Води зони насичення

Мета

1. навчальна: сформування у студентів уявлення про поняття рівню води в річках, його вимір.

2. розвиваюча: розвивати кругозір студента, формувати професійні якості.

3.виховна: виховувати любов до праці, викликати зацікавленість до дисципліни.

Питання лекції:

1. Рівень води в річках.

2. Вимір води в річках.

Література:

1. Ющенко Ю.С., Гринь Г.І., Масікевич Ю.Г., Моісеєв В.Ф.,Солодкий В.Д., Змарада А.О., Байрачний В.Б.Загальна гідрологія: Навчальний посібник. — Чернівці: Зелена Буковина. — 2005. — 368 с.

2. Железняков Г.В. Теоретические основы гидрометрии. Л.: Гидрометеорологическое издательство - 1968 - 290с.

Матеріал лекції

1. Рівень води в річках.

Рівень води — висота вільної водної поверхні водоймищ і водотоків відносно якої-небудь умовної горизонтальної поверхні (відносний рівень води) чи рівня моря(абсолютний рівень води). Коливання рівня води бувають добові, сезонні, річні, багаторічні.

В річках коливання рівня води відбувається в зв'язку з змінами витрат води, деформацією русла, утворенням підпору; в водоймищах в результаті змін співвідношенняводного балансу, згінно-нагінних явищ і тому подібне. Внутрішньорічні коливання рівня води залежать від кліматичних умов і складають в озерах від декількох сантиметрів до 2—4 метрів, на великих річках — 5—12 метрів і більше.

Спостереження за рівнем води відбуваються на водомірних постах за допомогою водомірних рейок і самописців висоти рівня — лімнографів.

Основні зміни рівнів води в річках в цілому відповідають змінам витрат води. Але, як ми знаємо, однозначність зв’язку витрат та рівнів (кривих витрат) витримується не завжди. Існує цілий ряд факторів, що впливають на відхилення від неї. Тому графіки ходу рівнів води дещо відрізняються від гідрографів стоку.

До основних факторів, які поряд з витратами впливають на формування рівнів річок можна віднести:

1) підвищення, або пониження дна русла внаслідок відкладання, або розмиву наносів;

2) наявність на річці штучних, або природних факторів (споруд), які створюють змінний підпір та змінюють природній хід рівнів;

3) заростання русла водною рослинністю, що створює додатковий опір течії, для подолання якого необхідне підвищення рівнів;

4) наявність на річці льодового покриву, або значних мас внутріводного льоду, що також збільшує опір і зменшує пропускну здатність;

5) вплив вітру, згони та нагони, а також вплив припливів у гирлових ділянках річок.

Вплив факторів може поєднуватися, що створює досить складнийрівневий ражем на окремих ділянках річок.

Графіки ходу рівнів води, як і гідрографи, можуть бути типовими і відображати характерні риси режиму за багато років. Крім того на одному малюнку можна сумістити графіки, що відносяться до різних пунктів спостережень поздовж річки. Це дає змогу аналізувати особливості розвитку паводків та повеней на ній. Якщо графіки подібні, то на них можна визначити типові, подібні, відповідні рівні і знайти зв’язок (залежність) між ними для різних постів. Це, зокрема, дозволяє оцінювати значення рівнів для періодів, коли спостереження не проводились, або були допущені помилки; а також давати короткотермінові прогнози рівнів.

До характерних типів рівневого режиму річок О.І. Чеботарьов відносив:

1) коливання рівнів, пов’язані зі змінами водності потоку (основний);

2) коливання рівнів викликані змінами опору в руслі;

3) згонно-нагонні та припливо-відпливні коливання рівнів;

4) коливання рівнів, пов’язані з дією підпорів.

Амплітуди змін рівнів на крупних річках можуть досягати 20-30 м. На крупних річках України вони в основному складають 5-10 м, а на малих 1-2 м. Максимальна амплітуда в основному спостерігається у середній течії, де витрати води вже великі, а паводкові хвилі ще не розпластані, як у нижніх частинах течії.

Річки, що витікають з озер та боліт мають згладжений хід рівнів і відносно невеликі амплітуди їх змін.

3 Вимір води в річках

На станціях і постах сучасної гідрологічної мережі висоту рівня води в річці відраховують по водомірний рейці , на яку нанесена шкала , розділена на сантиметри , дециметри і метри .

У зарубіжній гідрометричних практиці водомірну рейку зазвичай наглухо прикріплюють в руслі річки до міцної опори - берегового встою або бику мосту , кам'яної стінці набережної , кустусвай , спеціально забитих в русло , і т. п. Це так званий реечки водомірний пост . У СРСР , незважаючи на простоту відліків , рейкові пости влаштовують порівняно рідко. Справа в тому , що рейкові пости зручні лише при порівняно невеликих коливаннях рівня води , а в нас , як ми бачили , вода в річках під час повені підвищується іноді на десяток метрів і більше. Крім того , постійну рейку легко може пошкодити льодохід (у більшості зарубіжних країн з більш теплим кліматом льоду на річках не буває).

У СРСР використовувались переважно пальовими водомірними постами , ідея яких була запропонована в 1861 р. інженером Соломко. Свайний водомірний пост складається з ряду дерев'яних, металевих або залізобетонних паль , забитих у русло річки по прямій лінії перпендикулярно березі. Щоб зробити відлік рівня води на пальовому посту, спостерігач ставить переносну водомірну рейку , довжиною близько 1,2 м, вертикально на головку затопленій водою палі, найближчої до берега, і відраховують висоту рівня води над головкою палі. Висота головок всіх паль відома.

Висоту рівня води вимірюють звичайно 2 рази на добу , вранці і ввечері, але якщо вона змінюється швидко, наприклад під час паводків , відліки роблять через кожні 2-4 години, а іноді щогодини .

В даний час рейки і палі замінюються автоматичними приладами - самописами рівня води, лімніграфами. Найбільше поширені поплавкові лімніграфи, у яких за рівнем води стежить поплавок, поміщений у вертикальній захисній трубі або колодязі . Переміщення поплавця вгору або вниз залежно від коливань рівня води передається на перо з чорнилом і записується на паперовій стрічці , одягненою на обертовий валик ( барабан ). Запис показує безперервний хід змін рівня протягом доби і більше. У СРСР понад 2000 пунктів опорної гідрологічної мережі обладнані самописами рівня води.

