na tej samej rzece zwykle stosuje się różnego rodzaju nomogramy;
Dla większej ilości wodowskazów na rzece i jej dopływach stosuje się rozwiązanie równaniami korelacji wielokrotnej, zwykle liniowymi;
ZMIANY ZWIĄZKU WODOWSKAZÓW:
Zmiany trwałe - przy zmianie kształtu koryta rzeki lub jej strefy zalewowej;
Zmiany nietrwałe - przy czasowych podpieprzeniach stanów wody z przyczyn naturalnych;
Zmiany sezonowe - w określonych sezonach roku;
ZASTOSOWANIE ZWIĄZKÓW WODOWSKAZÓW:
Korekta stanów wody błędnie odczytywanych przez obserwatorów;
Uzupełnianie brakujących danych w ciągach obserwacyjnych;
Kontrola zmian koryta rzeki i zmian położenia zera wodowskazu;
Prognozowania hydrologiczne;
PRZEPŁYWY;
POMIARY NATĘŻENIA PRZEPŁYWÓW:
Natężeniem przepływu - nazywa się objętość wody przepływającej przez dany przekrój poprzeczny w jednostce czasu;
Natężenie przepływu wyraża się w jednostkach objętości na jednostkę czasu: najczęściej m³/s, dm³/s;
METODY CAŁKOWANIA:
Trapezu;
Metoda numeryczna Simsona;
Metoda Monte Carlo;
BEZPOSREDNIE METODY POMIARU PRZEPŁYWU:
Cechują się dużą dokładnością ale mogą być stosowane przy niewielkich natężeniach przepływu;
Najczęściej stosowanymi metodami przepływu są:
Objętościowa;
Hydrauliczna;
Rozcieńczenia;
Wskaźnika;
Elektryczna;
METODA OBJĘTOŚCIOWA:
Należy do najdokładniejszych;
Podstawową jest metoda podstawionego naczynia, którym może być duże naczynie;
W metodzie mierzy się objętość uchwyconej do naczynia wody oraz czas;
Odmianą tej metody jest koryto wywrotne;
WYKŁAD 5;
PRZELEWY POMIAROWE:
Przelewy pomiarowe są bardzo często stosowane w pomiarach. Są to przegrody spiętrzające wodę w korycie - wyposażone w zgeometryzowane wycięcie, przez które woda się przelewa;
Prawidłowy przelew powinien spełniać warunki: ścianka powinna mieć ostre krawędzie, powinien być niezatopiony, dopływ do przelewu powinien być spokojny, przelewająca się woda nie może spływać po ściance przegrody;
W praktyce warunki te są niekiedy trudne do spełnienia;
Pomiar: zmierzenie warstwy wody ponad dobą krawędź przelewu. Obliczenia przepływu dokonuje się z nomogramu lub równaniem;
PRZELEWY POMIAROWE:
Stałe i przenośne;
W przypadku przelewu stałego można dodatkowo sporządzić krzywą kalibrującą zależność między warstwą wody na przelewie i natężeniem przepływu;
Przelewy przenośne powinny być zaopatrzone w piezometry pomiarowe;
Szacowanie dokładności oszacowania przepływu 1 - 3%;
Zakres pomiarów od poniżej litra do kilkuset litrów na sekundę;
METODYPOŚREDNIE POZIOMU PRZEPŁYWU:
Najczęściej opierają się na równaniu hydraulicznym Q = Vs * F;
Zwykłe pomiary prędkości ruchu wody wykorzystuje się punktowo w przekroju poprzecznym, w różnych odległości od dna - młynek hydrometryczny;
W metodzie uproszczonej mierzy się powierzchniową prędkość ruchu wody (metoda pływakowa), redukowaną następnie do prędkości średniej w pionie;
Aktualnie rozwijane są nowe metody pomiarowe wykorzystujące echosondy, dalmierze mikrofalowe oraz komputery;
ZALEŻNOŚCI MIĘDZY STANEM WODY I NATĘŻENIEM PRZEPŁYWU:
W równaniu przepływu zmienną niezależną jest przepływ Q, a zmienną zależną jest stan wody H: H = f(Q). Jednak w praktyce wykorzystuje się zależność odwrotną: Q = f(H);
Przepływ jest zależny także do innych czynników i ogólne równanie powinno mieć postać: Q = f(H, i, F, m, x), gdzie: H - stan wody w cm; i - spadek zwierciadła wody [‰]; F - przelew przekroju poprzecznego [m2]; m - współczynnik szerokości koryta; x - obwód zwilżony [m];
KRZYWA KONSUMPCYJNA (1):
Jest to krzywa natężenia przepływu zwykle określana jako związek Q = f(H);
Krzywa konsumpcyjna jest nazwą zwyczajową, wywodzącą się z Austryjackiego Centralnego Biura Hydrologicznego;
W literaturze polskiej jest niekiedy określana innymi nazwami, np.: krzywa objętości;
KRZYWA KONSUMPCYJNA (2):
W celu skonstruowania krzywej konsumpcyjnej należy wykonać serię synchronicznych pomiarów stanów wody oraz objętości przepływu - przy różnych stanach wody i przepływach;
Wyniki są przedstawiane na wykresie typu x, y;
Dawniej do krzywej dołączano tabele wielkości odczytanej z krzywej, np.: co 1 cm zmiany stanu wody;
W dzisiejszych czasach wyniki są przeliczane metodą najmniejszych kwadratów do postaci równania aproksymującego rozkład punktu na wykresie;
