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,…,x_n 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:

1. Lodowcowy - wysokie stany i przepływy w lecie;

2. Śnieżny górski - wysokie stany latem, ale wcześniej niż w ustroju lodowcowym;

3. Śnieżny równikowy - wysokie stany wiosną;

4. Deszczowy oceaniczny - wysokie stany zima z małą amplitudą stanów;

5. 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:

1. Śnieżny przejściowy;

2. 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:

1. Powodziowe - zatrzymanie wody w celu zabezpieczenia;

2. Żeglugowe - ciągłość żeglugowa, elektrownie;

3. Wyrównawcze - poniżej zbiornika głównego w celu wyrównania;

4. Komunalne - zapotrzebowanie ludności;

5. Przemysłowe;

6. Rolnicze;

7. Suche - okresowo podczas wezbrań;

8. 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)

1. EUTROFIZACJA - jest procesem naturalnym związanym z istnieniem i rozwojem biomasy;

2. Pod wpływem działania eutrofizacji jezioro zaczyna się powoli starzeć poprzez rozwój biomasy;

3. Końcowym etapem rozwoju misy jeziornej jest jej wypełnienie osadami i zamiana w trzęsawiska, torfowiska lub bagno;

4. 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 n_e = V_e / V gdzie: V_e - jest objętością porów czynną w czasie przepływu wody; V - jest objętością skały;

• Współczynnik porowatości efektywnej może być wyznaczany ze wzoru empirycznego n_e = 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: G_l = n / l;

• gęstość powierzchniowa szczelin (współczynnik gęstości szczelin) - stosunek sumarycznej długości wszystkich szczelin do powierzchni pola, na które one wychodzą G_p = Sl / F;

• współczynnik szczelinowatości d = b_s Sl / F gdzie b_s 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 = V_O / V gdzie: V_O 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: h_t = 1,79 / (1 + 0,0337t + 0,00022t²) gdzie h_t 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