Рис 1. – Устрій лімніграфа.

Перші водомірні пости , тобто пости для регулярного вимірювання рівня води на річках , з'явилися в Європі в 18 ст . на Рейні , Ельбі , Сені , Тибру й інших річках. У Росії перший водомірний пост був влаштований за наказом Петра I на Неві у Петропавлівській фортеці в 1715 р. , а через кілька років були відкриті пости на Ладозькому озері і на уральських заводських , ставках , пізніше , у другій половині 18 в., - На Північній Двіні у Архангельська , на Волзі у Астрахані та ін Однак задовго до створення цих перших "державних" постів з регулярними спостереженнями в окремих пунктах Росії рівні води під час повеней і повеней відзначалися нерегулярно в монастирях , на водяних млинах , у переправ ; видатні випадки розливів річок заносилися навіть в літописі. Відомо , наприклад , що за рівнем води на Дніпрі вище порогів у 17 ст. стежили запорізькі керманичі ( лоцмани ) на Каменуватому острові (нині лоцман - Кам'янка) , що проводили сплавляли лодії через пороги.

Матеріали спостережень за рівнем води широко використовуються у водному транспорті, у гідротехнічному будівництві , наприклад при будівлі мостів, набережних, дамб. Але головне їх значення в тому, що вони допомагають отримувати регулярні дані про витрати води в річках, вивчати річковий стік - основний , практично найважливіший елемент режиму річок.

Лекція № 9

Тема: Швидкість течії води

Мета:

1. навчальна: сформування у студентів уявлення про поняття швидкість течії річок, прилади, що застосовуються для її виміру.

2. розвиваюча: розвивати кругозір студента, формувати професійні якості.

3.виховна: виховувати любов до праці, викликати зацікавленість до дисципліни.

Питання лекції:

1.Швидкість течії води

2. Прилади для виміру швидкості течії води

Література:

1Ющенко Ю.С., Гринь Г.І., Масікевич Ю.Г., Моісеєв В.Ф.,Солодкий В.Д., Змарада А.О., Байрачний В.Б.Загальна гідрологія: Навчальний посібник. — Чернівці: Зелена Буковина. — 2005. — 368 с.

2Железняков Г.В. Теоретические основы гидрометрии. Л.: Гидрометеорологическое издательство - 1968 - 290с.

Матеріал лекції

1. Швидкість течії води

У річкових руслах течія води виникає у зв'язку з поздовжнім ухилом. Здавалося б, що під впливом ухилу швидкість руху потоку буде збільшуватися все більше і більше. Однак цього не відбувається. Енергія річкового потоку витрачається на внутрішнє тертя води і на подолання тертя її об дно і береги. Тому в цілому прискорення руху води в річковому потоці не спостерігається, однак може виникнути місцеве прискорення, наприклад, на перекатах і порогах.

У природі розрізняють два режими руху рідини: ламінарний (паралельно-струйчата) і турбулентний (безладно-вихровий).

При ламінарному режимі окремі струмки води рухаються паралельно один одному, не змішуючись між собою. Швидкості окремих часток води постійні за величиною і напрямком. У стінок швидкість дорівнюють нулю, потім вони поступово збільшуються, досягаючи найбільшого значення в середині потоку. У природі ламінарне протягом зустрічається при русі води по порах грунту. Воно можливе лише при дуже малих швидкостях. Наприклад, за розрахунками, водний потік глибиною в 1 м при піщаному руслі і температурі 20 ° С буде мати ламінарний рух в тому випадку, якщо швидкість не перевищує 0,5 мм / с. При більшій швидкості рух води буде турбулентним. При турбулентному русі частинки води переміщуються безладно, постійно перемішуючись і утворюючи в окремих випадках вихори. Швидкість їх безперервно і миттєво змінюється за величиною і напрямком (тобто відбувається пульсація швидкості). У річках рух води завжди турбулентний. Ступінь турбулентності, або інтенсивність перемішування мас води річкового потоку, залежить від шорсткості русла і швидкості течії. При нерівному руслі і велику швидкість течії ступінь турбулентності вище, при відносно рівному руслі і невеликій швидкості течії - нижче.

Швидкість переходу одного руху в інший при даній глибині потоку називається критичною. При збільшенні глибини критична швидкість зменшується. За даними М. А. Веліканова, перехід ламінарного руху потоку в турбулентний і назад при глибинах 10, 100, 200 см відбувається з критичними швидкостями, рівними відповідно 0,4; 0,04, 0,02 м / с.

Загальний перебіг річкового потоку вздовж русла при своєму рухів видозмінюється, в ньому створюються внутрішні течії. Причинами виникнення таких течій є вигини русла, підйом і спад рівнів, наявність в потоці шарів води з різною температурою, обертання Землі, а також вплив рельєфу дна, вітру, споруд та інш. Під впливом відцентрової сили на вигинах русла утворюється поверхнева течія, спрямована від опуклого берега до увігнутому, а у дна, навпаки, - від увігнутого до опуклого. За рахунок тертя об дно швидкість глибинного течії від увігнутого берега до опуклого менше порівняно з поверхневим, тому у опуклого берега відбувається підвищення рівня і створюється поперечний ухил поверхні води. Наприклад, для річки, що має радіус кривизни 1000 м, швидкість течії 1 м/с і глибину 5 м, швидкість поперечного поверхневого течії становить близько 3,8 см /с, а біля дна - 3,3 см/ с. Взаємодія поздовжнього течії з поперечним надає потоку гвинтовий характер. Так як річкове русло складається з звивин, що переходять одна в іншу, напрям поперечного течії постійно змінюється.

У результаті обертання Землі в річкових руслах виникає сила інерції, спрямована до правого берега, і під дією цієї сили створюється постійний поперечний перебіг. Останнє направлено в поверхневому шарі до правого берега, а в придонному - до лівого. Швидкості поперечних течій невеликі. Наприклад, для річки з глибиною 5 м і швидкістю течії 1 м/с поперечні швидкості біля поверхні згідно розрахунків.