Najczęściej dopasowanie równania następuje poprzez zastosowanie zależności wykładniczej, a rzadziej wielomianowej lub innej;
KRZYWA KONSUMPCYJNA (3):
W przypadku zależności wykładniczej, linearyzacja krzywej następuje po zlogarytmizowaniu obu zmiennych (Q, H) lub jednej z nich - regresja limniczna;
W przypadku zależności wielomianowej stosuje się procedurę regresji wielokrotnej z podstawieniem x1, x2,…,xn kolejnych potęg zmiennej H;
W przypadku bardziej złożonych zależności stosować można procedury przekształceń zmiennych różnymi funkcjami, zwykle ma podstawę porównania kształtu krzywej z krzywymi wzorcowymi - także krzywa sklejona;
KRZYWA KONSUMPCYJNA (4):
Dla koryt naturalnych krzywa zwykle obrazuje w ograniczonym przedziale czasowym;
Przedziały czasowe obowiązywania danej krzywej są ustalane na podstawie kontroli kolejnych wyników pomiarów;
W rzadkich przypadkach stosuje się odrębne krzywe sezonowe: dla okresu porastania koryta roślinnością lub dla okresów występowania zjawisk lodowych;
KRZYWA KONSUMPCYJNA (5):
Kształt krzywej jest zależny przede wszystkim od relacji pomiędzy przyrostem stanu wody i przyrostem powierzchni przekroju zwilżonego;
W większości przypadków w miarę wzrostu stanu wody zwiększa się tempo przyrostu wielkości przepływu - krzywa ma kształt wklęsły;
Przyczyny takiego kształtu krzywej: szybki wzrost powierzchni przekroju zwilżonego oraz wzrost prędkości ruchu wody ze wzrostem stanu wody;
Zazwyczaj nie udaje się uzyskać pomiarów dla stanów wezbrań maksymalnych i wtedy trzeba stosować ekstrapolowanie krzywej;
Ekstrapolację najlepiej jest wykonać na podstawie obliczanego równania krzywej metodami statystycznymi;
Ekstrapolacja powinna towarzyszyć weryfikacji geometrii koryta w zasięgu stanów najwyższych;
WYKŁAD 6;
ODPŁYW - jest procesem przemieszczania się cząstek wody pod wpływem grawitacji po za granice określonego obszaru; zasilany jest przez opady i osady atmosferyczne;
OPADY:
Zmienione;
Skorygowane;
Nieskorygowane;
OSADY:
Szron;
Rosa;
Mgła;
Osad ciekły;
Osad stały;
ODPŁYW PODZIEMNY - ETAPY IFAZY:
Pierwszym etapem odpływu podziemnego jest infiltracja;
INFILTRACJA - wchłanianie wody przez grunt do strefy aeracji;
Infiltracja dzieli się na fazę wsiąkania i przesiąkania;
Faza wsiąkania - woda nie wypełnia wszystkich przestrzeni w gruncie - stopniowo wypełnia przestrzenie nadkapilarne;
Drugi etap: filtracja z przewagą składowej poziomej ruchu wody;
Proces filtracji rozpoczyna się gdy infiltrująca woda osiągnie poziom wodonośny;
W procesie filtracji woda przemieszcza się zgodnie z nachyleniem zwierciadła wody podziemnej;
Trzeci etap: drenowanie poziomu wodonośnego;
Jest to ostatni etap podziemnej drogi wody z rozpoczęciem odpływu powierzchniowego;
Drenowanie poziomu wodonośnego następuje przez cieki;
ODPŁYW POWIERZCHNIOWY:
Powierzchniowy odpływ wody dzielimy na:
Spływ powierzchniowy;
Dopływ korytami cieków;
SPŁYW POWIERZCHNIOWY:
PONADINFILTRACYJNY - zwany także spływem hortonowskim - powstaje gdy natężenie opadu lub tajania przewyższy natężenie infiltracji;
PRZEDINFILTRACYJNY - gdy deszcz spada na glebę przesuszoną;
SPYW - spowodowany podwyższeniem zwierciadła wody podziemnej - powstaje gdy zwierciadło wody podziemnej osiągnie powierzchnię terenu;
ETAPY TWORZENIA SPŁYWU POWIERZCHNIOWEGO:
Przezwyciężenie detencji powierzchniowej ziaren gruntu;
Powierzchniowy spływ laminarny;
Powierzchniowy spływ rozproszony;
Koncentracja spływu;
ODPŁYW KORYTAMI CIEKÓW:
Stanowi sumę spływu powierzchniowego i odpływu podziemnego;
Wyróżniamy ponadto spływ pod powierzchniowy, zwykle powstający na stokach nachylonych i uwarunkowany istnieniem w strefie aeracji pionowego zróżnicowania przepuszczalności;
Spływ powierzchniowy i pod powierzchniowy decydują o charakterze wezbrań;
Składowa długo retencjonowana zasilania odpływu rzek jest odpływ podziemny w strefie saturacji;
ROZDZIAŁ ODPŁYWU NA POWIERZCHNIOWY I PODZIEMNY:
W Polsce stosowana jest tzw. Metoda ścięcia fali wezbraniowej;
Polega ona na przeprowadzeniu pod wykresem hydrogramu wezbrania cieku linii hydrogramowej wezbrania podziemnego;
CZYNNIKI MODYFIKUJĄCE ODPŁYW:
Wydzielamy następujące czynniki:
Klimatyczne;
Fizjograficzne;
Czynniki klimatyczne dzielimy na:
Bezpośrednie (opady);
Pośrednie (temperatura, wilgotność, itd.);
Czynniki fizjograficzne:
Wielkość i kształt zlewni;