Взаємодія поздовжнього течії води з поперечним також надає потоку гвинтовий характер, але дуже слабкий.

Якщо напрямок поперечного течії на вигинах русла співпадає з напрямком поперечного течії від обертання Землі, то внутрішнє гвинтове протягом посилюється, якщо ж не збіжиться - то зменшується.

При підйомах води виникають дві гвинтові течії, що йдуть від середини вгору, у поверхні - до берегів, а по дну-до середини.

При спаді води спостерігаються зворотні циркуляційні течії.

Слід мати на увазі, що рух води в річковому потоці має більш складні форми в порівнянні з описаними вище; внутрішні течії постійно видозмінюються, загасають і виникають знову.

При турбулентному характері руху річкового потоку, як було вже зазначено, швидкість кожної частинки води безперервно змінюється. Однак якщо в якій-небудь точці потоку приладом виміряти пульсуючу швидкість досить довго, то можна отримати середню швидкість в даній точці, що має певну величину і напрям.

Для уявлення про розподіл швидкостей течії в річковому руслі вимірюють їх осредненние значення і будують графіки. Якщо виміряти середню швидкість течії в декількох точках, потім відкласти їх від прямої лінії у відповідному масштабі на кресленні у вигляді відрізків, то, з'єднавши кінці цих відрізків плавною кривою, одержимо графік швидкостей, званий годографом або епюрою швидкостей.

Зазвичай епюри швидкостей будують по вертикалі, живому перетину і в плані.

У відкритих руслах середня швидкість по вертикалі Усред зазвичай знаходиться на відстані 0,6 глибини h від поверхні. Найбільша швидкість по вертикалі У_МАКС розташовується зазвичай трохи нижче поверхні, так як на швидкість біля поверхні опов впливають сила тертя об повітря і поверхневий натяг води. Найменша швидкість течії - у дна. Такий розподіл швидкостей течії по вертикалі зазнає значних змін під дією різних факторів. Наприклад, при вітрі, напрямок якого збігається з напрямком течії, поверхнева швидкість збільшується і навпаки. Нерівності дна і водна рослинність так само викликають перерозподіл швидкостей. У місцях стиснення потоку, наприклад між засадами мосту, швидкості течії збільшуються.

У зимовий період швидкість течії поблизу крижаного покриву буває така ж, як у дна, або менше, а найбільша швидкість Імакс знаходиться на відстані 0,3-0,4 глибини русла.

Ізотахи - лінії рівних швидкостей - розподіляються по живому перетину річки відповідно до обрисом поперечного профілю русла. Для відкритого русла ізотахіі мають вигляд розімкнутих кривих, для русла під крижаним покривом - замкнутих кривих.

Якщо визначити середні швидкості течії по вертикалях по всій ширині русла, потім відкласти їх у вигляді відрізків на плані річки чи від горизонтальної лінії вгору або вниз, то вийде епюра середніх швидкостей річкового потоку в плані.

Таку епюру можна побудувати і для найбільших швидкостей. Зазвичай обрис епюри подібно обрису живого перетину річки. Середні швидкості течії збільшуються від берегів до середини русла. Місцям з найбільшою глибиною, як правило, відповідають найбільші швидкості течії. Лінію, що з'єднує точки з найбільшою швидкістю течії в суміжних живих перетинах русла, називають динамічною віссю річкового потоку. Найбільші швидкості течії розподіляються в живих перетинах дуже різноманітно, тому динамічна вісь вигинається як у плані, так і по вертикалі.

Зазвичай під швидкістю течії річкового потоку розуміють середню швидкість по всьому живому перетину. Залежність швидкості течії від поздовжнього ухилу, глибини і шорсткості русла виражається формулою Шезі:

де см - коефіцієнт Шезі (швидкісний множник).

р - гідравлічний радіус, м, являє собою відношення живого перетину русла, м², до його змоченій периметру (контуру)%, м; / - поверхневий ухил.

Швидкісний множник с_м враховує вплив шорсткості русла. Для орієнтовних розрахунків його можна визначити за формулою Базена:

де V - коефіцієнт шорсткості, що враховує стан поверхні русла. Для земляних русел у = 1,3, для русла з крупногалечним дном Y = 1,75, для заплав з рослинністю у = 2 - = - 4 і т. д.

Т і х о в о д и - повільні течії, які утворюються за опуклими берегами, великими піщаними відкладеннями в руслі і т. п. При русі судна вгору для збільшення швидкості руху слідують по тиховоддя. Вир - постійне обертальний рух води в руслі. Вири нерідко створюють глибокі ями (вири) і є типовими для гірських і полугорних річок. Суводь - водний простір з обертальним рухом води (рис. 13), зазвичай знаходиться за виступами берегів, мисами, опуклими берегами, сильно вдаються в русло. У цих місцях протягом, з великою швидкістю обтікаючи берег, зустрічає на своєму шляху виступ і створює перед ним підпір води і підвищення рівня. Проходячи виступ, водний потік відхиляється від нього і за інерцією проходить деяку відстань. За виступом рівень води знижений, через що в низовій частині суводі вода затягується з основного потоку, а у верхній частині, навпаки, - з області суводі в основний струмінь потоку. Цей процес відбувається безперервно і викликає обертальний рух води.

При обертанні води в суводі дно надає гальмує дію-В наслідок цього ближче до поверхні суводі швидкість обертання води і відцентрові сили збільшуються. Під впливом відцентрових сил відбувається більша відкидання води від осі суводі у поверхні і меншу - у дна. Знизу вгору вздовж осі суводі утворюється висхідний потік, який заповнює відкидається воду. Він розмиває дно, захоплює продукти розмиву, створюючи воронкообразное поглиблення дна.

При зменшенні швидкості вода плавно обтікає виступ, утворюючи за ним Тиховод.

У увігнутих берегів у крутих вигинах русла річки також утворюються суводі. На відміну від суводях, розташованих за виступами берегів, тут спадні струми води спускаються в центрі суводі до дна і розтікаються в сторони. Цей тип суводі з чітко вираженою лійкою на поверхні води іноді називається виром.

2. Прилади та методи для виміру швидкості течії

Для вимірювання швидкості течії води найбільш поширеними є:

1) метод , заснований на реєстрації числа обертів лопатевого гвинта (ротора), при вимірюванні швидкості течії гідрометричних вертушками ;

2) метод, заснований на реєстрації швидкості пливе тіла, при вимірюванні швидкості поверхневими і глибинними поплавками .

Крім того , для виміру швидкостей застосовуються гідрометричні трубки, батометри - тахометри , електротермохіміческіе прилади , радіометри. Всі прилади , в тому числі і гідрометричні вертушки, вимагають тарировки, тобто встановлення залежності між швидкістю і показаннями приладу. При вимірюванні швидкостей вертушкою на кожній вертикалі визначається рівень води на водомірному посту на початку і в кінці спостережень; вимірюється глибина на вертикалі , відповідно до якої обчислюється глибина занурення вертушки; визначаються відстань від постійного початку до кожної вертикалі і швидкості течії в точках по глибині. Кількість швидкісних вертикалей, розподіл їх по створу, а також число точок вимірювань на кожній з них призначаються залежно від ширини і глибини ріки , обриси лінії дна, стану русла, від призначення робіт і бажаної точності вимірювань швидкостей або витрат.

Розміщення вертушки за глибиною на вертикалі при п'ятиточкових способі виміру:

а - у вільному руслі; б - при крижаному покриві

Чисельне значення швидкості і визначиться за тарувальної кривої або таблиці. Тривалість спостереження в точці не повинна бути менше 100 с. Вимірювання припиняються на парному сигналі. Виміряні швидкості використовуються для побудови епюр, ізотов і обчислення витрат води.

Гідрометрична вертушка ГР- 21М ( pис.2 ) складається з наступних основних частин: корпусу 14, хвостового опіріння ( Стабія- затору ) 13, ходової частини з контактним механізмом і лопатевим вин - том 3 , а також сигнального пристрою. Корпус 14 служить для зчленування частин вертушки , кріплення її на штанзі або вертлюге 10 і для підключення сигнальної ланцюга. Кор -пус в передній частині має порожнину , в яку вставляється вісь соб- ранной ходової частини 5 і кріпиться в ній стопорним гвинтом 6 . Дві клеми 8 (ізольована ) та 9 ( поєднана з корпусом ) служать для підключення проводів сигнальної ланцюга. У тильній частині корпусу є втулка для кріплення вертушки на штанзі або підвісці - вертлюге (у випадку роботи з троса) затискними гвинтами 11 . До тильній частині корпусу гвинтом 12 кріпиться стабілізатор 13 , службовець для установ-лення осі вертушки за течією. Збоку втулка має фігурну про- різь з покажчиком для зняття відліку положення осі вертушки на штанзі .

Ходова частина вертушки складається з нерухомої осі 5 з контакт -ним механізмом ( черв'ячна шестерня , контактний штифт , пружина , гвинт і електропровідний стрижень , що з'єднує контактну пру - Жіну з гніздом штепселя 7 ), двох радіально- наполегливих підшипників 2 , внутрішньої распорной втулки 16 , зовнішньої втулки 15 і осьовий гайки 1 . Ходова частина входить в циліндричну порожнину лопаті 3 та кре - пітся в ній затискної муфтою 4 .

Сигнальний пристрій , що складається з клемної панелі , дзвінка ( лампочки ) , перемикача і сигнальних проводів , служить для перетворень електричного імпульсу в звуковий (світловий ) сигнал . Пі- тание електричного кола здійснюється від джерела постійного струму напругою 3 В.

Принцип дії гідрометричних вертушок заснований на закономірного зв'язку між швидкістю обертання лопатевого гвинта вертушки і швидкістю потоку, що набігає . Разом з лопаттю обертається втулка , яка передає обертання лопаті на черв'ячну шестерню . Контактний механізм вертушки замикає електричний сигнальну ланцюг через кожен повний оборот черв'ячної шестірні , що відповідає 20 оборотам лопаті вертушки . У момент замикання ланцюга спалахує лампочка або дзвенить дзвінок , що дає можливість фіксувати число обертів лопатевого гвинта вертушки . За допомогою секундоміра визначають час з початку роботи вертушки (сигнал ) до кожного наступного сигналу. Підрахувавши загальна кількість оборотів лопаті вертушки і розділивши їх на час її роботи , визначають швидкість обертання лопатевого гвинта ( число оборотів в секунду).

Для переходу від швидкості обертання лопаті вертушки n до швидкості течії води ui використовують т а р і р про в про год зв у ю до р і в у ю - графік залежності між швидкістю течії і числом оборотів лопатевого гвинта в секунду : u = f ( n ) , офіційний документ кожної гідрометричних вертушки , що пройшла тарировки в спеціальному тарувального басейні.

Вертушка ГР- 21М забезпечується двома лопатевими гвинтами : гвинт № 1 ( основний) компонентний , діаметром 120 мм з геометричним кроком 200 мм , застосовується при роботі зі штанги , при швидкостях те-чення до 2 м / с , і гвинт № 2 некомпонентний , діаметром 120 мм з гео - метричних кроком 500 мм , застосовується під час роботи з троса при швидкостях течії більше 2 м / с.

Малі швидкості течії не призводять лопатевий гвинт в обертання . Найменша швидкість u0 , при якій силовий вплив потоку на лопатевий гвинт дорівнює величині опорів , а лопатевий гвинт обертається нерівномірно , називається початковою швидкістю вертушки. Для вертушки ГР- 21М початкова швидкість становить 0,04 м / с , а верхня - 5 м / с.

Вертушками вимірюють швидкості течії в різних точках живого перерізу, певним чином розподілених по ширині і глибині річки . По ширині гідрометричного створу намічають ряд швідкисних вертикалей на кожній з яких проводять вимірювання швидкостей течії в одній або декількох точках на різній глибині від поверхні.

На річках шириною до 100 м звичайно намічають 5-7 швидкісних вертикалей , шириною 100-150 м - до 11 вертикалей .