Ukształtowanie terenu zlewni;
Przepuszczalność podłoża;
Pokrycie terenu;
WPŁYW POKRYCIA TERENU:
Zatrzymywanie osadów na częściach nadziemnych roślin, zwane INTERCEPCJĄ;
Zużywanie dużych ilości wody na transpirację;
Zmniejszenie parowania z powierzchni gruntu w skutek zakrycia jego powierzchni;
Zwiększenie szerokości powierzchni gruntu;
Opóźnienie tajania śniegu;
WPŁYW LASU NA ODPŁYW:
Wpływ na klimat - tworzenie klimatu lokalnego, zwiększenie przychodu wody z osadów atmosferycznych;
Wpływ na wielkość odpływu;
Wpływ na rozkład odpływu w czasie;
WPŁYW JEZIOR I BAGIEN NA ODPŁYW:
Jeziora powodują wyrównanie charakterystyk odpływu;
Zwiększają straty na parowanie z wolnej powierzchni wodnej;
W warunkach klimatu wilgotnego nie zmniejszają odpływu a jedynie wyrównują go podobnie jak jeziora;
W warunkach klimatu suchego zwiększają straty na parowanie;
PAROWANIE TERENOWE:
Jest to sumaryczna wielkość strat wody z obszaru dorzecza; przyczyny tych strat są różnorodne:
Parowanie z wolnej powierzchni zbiorników wodnych;
Parowanie z intercepcji;
Parowanie z gleb;
Parowanie z wody zebranej na powierzchni terenu;
Sublimacja śniegu i lodu;
Parowanie fizjologiczne organizmów żywych;
Straty wody na procesy chemiczne;
Straty wody w procesach technologicznych;
RODZAJE PAROWANIA:
PAOWANIE POTENCJALNE Z POWIERZCHNI WODY jest ilością pary wodnej, która może się ulotnić w optymalnych warunkach z powierzchni czystej wody;
PAROWANIE AKTUALNE Z POWIERZCHNI WODY jest warstwa wody odparowanej w istniejących warunkach z powierzchni zwierciadła wody;
EWAPOTRANSPIRACJA MOŻLIWA jest ilością pary wodnej jaka mogła by powstać w wyniku zużycia całej energii dostarczanej przez słońce;
EWAPOTRANSPIRACJA POTENCJALNA;
EAPOTRANSPIRACJA RZECZYWISTA;
EWAPOTRANSPIRACJA AKTUALNA jest stratą pary wodnej z gleby i transpirowanej przez rośliny w danych warunkach meteorologicznych;
METODY OKREŚLANIA PAROWANIA TERENOWEGO:
METODA BILANSU CIEPLNO - RADIACYJNEGO. Metoda ta nie jest szerzej stosowana w praktyce;
METODA DYFUZJI TURBULENCYJNEJ. W metodzie tej dysponować trzeba danymi o prędkości wiatru i gradientu pionowego wilgotności powietrza dla krótkich odcinków czasu;
METODA KONSTANTINOWA została zmodyfikowana przez Dębskiego z wprowadzeniem poprawek zależnych od pory roku;
METODA KOMBINOWANA PENMANA. Metoda ta ma wiele modyfikacji, z których dla warunków Polski sprawdzona została modyfikacja Francuzka.
METODA BILANSU WODNEGO. Opiera się na uproszczonym równaniu bilansu wodnego. E = P - H;
PAROWANIE TERENOWE W ZLEWNIACH:
Dla zlewni rzecznych parowanie terenowe można określić ze średnich obszarowych wartości elementów, od których zależy parowanie lub na podstawie punktowych wielkości parowania określonych w stacjach meteorologicznych;
Parowanie terenowe jest wówczas ustalane na podstawie średniej ważonej, wielkości reprezentacyjnej;
Innym sposobem jest wykreślanie izotym;
OKREŚLANIE EWAPOTRANSPIRACJI POTENCJALNEJ;
METODA THORNTHWAITE`A (1948). Pozwala określać ewapotranspirację potencjalną z danych klimatycznych. Metoda ta nie nadaje się dla miesięcy z ujemną średnią temperaturą powietrza;
METODA TURCA. Opracowana dla klimatu umiarkowanie wilgotnego, ze średnią wilgotnością powietrza powyżej 50%;
METODA PENMANA MOUTHEITHA. Opiera się na zmodyfikowanym w 1965 roku równania Penmana. Problemem jest tu określenie oporu dyfencyjnego pokrywy roślinnej;
OKREŚLENIE EWAPOTRANSPIRACJI RZECZYWISTEJ:
Stosuje się współczynniki korelacyjne do wielkości ewapotranspirację potencjalnej;
Współczynniki te określa się dla faz rozwoju roślinności i początkowej fazy rozwoju roślin do efektywnego pokrycia terenu roślinnością (70 - 80%), faza środkowa do początku dojrzewania roślin oraz faza końcowa do pełnej dojrzałości lub zbioru roślin;
OKREŚLENIE EWAPOTRANSPIRACJI AKTUALNEJ:
Uproszczone metody polegają na zastosowaniu współczynników korygujących ewapotranspirację potencjalną do aktualnej;
Metody oparte na bilansie radiacji;
Metody oparte na niedosycie wilgotności powietrza;
Proponowano też inne metody;
BILANS WODNY:
Bilans wodny zlewni określa zasoby wodne występujące stale lub czasowo na tym terenie;
Równanie bilansu wodnego dla wielolecia: P = H + E, gdzie P -opad atmosferyczny, H - odpływ powierzchniowy i podziemny, E - parowanie terenowe;