Розподіл швидкісних вертикалей по ширині річки проектують - ють на поперечному профілі гідрометричного створу. У першу чергу намічають вертикалі по стрижню річки і в місцях різкої зміни поперечного ухилу дна русла. Рештау вертикалей розташовуют приблизно на однакових відстанях одна від одної.

Кількість точок для вимірювання швидкостей течії на кожній вер- цокали призначають залежно від глибини річки і необхідної точно -сті визначення витрати води. Стандартні точки вимірювання уста - новлено в частках глибини вертикалі , відлічуваної від поверхні. При h < 0,75 м застосовується одноточковий спосіб вимірювання швидкості на глибині 0,6 hi ; при h = 0,75-1,5 м - двоточковий на глибинах 0,2 hi і 0,8 hi ; при h > 1,5 м - пятиточечний : у поверхні , на глибинах 0,2 hi , 0,6 hi , 0,8 hi та поблизу дна або скорочений за трьома вищевказаними -ним точкам ; за наявності крижаного покриву - на глибинах 0,15 hi , 0,5 hi , 0,85 hi .

При призначенні точок для виміру швидкостей на вертикалях потрібно стежити , щоб відстані між ними були не менше 1,5 діа- метрів гвинта вертушки , а також , щоб лопаті вертушки не виходили при обертанні з води і не стосувалися дна або крижаного покриву

Роботу на кожній швидкісний вертикалі починають з вимірювання її глибини. Потім обчислюють відповідні частки глибини для визна- ділення місць установки вертушки . Швидкості на вертикалі вимірюють спершу у поверхні води , а потім послідовно в інших точках .

Річкові потоки характеризуються значною пульсацією скоро -стей . Швидкості в одних і тих же точках потоку змінюються в часі як за величиною , так і за напрямком. Для вимірювання осредненних швидкостей потрібно протримати вертушку в кожній точці достатній час для усунення впливу пульсації . Так як у дна річки пульсу -ція більше , ніж у поверхні , швидкості слід вимірювати тут довше. Мінімально необхідний час для вимірювання середніх ско-ріст становить: поблизу дна 5 хв; на глибині 0,8 hi - 4 хв; на гли - біні 0,6 hi - 3 хв; на глибині 0,2 hi і у поверхні - 2 хв. Зазвичай при вимірі швидкостей течії на рівнинних річках вертушку в ка - ждой точці витримують до отримання п'яти сигналів.

Лекція №11

Тема:Витрата річок

Мета:

1. навчальна: сформування у студентів уявлення про поняття витрату річок, прилади, що застосовуються для її виміру.

2. розвиваюча: розвивати кругозір студента, формувати професійні якості.

3.виховна: виховувати любов до праці, викликати зацікавленість до дисципліни.

Питання лекції:

1. Поняття витрати річок

2. Методи виміру витрати річок

Література:

1 Ющенко Ю.С., Гринь Г.І., Масікевич Ю.Г., Моісеєв В.Ф.,Солодкий В.Д., Змарада А.О., Байрачний В.Б.Загальна гідрологія: Навчальний посібник. — Чернівці: Зелена Буковина. — 2005. — 368 с.

Железняков Г.В. Теоретические основы гидрометрии. Л.: Гидрометеорологическое издательство - 1968 - 290с.

Матеріал лекції

1. Поняття витрати річок

Витрата води (у водотоці) - обсяг води, що протікає через поперечний переріз водотоку за одиницю часу. Вимірюється у видаткових одиницях (м ³/с). У промисловості витрата води (рідини) вимірюється витратомірами.

У гідрології використовуються поняття максимальної, середньорічної, мінімальної та ін. витрат води. Поряд з витратою наносів є одним з руслоформуючих факторів.

У загальному випадку методологія вимірювання витрати води в річках і трубопроводах заснована на спрощеній формі рівняння безперервності, для нестискуваних рідин:

Q - витрата води [м ³/c]

A площа поперечного перерізу водотоку [м ²]

v- середня швидкість потоку [м / с]

У гідрогеології та геології замість терміна «витрата води» може використовуватися термін «дебіт» (напр. «дебіт свердловини»), проте його використання носить локальний характер для цих спеціальностей і не поширюється, наприклад, на споріднену їм гідрологію.

2. Методи виміру витрати річок

Витрати води можна визначити за виміряним швидкостям аналітичні, графоаналітичним і графомеханічним способами. У цьому параграфі розглянуто аналітичний спосіб як найбільш простий і поширений. З іншими способами обчислення витрати води можна ознайомитися в спеціальній літературі. При аналітичному способі загальна витрата води в річці визначають шляхом підсумовування приватних витрат води, що протікає через всі частини живого перетину, обмежені суміжними швидкісними вертикалям.

Розрахунок починають з обчислення середніх швидкостей течії на кожній вертикалі, які залежно від прийнятого способу виміру швидкостей течії визначаються за формулами:

при п'ятиточковому способі

v_i = 0,1(u_пов + 3 u_0,2_h + 3 u_0,6_h + 2 u_0,8_h + u_дон );

при трьохточковому способі

v_i = 0,25(u_0,2_h + 2 u_0,6_h + u_0,8_h );

при двохточковому способі

v_i = 0,5(u_0,2_h + u_0,8_h );

при одноточковому способі для открытоговідкритого русла

v_i = u_0,6_h .

При наявності льодового покриву

v_i = 0,33(u_0,15_h + u_0,5_h + u_0,85_h ),

або наближено v_i = u_0,4_h .

Середні швидкості для частин живого перетину, укладених між двома суміжними швидкісними вертикалями, приймаються рівними напівсумі середніх швидкостей на цих вертикалях. Наприклад, середня швидкість для частини живого перетину між другою і третьою вертикалями визначиться за виразом:

Для крайніх частин живого перетину, що примикають до урізу води, середні швидкості встановлюють по співвідношенням

де v₁ і v_n-1- середні швидкості на крайніх швидкісних вертикалях.

Площі частин живого перетину між суміжними швидкісними вертикалями визначають геометричним способом по поперечному профілю річки при розрахунковому рівні води з урахуванням всіх виміряних глибин на промірних і швидкісних вертикалях.