Dla okresów krótszych stosowane jest równanie Pencka - Oppokowa: P = H + E + ΔR, gdzie ΔR jest różnicą retencji pomiędzy początkiem a końcem okresu bilansowania;
Bilans wodny wg. Lwowicza uwzględnia oddzielenie odpływu powierzchniowego, podziemnego, uwilgotnienie oraz wprowadza współczynniki odpływu podziemnego i parowania;
Bilans wodny rozwinięty opisuje poszczególne fazy biegu wody;
Podstawową jednostką czasu jest rok hydrologiczny trwający od 1 listopada do 30 października roku następnego;
RETENCJA:
DEFINICJA: retencją nazywamy czasowe przetrzymywanie wody w zlewni;
RODZAJE RETENCJI: powierzchniowa i podziemna;
Retencja powierzchniowa: śniegowa i lodowcowa, jeziorna i zbiornikowa, koryt i dolin rzecznych oraz retencja terenu;
Retencja podziemna: retencja związana z retencją wolną. Wyróżnia się także retencję czynną oraz retencję bierną. (optymalna, zastoiskowa);
RETENCJA ŚNIEGOWA I LODOWA:
Występuje w okresie zimowym oraz na obszarach występowania lodowców. Miarą retencji śniegowej jest zapas wody w pokrywie śnieżnej lub sama grubość pokrywy śnieżnej;
RETENCJA KORYT I DOLIN RZECZNYCH:
Retencja korytowa - ilość wody znajdującej się w korytach rzecznych
Retencja dolin rzecznych - objętość wody zalewającej dna dolin podczas wezbrań; retencja dolin rzecznych na terasach nizinnych może być bardzo duża, jest ograniczona przez obwałowania przeciwpowodziowe;
WYKŁAD 7;
RETENCJA JEZIOROWA I ZBIORNIKOWA:
Jest to ilość wody znajdująca się w jeziorach i w zbiornikach sztucznych;
Zdolność retencyjna jeziora lub zbiornika jest określana objętością warstwy wody pomiędzy aktualnym i najwyższym dopuszczalnym poziomem zwierciadła wody;
USTROJE RZECZNE:
Ustrój (reżim) wodny odzwierciedla rodzaj i strukturę czasową stanów i przepływów rzeki w umiarkowanym cyklu rocznym. Pierwszą typologię ustroju wodnego rzek zaproponował Wojejkow w 1884 roku:
Rzeki klimatów zimnych;
Rzeki typu wschodnioeuropejskiego;
Rzeki typu klimatu umiarkowanego oceanicznego;
Rzeki typu górskiego;
Rzeki typu śródziemnomorskiego;
Rzeki klimatów podzwrotnikowych;
Rzeki typu pustynnego;
Klasyfikacja PARDEGO. Trzy typy ustrojów rzecznych:
Prosty;
Złożony pierwotny;
Złożony zmienny;
Trzy rodzaje zasilania:
Śnieżny;
Deszczowy;
Lodowcowy;
Ustrój prosty - jeden okres wysokich i jeden okres niskich przepływów. Wyróżnia w nim 5 podtypów:
Lodowcowy - wysokie stany i przepływy w lecie;
Śnieżny górski - wysokie stany latem, ale wcześniej niż w ustroju lodowcowym;
Śnieżny równikowy - wysokie stany wiosną;
Deszczowy oceaniczny - wysokie stany zima z małą amplitudą stanów;
Deszczowy międzyzwrotnikowy - wysokie stany w porze deszczowej a niskie w porze suchej; amplituda stanów wody dość znaczna;
Ustrój złożony pierwotny, z dwoma maksimami i dwoma minimami w ciągu roku. Cztery podtypy:
Śnieżny przejściowy;
Śnieżny równinny;
PODZIAŁ TYPÓW JEZIOR ZE WZGLĘDU NA CHARAKTER WYMIANY WODY:
Odpływowe (przepływowe);
Bezodpływowe;
PODZIAŁ TYPÓW JEZIOR ZE WZGLĘDU NA WYPEŁNIEWNIE WODĄ:
Stałe;
Okresowe;
Epizodyczne;
PODZIAŁ TYPÓW JEZIOR ZE WZGLĘDU NA INTENSYWNOŚC:
Podział Pasłowskiego - 4 typy:
O ustroju pasywnym, mniejszy od 1;
O ustroju przeciętnym, intensywność 1 - 5;
O ustroju aktywnym, intensywność 5 - 10;
O ustroju bardzo aktywnym, intensywność >10;
SZTUCZNE ZBIORNIKI:
Powodziowe - zatrzymanie wody w celu zabezpieczenia;
Żeglugowe - ciągłość żeglugowa, elektrownie;
Wyrównawcze - poniżej zbiornika głównego w celu wyrównania;
Komunalne - zapotrzebowanie ludności;
Przemysłowe;
Rolnicze;
Suche - okresowo podczas wezbrań;
Przeciw rumowiskowe;
BAGNA;
Trwałe nasycenie wodą (80%) objętości gruntu, porośnięte charakterystyczną roślinnością;
Gdzie występują: tundra, tajga, równiny aluwialne, delty dużych rzek;
ZE WZGLĘDU NA ZASILANIE:
AMBROGENICZNE - zasilane wodą opadową strefy wododziałowe;
TOPOGENICZNE - wody podziemne, bezodpływowe;
SOLIGENICZNE - wypływające z podziemi u podnóży stoków;
FLUWIOGENICZNE - w sąsiedztwie cieków, wody wezbraniowej gdy niski stan wody podziemnej;
MOKRADŁA;
Obszary gdzie zwierciadło wody podziemnej przez cały rok nie zalega więcej niż 0,5 metra pod powierzchnią terenu;
Dzielimy je na:
Torfowiska wysokie;
Torfowiska przejściowe;
Torfowiska niskie;
TORFOWISKA WYSOKIE:
Atlantyckie;
Kontynentalne;
TORFOWISKA PRZEJŚCIOWE:
Występują w strefach wododziałowych i dolinach rzecznych; zasilane opadowo, niewiele wody płynącej;
TORFOWISKA NISKIE:
Zasilane przez wody podziemne i rzeczne. Powstają w szerokościach dolin rzecznych;
Dzielą się na:
Mechowiskowe (darniowe) - bagna poligeniczne, zasilane podziemnie, wszystkie łąki;
Zalewane (szuwarowe) - bagna fluwiogeniczne, przewaga roślin szuwarowych;
Okresowe (leśne) - zasilane podziemnie, zalewane na krótki czas, występują na terenach rzecznych, stanowią końcową fazę torfowisk szuwarowych;
Źródliskowe - w obrębie niewielkiego źródełka , zasilane podziemnie, występują głównie w górach;
MOKRADŁA STAŁE I OKRESOWE:
TRZĘSAWISKA - występują w strefie przyjeziornej. Jest to pływający Korzuch roślinny, rozrastający się od brzegów jeziora ku jego środkowi;
MOKRADŁA OKRESOWE - zwierciadło wody podziemnej zalega w najsuchszej porze roku głębiej niż 0,5 metra, ale podczas roztopów lub wezbrań rzek mogą być na krótko zalane. Występuje roślinność: trawy, jaskry, turzyce, szczaw, niezapominajki;
Procesy glebotwórcze o charakterze błotnym darniowo - glejowym lub murszowym:
BAGNA SŁONE I SŁONAWE;
LESISTE BAGNA NADMORSKIE;
JEZIORA;
ROZWÓJ I DYNAMIKA JEZIOR:
W jeziorach o odpowiedniej głębokości występuje pionowe uwarstwienie termiczne wody;
Wyróżnia się:
Stratyfikację termiczną prosta - obniżane są temperatury wody wraz z głębokością;
Stratyfikację termiczną odwróconą (katotermię) - wody cieplejsze około 4°C zalegają pod zimniejszą i lżejszą wodą powierzchniową;
Brak stratyfikacji termicznej (homotermia) - występuje w jeziorach głębszych wiosną i jesienią, a w jeziorach płytkich nawet przez większość roku;
W jeziorach stratyfikowanych ano termicznych wyróżniamy:
EPILIMNION (woda naskokowa) - górna warstwa silniej nagrzana z częstym i raczej powolnym spadkiem temperatury z głębokością;
METALIMNION - przejściowa warstwa skoku termicznego (termoklina);
HYPOLIMNION (warstwa podskokowa) - dolna warstwa wody o niskiej temperaturze;
TERMICZNA KLASYFIKACJA JEZIORNA:
Polarne - stale odwrócona stratyfikacja termiczna; temperatura nie przekracza +4°C;
Umiarkowane - z rozwiniętym cyklem termicznego uwarstwowienia;
Subtropikalne - całoroczne uwarstwienie proste; z dużą różnicą temperatur pomiędzy warstwą powierzchniową i przydenną;
Tropikalne - uwarstwienie proste z małymi różnicami temperatur pomiędzy epilimnionem i hipolimnionem;
Mieszaniem się wód w jeziorach zależy od wiatru, prądów cyrkulacji i uwarstwienia termicznego wody;
Głównym czynnikiem jest falowanie wiatrowe zależne od: prędkości wiatru, rozległości akwenu, jego głębokości;
TYPY MIESZANIA WODY JEZIORNEJ:
HOLOMIKSJA - pełne wymieszanie się wody w jeziorze;
TACHYMIKSJA - mieszanie holomiktyczne spowodowane oddziaływaniem silnego wiatru;
EUMIKSJA - powolne mieszanie się wód jeziornych pod wpływem słabego wiatru;
BRADYMIKSJA - bardzo słabe mieszanie, przy bardzo słabym wietrze;
MEROMIKSJA - brak pełnego mieszania się wody jeziornej;
ZE WZGLĘDU NA CZAS CAŁKOWITEGO MIESZANIA SIĘ WÓD JEZIORNYCH WYRÓŻNIAMY TYPY MIKTYCZNE JEZIOR:
Amiktyczne - całkowicie pokryte lodem i w ogóle nie podlegające mieszaniu;
Monumiktyczne zimne - typ polarny, wysokogórskie z pełnym mieszaniem wody;
Dimiktyczne - strefa umiarkowana, 2 okresy mieszania i 2 okresy homeotermiczne;
Meromiktyczne ciepłe - równik i między zwrotnikami, 1 okres mieszania;
Oligomiktyczne - strefa przyrównikowa, woda ciepła w całym przekroju, mieszanie słabe;
Polimiktyczne - płytkie, wielokrotne pełne mieszanie wody w ciągu roku;
PRĄDY JEZIORNE:
Przepływowe - powodowane dopływem wody do jeziora lub jej wpływem;
Wiatrowe - cechują się dużą zmiennością;
Gęstościowe - pionowe ruchy wody związane z jej różnicami temperatury i gęstością;
ZARASTANIE JEZIOR PRZEJAWIA SIĘ STREFOWOŚCIĄ POSTEPUJĄC OD BRZEGU:
Strefa błotna lub bagienna przy kontakcie wody i lądu;
Strefa oczeretów - roślin o wysokich pędach nadwodnych w wodzie o niewielkiej głębokości;
Strefa roślin o liściach pływających w wodzie o głębokości do 3 metrów;
Strefa roślin o liściach zanurzonych;
Strefa występowania osadów organiczno - mineralnych i mineralnych;
W wyniku zarastania jezior oraz gromadzenia się osadów dennych następuje ich stopniowy zanik (powstają torfowiska);
Zanik jeziora jest zależny od misy jeziornej oraz panujących warunków troficznych;