Витрата води, що протікає через частину живого перетину між двома суміжними вертикалями, обчислюється по залежності:

ΔQ = Δωv

Загальну витрату води Q визначають за формулою:

Q = ΣΔQ.

Лекція № 12

Тема: Види води в гірських породах. Водні властивості гірських порід.

Мета:

1. навчальна: сформування у студентів уявлення про стан та види води в гірських породах.

2. розвиваюча: розвивати кругозір студента, формувати професійні якості.

3.виховна: виховувати любов до праці, викликати зацікавленість до дисципліни.

Питання лекції:

1. Види води в гірських породах

2. Властивості порід відносно дії підземної води.

Література:

1. Гордеев и др../ Гидрогеология: Учеб. Для геол..-развед. техникумов/ П.В. Гордеев, В.А. Шемелина, О.К. Шулякова. – М.: Высш. Шк.., 1990.-448с.

Матеріал лекції

1.Види води в гірських породах.

Залежно від стану, в якому вода знаходиться в гірськихпородах, розрізняють наступні її види: вода у вигляді пари, гігроскопічна вода, капілярна, крапельнорідка (вільна), вода у твердому стані та кристалізаційна.

Вода у вигляді пари міститься у повітрі, яке займає вільні від рідкої води пори та тріщини в гірських породах. Вона знаходиться в динамічній рівновазі з іншими видами води та з парами води в атмосфері. За певних умов пароподібна вода конденсується.

Гігроскопічна вода утворюється у тому випадку, коли молекули пароподібної води адсорбуються на поверхні мінеральних зерен гірських порід. Така вода покриває зерна, або частинки породи одномолекулярною тонкою плівкою і міцно утримується на їхніх поверхнях завдяки молекулярним та електричним силами і може бути вивільнена при нагріванні до температури не меншої ніж 105-110°С.

Плівкова вода утворює навколо частинок гірської породи і поверх гігроскопічної води плівку з декількох шарів молекул. Вона може переміщуватися від однієї частинки до іншої. У випадку, коли товщина плівок у сусідніх частинок більша, відбувається поступове переміщення води від частинок з більшою товщиною плівки до частинок з тоншою. Цей процес

триває до тих пір, поки товщина плівок не вирівняється. Слід зазначити, що як гігроскопічна, так і плівкова вода, здебільшого, характерні для глинистих порід і дуже рідко присутні в піщаних породах.

Капілярна вода – заповнює частково або повністю тонкі пори та тріщини і утримується в них за рахунок сил поверхневого натягування. Ця вода піднімається по тонких капілярах знизу догори від рівня дзеркала підземних вод. Висота капілярного піднімання залежить від розмірів пор. Чим менші пори, тим вища висота водного стовпа. В суглинках вона може досягати 2 метрів і більше, а в грубозернистих пісках не перевищує декількох сантиметрів.

Крапельнорідка, або вільна гравітаційна вода характеризується властивістю вільно переміщуватися по порах, тріщинах та інших порожнинах гірських порід під впливом сили тяжіння. Виділяють воду, яка, заповнюючи пори та тріщини в гірських породах, утворює горизонти підземних вод, та воду, що просочується зверху донизу в зоні аерації (франц. “аератіон” – повітря), розташованій вище дзеркала підземних вод і представленій приповерхневим шаром гірських порід, де вільноциркулює повітря.

Вода у твердому стані, тобто у вигляді льоду, присутня в гірських породах, які поширені в кліматичних зонах з від’ємною температурою. Лід може бути у вигляді дрібних кристалів, тонких плівок, або утворювати прошарки.

Кристалізаційна вода – це вода, яка входить до складу цілої низки мінералів і бере участь у будові їх кристалічних ґраток. Прикладом може бути гіпс (СаSО₄ ⋅ 2Н₂О), до складу якого входить дві молекули води.

2. Властивості порід відносно дії підземної води.

До підземних вод відносяться всі природні води, які знаходяться в рухомому стані нижче поверхні Землі. Вони безпосередньо пов’язані з водою атмосфери та водами океанів, морів, озер і рік.

Об’єми води, які містяться в гірських породах, залежать від їхніх водоколекторських властивостей, а останні, в свою чергу, визначаються пористістю та тріщинуватістю самих порід. Породи-колектори (лат. “колектор” – цей, що збирає) за характером порожнин поділяються на наступні категорії:

– гранулярні (лат. “гранулум” – зернятко) або пухкі зернисті породи, до яких відносяться піски, гравій, галечники;

– тріщинуваті скельні породи з відкритими тріщинами та тріщинними порожнинами;

– тріщинуваті та тріщинно-карстові породи.

Виходячи із наведеної класифікації, підземні води можуть заповнювати пори між окремими зернами осадових порід, дрібні та великі тріщини, зони тектонічних розломів і карстові порожнини. Залежно від об’єму, який займають пори або тріщини в гірських породах, останні пропускають певну кількість води. За ступенем проникності води всі породи діляться на три групи: водопроникні та відносно водопроникні або водостійкі, водонепроникні. До водопроникних порід відносяться піски, гравій, галечник, тріщинуваті пісковики, конгломерати, а також закарстовані пісковики, доломіти та інші розчинні породи. Водопроникність порід зумовлена наявністю пористості, або відкритої тріщинуватості, що забезпечує вільний рух води. Під пористістю порід розуміють відношення об’єму пор в даному зразку породи до об’єму всього зразка. Проте, не завжди висока пористість забезпечує вільне проходження води. Так, наприклад, глини, пористість яких іноді досягає 50-60%, є практично водонепроникні. Це пояснюється тим, що пори в глинах надзвичайно тонкі (субкапіляри), і рух води в них зазнає великого опору. Звичайні піски з пористістю 30-35% дуже добре пропускають воду, що зумовлене великим розміром пор. Слід зазначити, що чим більші зерна, якими складена порода, тим більша її водопроникність. Відповідно, водопроникність пухких уламкових порід залежить не лише від кількості пор, а й від розмірів та форми зерен, які її складають і від щільності їх упаковки. Різні за розмірами та кутасті зерна, які не щільно прилягають одне до одного, сприяють підвищенню пористості і, відповідно, водопроникності, а дрібні зерна, добре обкатані утворюють щільну упаковку з тонкими порами. Від складу пухких гірських порід залежить і їхня вологоємкість, тобто властивість вміщувати та утримувати в собі певну кількість води. Розрізняють повну вологоємкість, коли вода заповнює всі пори, включаючи і тонкі капілярні, та максимальну молекулярну вологоємкість, яка характеризується кількістю води, що утримується в породі силами молекулярного зчеплення після того, як вся гравітаційна вода стікає з породи. Різницю між повною та максимальною молекулярною вологоємкістю називають водовіддачею гірської породи. На

практиці застосовується питома водовіддача, що дорівнюєкількості вільної води, яку можна отримати з 1 м³породи. Найбільшою водовіддачею володіють грубоуламкові породи, такі як піски, гравій, галечник, а найнижчою – глини та важкі суглинки. Водопроникність тріщинуватих порід залежить від розмірів та характеру тріщин. Підземні води, які рухаються по порах пухких порід, називаються поровими, а по тріщинах – тріщинними. У випадку, коли окрім тріщин в гірських породах мають місце

також карстові порожнини, підземні води, що циркулюють по них, називаються тріщинно-карстовими, або карстовими.

Лекція № 13

Тема: Походження і класифікація підземних вод

Мета:

1. навчальна: сформування у студентів уявлення про походження підземних вод та їх класифікацію від умов залягання.

2. розвиваюча: розвивати кругозір студента, формувати професійні якості.

3.виховна: виховувати любов до праці, викликати зацікавленість до дисципліни.

Питання лекції:

1. Походження підземних вод

2. Класифікація підземних вод

Література:

1Гордеев и др../ Гидрогеология: Учеб. Для геол..-развед. техникумов/ П.В. Гордеев, В.А. Шемелина, О.К. Шулякова. – М.: Высш. Шк.., 1990.-448с.

Матеріал лекції

1. Походження підземних вод.

За походженням всі підземні води діляться на декілька типів: інфільтраційні, конденсаційні, седиментогенні та “ювенільні” або магматогенні.

Інфільтраційні підземні води утворюються в результаті просочування на глибину атмосферних опадів. Вважається, що інфільтрація є основним джерелом поповнення запасів підземних вод.

Конденсаційні підземні води – це води, які утворюються в результаті конденсації водних парів, що знаходяться у повітрі, яке заповнює пори та порожнини в гірських породах іґрунтах. На відміну від інфільтраційних вод, конденсаційні мають підпорядковане значення в процесі поповнення кількісних запасів підземних вод.

Седиментогенні підземні води – це води, які збереглися в морських осадових відкладах, куди вони потрапили під час формування останніх. Морська вода з розчиненими в ній солями насичує мулисті відклади, що постійно накопичуються на дні моря. В процесі прогинання земної кори та подальшого осадконагромадження і діагенезу внаслідок збільшення тиску вода, яка знаходиться в мулистих осадках поступово вичавлюється догори і

накопичується в породах-колекторах. Сприятливі умови для формування седиментогенних підземних вод виникають на великих глибинах (декілька кілометрів) внаслідок перекриття алеврито-глинистих та піщанистих відкладів потужними товщами водостійких та слабо водопроникних порід.

“Ювенільні” або магматогенні підземні води утворюються в процесі конденсації газоподібних продуктів, які виділяються у великих кількостях при застиганні магми. Нарівні з іншими газами ці продукти містять велику кількість водяної пари, яка в області низьких температур, конденсується і переходить у крапельнорідкий стан.

Разом з тим, водяна пара, яка виділяється з магми на глибині, по тектонічних розломах може підніматися на поверхню і змішуватися з водами інфільтраційного походження. З другого боку, інфільтраційні підземні води при сприятливих умовах можуть проникати на великі глибини і там змішуватися з газами та іншими розчинами, змінюючи свій первинний склад. Таким чином, виникають змішані води, які відрізняються від “ювенільних” або інфільтраційних за хімічним складом.

2 Класифікація та фізичні властивості

Залежно від умов залягання всі підземні води діляться на три типи: верховодка, ґрунтові води та напірні міжпластові, або артезіанські, води.

Природні води характеризуються властивістю розчиняти гірські породи, мінерали, гази та інші речовини. Навіть дощова вода буває не ідеально чистою. На шляху до поверхні землі вона поглинає пил, який знаходиться в повітрі у завислому стані та різні гази і випадає вже до деякої міри мінералізованою. Підземні води, рухаючись по порожнинах та порах гірських порід, взаємодіють з ними і також змінюють свій склад та властивості. Відбувається процес вилуговування деяких порід або мінералів,

розчинення їх і збагачення мінеральними солями підземних вод. Таким чином, усі природні води в тій чи іншій мірі містять певну кількість розчинених в них солей, загальний вміст яких прийнято називати загальною мінералізацією води, яка вимірюється в г/л або мг/л.

Згідно з класифікацією, розробленою В.І. Вернадським, усі природні води за ступенем загальної мінералізації поділяються на чотири групи:

– прісні, ззагальною мінералізацією до 1 г/л;

– солонуваті, мінералізація яких становить від 1 до 10 г/л;

– солоні, мінералізація яких коливається в межах від 10 до 50 г/л;

– ропи, або сильно мінералізовані води з загальною мінералізацією вище 50 г/л.

Природні води характеризуються властивістю розчиняти гірські породи, мінерали, гази та інші речовини. Навіть дощова вода буває не ідеально чистою. На шляху до поверхні землі вона поглинає пил, який знаходиться в повітрі у завислому стані та різні гази і випадає вже до деякої міри мінералізованою. Підземні води, рухаючись по порожнинах та порах гірських порід, взаємодіють з ними і також змінюють свій склад та властивості. Відбувається процес вилуговування деяких порід або мінералів,

розчинення їх і збагачення мінеральними солями підземних вод. Таким чином, усі природні води в тій чи іншій мірі містять певну кількість розчинених в них солей, загальний вміст яких прийнято називати загальною мінералізацією води, яка вимірюється в г/л або мг/л.