Trofia określa biologiczną produktywność zbiorników wodnych - a zatem ich żyzność;
ZE WZGLĘDU NA ŻYZNOŚĆ JEZIOR I ZBIORNIKÓW WYRÓŻNIAMY:
DIAGOTROFICZNE - powstała materia organiczna podlega mineralizacji i wraca do obiegu przez co powstaje mało osadów dennych. Cechują się bogactwem gatunkowym flory i fauny. Są to zwykle jeziora młode geologicznie, duże i głębokie, często dobrze natlenione;
MEZOTROFICZNE (umiarkowanie żyzne) - przejściowy stan pomiędzy diagotroficznym a eutroficznym;
EUTROFICZNE (żyzne) - duża koncentracja substancji odżywczych i silny rozwój życia biologicznego, duża depozycja osadów dennych;
POLITROFICZNE (bardzo żyzne) - zwykle z zakwitami glonów, z bardzo małą przeźroczystością wody bez roślinności w głębszych partiach;
SAPROTROFICZNE (przeżyznione);
DYSTROFICZNE (jezioro schyłkowe) - o silnym brunatnym zabarwieniu wody i jej niedotlenieniem;
Niekiedy występują jeziora ALKALITROFICZNE - z nadmiarem Ca. Głębiej tworzy się kreda jeziorna i gytia jest osadem zbiorników dobrze natlenionych. Wyróżniamy różowawą gytię wapienną (z przewaga materii mineralnej) oraz ciemną gytię detrytusową (z przewaga materii organicznej)
EUTROFIZACJA - jest procesem naturalnym związanym z istnieniem i rozwojem biomasy;
Pod wpływem działania eutrofizacji jezioro zaczyna się powoli starzeć poprzez rozwój biomasy;
Końcowym etapem rozwoju misy jeziornej jest jej wypełnienie osadami i zamiana w trzęsawiska, torfowiska lub bagno;
Pod wpływem melioracji odwadniających, rozwój jeziora ulega zmianom, z przyspieszeniem ich zaniku;
MORZA I OCEANY;
Ocean światowy pokrywa 71% powierzchni Ziemi; 61% półkuli PN oraz 81% półkuli PD;
Ocean światowy dzieli się na: morza, zatoki, cieśniny;
MORZE:
Wyodrębniona część oceanu, zwykle przylegająca do kontynentu lub oddzielona wyspą lub półwyspą; zajmuje 11% powierzchni oceanu światowego;
Wyróżniamy:
MORZE PRZYBRZEŻNE - ZE SWOBODNĄ WYMIANĄ WODY Z OCEANEM;
MORZE ŚRÓDLĄDOWE - w tym międzykontynentalne (szelfowe);
MORZE MIEDZYWYSPOWE - zwane też girlandowe (np.: morze Koralowe);
WYRÓŻNIAMY MORZA ZE WZGLĘDU NA STOPIEŃ IZOLACJI OD OCEANU:
OTWARTE - łączy się bezpośrednio z oceanem ze swobodną wymianą wód;
PÓŁZAMKNIĘTE - oddzielone wyspami, półwyspami lub podwodnymi progami ograniczające wymianę wód;
ZAMKNIĘTE - izolowane od wód oceanu (morze Kaspijskie);
Część mórz nazywamy zatokami, a morza obustronnie otwarte cieśninami;
ZATOKA:
Jest akwenem głęboko wcinającym się w ląd;
CIEŚNINA:
Wąski akwen rozdzielający ląd i łączący 2 inne akweny;
W obrębie dna oceanicznego wyróżniamy: szelf, stok oceaniczny, podnóże kontynentalne (platforma oceaniczna, równiny abysalne, kaniony, góry podwodne, grzbiety śródoceaniczne oraz rowy;
SZELF KONTYNENTALNY:
Jest podwodnym przedłużeniem kontynentu. Wg. Międzynarodowej komisji ds. Nazewnictwa Form Dna Oceanu, szelf jest strefą rozpościerającą się wokół kontynentu do głębokości, gdzie nachylenie zbocza podwodnego gwałtownie wzrasta;
Średnia głębokość szelfu - 132 m; graniczna głębokość jest zmienna od 10 m do 500 m;
STOK KONTYNENTALNY:
Sięga od krawędzi szelfu po głębokość 2 - 3,5 km i głębiej;
Zajmuje 30% powierzchni podwodnego obrzeża kontynentu;
Średnie nachylenie od 3 - 4° ale może i 30°;
Może opadać tarasowo. Na peryferiach oceanów spłaszczenie te nazywamy PŁASKOWYŻEM (np.: Norwegia);
W jego obrębie występują kaniony podwodne;
PODNÓŻE KONTYNENTÓW:
Kończy ono stok kontynentalny mając charakter nachylonej, falistej równiny o szerokości do 1000 km;
Od strony oceanu podnóże oceanu jest strefa przejściowa skorupy ziemskiej. Przechodzi z typu kontynentalnego w oceaniczny;
Elementem rzeźby dna strefy przejściowej są: baseny morskie, łuki wyspowe, rowy głębokowodne;
ŁOŻE OCEANU:
Jest właściwym dnem oceanu. Zajmuje 69% oceanu światowego; Skład:
Platforma oceaniczna (takso kretony) - cechuje się oceanicznym typem skorupy ziemskiej; w ich obrębie istnieją baseny oceaniczne oddzielone progami lub grzbietami;
Grzbiety śródoceaniczne - wielkie pasma wzniesień podwodnych oddzielające baseny oceaniczne;
OSADY MORSKIE:
Ze względu na rodzaj materiału:
OSADY KONTYNENTALNE (terygeniczne) - występują głównie w strefie obrzeża kontynentu, pochodzą z transportu rzecznego, erozji eolicznej, niszczenia brzegów i klifów;
OSADY PELAGICZNE (dna otwartych mórz, oceanów) - powstają ze szczątków organizmów + materiał nieorganiczny;
Ze względu na głębokość osadu:
LITORALNE - strefa przybrzeżna na głębokości 60 m;
NERYTYCZNE - osady poniżej strefy litoralnej do 230 m, brak roślinności dennej ale obfite Zycie organiczne;
BATIALNE - (hemipelagiczne) - powyżej strefy nerytycznej; osady bardzo ciemne;
ABYSALNE - osady wielkiej głębi oceanicznej, ubogie Zycie organiczne, opad obumarłego planktonu;
Wśród pelagicznych osadów organogenicznych:
Muły wapienne (ponad 30% CaCO3) - najczęściej muł otwornicowy;
Muły krzemionkowe - 5 - 10% krzemionki biogenicznej, muł okrzemkowy, muł radiolariowy;
Muły wulkaniczne i chemiczne;
Wśród osadów morskich 83% powierzchni dna oceanu światowego zajmują organizmy z czego 36% czerwony ił głębinowy, 47% muły organogeniczne w tym 33% otwornice;
POCHODZENIE MÓRZ I OCEANÓW:
Hipoteza Wagnera rozpad jednolitego prakontynentu Pangei;
Hipoteza ekspansji dna oceanicznego (spreding) dno oceaniczne rozszerza się w strefie grzbietów śródoceanicznych (prądy konwekcyjne w płaszczu ziemskim);
Teoria wielkich płyt litosfery koncepcja obecnie rozwijana, wypiera inne definicje; także tu jest związek z prądami konwekcyjnymi w płaszczu ziemskim (astenosfery); 6 wielkich płyt:
Pacyficzna;
Amerykańska;
Afrykańska;
Eurazjatycka;
Indyjska;
Antarktyczna;
WODA MORSKA:
Skład:
Kationy: sód, magnez, wapń, potas, stront;
Aniony: chlorki, siarczany, wodorowęglany, bromki;
Zasolenie wody w Oceanie Światowym zależy od czynników hydrometeorologicznych (opad, parowanie), fizyko geograficznych (rzeki, topienie lodu), oceanograficznych (mieszanie wody);
Zasolenie obniżają: dopływ rzeczny, opady, topienie lodu;
Średnie zasolenie wód powierzchni oceanów = 35‰, 37‰;
Średnie zasolenie poszczególnych oceanów:
Atlantyk 35,4‰;
Pacyfik 34,9‰;
Indyjski 34,8‰;
Wyróżniamy strefy zasolenia wód morskich:
Euhalinowe 30 - 40‰;
Mezohalinowe 5 - 18‰;
Diagohalinowe poniżej 5‰;
Typy stratyfikacji zasolenia:
Północny - zasolenie rośnie do 200 m; głębiej osiąga 34,8‰; nie zmienia się do dna;
Subarktyczny - przy powierzchni 33 - 33,2‰ i rośnie do 34,8‰na głębokości 1500 m;
Umiarkowany - minimum zasolenia na głębokości 600 - 1000 m;
Równikowy - maksymalnie na głębokości 100 m (napływ słonych wód tropikalnych);
Tropikalny - przy powierzchni 35,5 - 36‰ do głębokości 1000 m silnie spada;
GAZY W WODZIE:
TLEN - stężenie od 4 do 6 mg/dm³, zależy od fotosyntezy, oddychania zwierząt i od gnicia substancji organicznych;
CO2 - zawartość niewielka i silnie zmienna z powodu pochłaniania przez fitoplankton, ważny ponieważ tworzy układ buforujący PH z solami oraz warunkuje rozwój litosfery morskiej;
WŁASNOŚCI OPTYCZNE:
Różne pochłanianie fal o różnej długości; zasięg promieni różnych barw:
Czerwony 15 - 20 m;
Żółty 100 m;
Zielony 250 m;
Niebieski powyżej 250 m;
Przezroczystość:
Szafirowa 35 m;
Niebieska 27 m;
Zielono - niebieska 18 m;
Niebiesko - zielona 12 m;
Zielona 9 m;
Brunatna 2 m;
TERMIKA:
Średnia roczna temperatura powierzchni wody oceanu 17,4 °C;
Temperatura wód powierzchniowych oceanu zmienia się 35 °C również do - 1,9 °C w strefie polarnej (nie zamarza ponieważ ocean jest zasolony);
Jest jednorodna termicznie na równiku;
CYRKULACJA TERMOHALINOWA:
Podstawowe znaczenie dla mieszania się wód oceanicznych;
Powstaje w wyniku zmian gęstości wody na powierzchni oceanu zależnie od uwarunkowań temperatury i zasolenia wody;
W schemacie idealnym jest to komórka konwekcyjna ze wznoszeniem w strefie przyrównikowej oraz strefach biegunowych;
Ze względu na strefowość klimatu masy:
Równikowe;
Zwrotnikowe - wzrost temperatury i wzrost zasolenia;
Szerokości umiarkowane - formują się z wód zwrotnikowych wynoszących przez prądy zachodnie do umiarkowanych szerokości; wody ciepłe o wysokim zasoleniu ulegają schłodzeniu;
Subpolarne - spadek temperatury i spadek zasolenia, sezonowa zmiana stratyfikacji termicznej; zasolenie;
Polarne - spadek temperatury i zasolenia;
W szerokości przyrównikowej = masa równikowo - zwrotnikowa największa temperatura, obniżone zasolenie, adwekcja wychładzania wód (prąd peruwiański i kalifornijski);
WYKŁAD 8;
PODSTAWOWE WŁASNOŚCI HYDROLOGICZNE SKAŁ;
POROWATOŚĆ:
Porowatość polega na występowaniu w skale drobnych próżni i kanalików między poszczególnymi ziarnami mineralnymi.
PORY DZIELIMY NA:
nadkapilarne - o średnicy większej niż 0,5 mm, zawierające wodę wolną poruszającą się pod wpływem siły ciężkości;
kapilarne - o średnicy 0,0002-0,5 mm, zawierające wody przemieszczające się pod wpływem sił kapilarnych
subkapilarne - o średnicy mniejszej niż 0,0002 mm, zawierające wyłącznie wody całkowicie związane i unieruchomione pod wpływem sił przyciągania cząsteczkowego;
Współczynnik porowatości n jest stosunkiem objętości wszystkich porów w próbce skały do objętości całej próbki. Wyrażany jest zazwyczaj w procentach;
Wskaźnik porowatości e jest stosunkiem objętości porów do objętości ziaren w próbce skały;
Zależność pomiędzy wskaźnikiem i współczynnikiem porowatości jest następująca:
POROWATOŚĆ ZALEŻY OD:
jednorodności uziarnienia - im większe zróżnicowanie średnic ziaren, tym porowatość jest mniejsza
kształtu ziaren - im ziarna bardziej zaokrąglone, tym porowatość jest większa;
stopnia scementowania ziaren - im większy stopień wypełnienia porów spoiwem, tym mniejsza jest porowatość;
Pory mogą być otwarte lub zamknięte, dlatego istnieje porowatość otwarta i zamknięta. Pory zamknięte nie są połączone z sąsiednimi przestrzeniami porowymi;
Na ściankach porów występują warstewki wody związanej, co zmniejsza wymiary i objętość porów efektywnie gromadzących i przewodzących wodę - dlatego stosuje się pojęcie porowatości efektywnej (miarodajnej);
Porowatość efektywna (miarodajna) jest wyrażana współczynnikiem porowatości efektywnej ne = Ve / V gdzie: Ve - jest objętością porów czynną w czasie przepływu wody; V - jest objętością skały;
Współczynnik porowatości efektywnej może być wyznaczany ze wzoru empirycznego ne = kJ / W gdzie: k - współczynnik filtracji w m/s; J - spadek hydrauliczny; W - rzeczywista (zmierzona) prędkość ruchu wody w m/s;
SZCZELINOWATOŚĆ:
Szczeliny widoczne gołym okiem nazywamy makroszczelinami, a niewidoczne - mikroszczelinami. Szczeliny ulegają poszerzaniu pod wpływem wietrzenia, mogą też ulec wypełnianiu materiałem wietrzeniowym.
Podobnie jak pory szczeliny dzielimy ze względu na ruch wody i działanie sił międzycząsteczkowych na:
nadkapilarne - o szerokości większej niż 0,25 mm;
kapilarne - o szerokości 0,0001-0,25 mm;
subkapilarne - o szerokości mniejszej niż 0,0001 mm;
PARAMETRAMI SZCZELINOWATOŚCI SĄ:
gęstość liniowa szczelin - liczba szczelin przypadająca na linię poziomą o danej długości: Gl = n / l;
gęstość powierzchniowa szczelin (współczynnik gęstości szczelin) - stosunek sumarycznej długości wszystkich szczelin do powierzchni pola, na które one wychodzą Gp = Sl / F;
współczynnik szczelinowatości d = bs Sl / F gdzie bs jest średnią szerokością szczelin;
KRASOWATOŚĆ:
Krasowatość występuje wtedy, gdy w skale istnieją próżnie skalne powstające wskutek rozpuszczania łatwo rozpuszczalnych skał (sól kamienna, gips, wapienie, dolomity);
ODSĄCZALNOŚC:
Odsączalność (defiltracja) jest zdolnością skały całkowicie nasyconej wodą do oddawania wody wolnej, wypływającej pod działaniem siły ciężkości;
Miarą odsączalności jest współczynnik odsączalności m = VO / V gdzie: VO jest objętością wody odsączonej ze skały; V jest objętością skały;
FILTRACJA I PRAWA FILTRACJI:
Ruch wody w skałach porowatych nasyconych wodą nazywamy filtracją;
Ruch filtracyjny wody opisuje prawo Darcy'ego: gdzie v jest prędkością ruchu wody w m/s; k jest współczynnikiem filtracji; Dp jest różnicą ciśnień w atm jest ciężarem właściwym wody w G/cm3; l jest długością drogi filtracji;
Współczynnik filtracji k ma wymiar prędkości (najczęściej w m/s lub m/d) i jest obliczany k = v / J gdzie v jest prędkością przepływu; J jest spadkiem hydraulicznym obliczanym: J = (h1 - h2) / l; gdzie h1 - h2 jest różnicą wysokości słupa wody nad poziomem odniesienia, l jest długością odcinka pomiędzy h1 oraz h2;
FILTRACJA:
Współczynnik filtracji zależy od własności ośrodka przewodzącego wodę oraz własności wody, zwłaszcza od jej współczynnika lepkości określanego empirycznie: ht = 1,79 / (1 + 0,0337t + 0,00022t2) gdzie ht jest współczynnikiem lepkości w danej temperaturze w centypuazach; t jest temperaturą wody w °C;
Współczynnik przepuszczalności c jest wielkością wynikającą ze współczynnika filtracji - ale niezależną od fizycznych własności cieczy. Jego wymiarem jest cm2 lub darcy. Darcy jest jednostką znacznie mniejszą. Jest następująco rozumiana: 1 darcy jest taką przepuszczalnością, kiedy 1 cm2 przekroju przepuści w ciągu 1s objętość 1 cm3 cieczy o lepkości 1 centypuaza przy różnicy ciśnień 1 atmosfera techniczna na długości 1 cm;
WŁASNOŚCI FILTRACYJNE SKAŁ:
Podział skał wg ich przepuszczalności:
bardzo dobra (rumosze, żwiry, żwiry piaszczyste, piaski gruboziarniste i równoziarniste, skały masywne z b. gęstą siecią drobnych szczelin) - k > 10-3 m/s; c >100 darcy;
dobra (piaski gruboziarniste nieco ilaste, piaski różnoziarniste i średnioziarniste, kruche i słabo spojone gruboziarniste piaskowce, skały masywne z gęstą siecią szczelin) k 10-3-10-4 m/s; c 100-10 darcy;
średnia (piaski drobnoziarniste równomiernie uziarnione, less) k 10-4-10-5 m/s; c 10-1 darcy;
słaba (piaski pylaste, gliniaste, mułki, piaskowce, skały masywne z rzadką siecią drobnych spękań) k 10-5-10-6 m/s; c 1-0,1 darcy;
skały półprzepuszczalne (gliny, namuły, mułowce, iły piaszczyste) k 10-6-10-8 m/s; c 0,1-0,001 darcy;
skały nieprzepuszczalne (iły, iłołupki, zwarte gliny ilaste, margle ilaste, skały masywne niespękane) k < 10-8 m/s; c <0,001 darcy;
37