Згідно з класифікацією, розробленою В.І. Вернадським, усі природні води за ступенем загальної мінералізації поділяються на чотири групи:

– прісні, ззагальною мінералізацією до 1 г/л;

– солонуваті, мінералізація яких становить від 1 до 10 г/л;

– солоні, мінералізація яких коливається в межах від 10 до 50 г/л;

– ропи, або сильно мінералізовані води з загальною мінералізацією вище 50 г/л.

Лекція № 14

Тема: Води зони аерації. грунтові води.

Мета:

1. навчальна: сформування у студентів уявлення про води зони аерації, ґрунтові води, характер їх режиму.

2. розвиваюча: розвивати кругозір студента, формувати професійні якості.

3.виховна: виховувати любов до праці, викликати зацікавленість до дисципліни.

Питання лекції:

1. Води зони аерації

2. Грунтові води

Література:

1Гордеев и др../ Гидрогеология: Учеб. Для геол..-развед. техникумов/ П.В. Гордеев, В.А. Шемелина, О.К. Шулякова. – М.: Высш. Шк.., 1990.-448с.

Матеріал лекції

1. Води зони аерації

У сучасній гідрогеологічної літературі є кілька класифікацій підземних вод. Багато дослідників в якості основного ознаки використовують приналежність різних видів підземних вод до конкретних зонам : 1) зоні аерації і 2) зоні насичення. У зоні аерації можна виділити грунтові води і верховодку .

Грунтові води поширені в грунтовому шарі поблизу поверхні Землі. Їх формування пов'язане з процесами інфільтрації атмосферних опадів, снеготалих вод та конденсації атмосферної вологи. Вид та стан грунтових вод визначають три основні чинники: загальна зволоженість грунту, потужність зони аерації та структурно - текстурні особливості грунту . На ділянках , де потужність зони аерації велика , а грунтові води знаходяться глибоко , в грунтовому шарі при зростаючому зволоженні утворюються підвішені капілярні води , що заповнюють міжзернові простору порід. Товщина такого шару капілярно - підвішених вод становить зазвичай десятки сантиметрів. У разі неглибокого залягання грунтових вод можливе харчування грунтів знизу за рахунок капілярно - піднятої води .

Верховодка утворюється в зоні аерації , коли інфільтраційна вода зустрічає на своєму шляху лінзи водонепроникних порід. Це можуть бути лінзи глин серед піщаних відкладень річкових терас або суглинків в водопроникних водно - льодовикових відкладах та ін Підземні води верховодки зазвичай утворюються на порівняно невеликій глибині і мають обмежене за площею поширення. Потужність порід , насичених верховодкою, найчастіше буває до 1 м, рідко досягає 2-5 м. Найбільша потужність відзначається навесні в період інтенсивного сніготанення і восени при рясному випаданні атмосферних опадів. У посушливі роки потужність і кількість води верховодки зменшуються , а іноді вона зовсім вичерпується. Тривалість існування верховодки залежить також від розмірів і потужності водотривкого ложа , вологоємності порід і умов харчування . Чим більше розміри і потужність водотривкої лінзи і інтенсивність живлення , тим більше терміни існування верховодки .

2. Грунтові води

Ґрунтові води, на відміну від верховодки, користуються значним поширенням. Це води першого від поверхні землі водоносного горизонту, який залягає на першому від поверхні водотриві. Вони можуть накопичуватися як у пухких пористих, так і тріщинуватих твердих гірських породах. Відсутність водостійкої покрівлі сприяє їхньому живленню на всій площі поширення, тобто область живлення ґрунтових вод співпадає з областю їх поширення.

Елементами горизонтів ґрунтових вод є дзеркало ґрунтових вод та водотривке ложе. Під дзеркалом ґрунтових вод слід розуміти верхню межу поширення води в розрізі водоносного горизонту, а водотривке ложе – це водонепроникні породи, які підстеляють водоносний горизонт. Породи насичені водою називаються водоносним шаром, або водоносним горизонтом. Потужність водоносного горизонту – це відстань від дзеркала

ґрунтових вод до водотривкого ложа. Ґрунтові води за своїми гідравлічними особливостями належать до безнапірних. Рівень ґрунтових вод залежить від метеорологічних умов і кількості атмосферних опадів. До дзеркала водоносного горизонтупримикає так звана капілярна облямівка, в межах якої пори породи частково заповнені водою. Усі ґрунтові води знаходяться в безперервному русі, який підпорядковується силі тяжіння та проявляється у вигляді потоків, що циркулюють по сполучених порах або тріщинах. Враховуючи, що дзеркало ґрунтових вод в деякій мірі повторює форми рельєфу поверхні, підземні води рухаються від підвищених ділянок, якими можуть бути вододіли, до понижених, тобто до ярів, річок, озер, морів, тощо. В межах останніх відбувається так зване розвантаження ґрунтових вод у вигляді дренажних джерел або прихованим субаквальним розосередженим способом, під водами русел, річок, на дні озер і морів. Такі області називаються областями розвантаження, або дренування (франц. “дренаж” – стік) водоносних горизонтів. Потік ґрунтових вод направлений до місця дренування, утворює криволінійну поверхню, яка називається депресійною,

а сам процес руху води називається фільтрацією. Остання залежить від нахилу дзеркала ґрунтових вод, гідравлічного (напірного) градієнта, а також від водопроникних властивостейгірських порід.

Швидкість руху ґрунтових вод залежить від коефіцієнта проникності, або коефіцієнта фільтрації, який, в свою чергу, залежить від гранулометричного складу уламкових гірських порід, або від ступеня їх тріщинуватості. Так, наприклад, у дрібнозернистих однорідних пісках швидкість води при незначному нахилі дзеркала ґрунтових вод може досягати 1-5 м/добу, в грубозернистих пісках ця величина зростає до 15-20 м/добу, а в галечниках і сильно тріщинуватих, або закарстованих породах – до 100 м/добу і більше.

Рівень, якість та кількість ґрунтових вод з часом змінюються і знаходяться в безпосередній залежності від зміни зовнішніх гідрометеорологічних умов, але разом з тим вони тісно пов’язані з загальним водним режимом Землі. Провідним фактором при цьому є кліматичний фактор і, зокрема, кількість атмосферних опадів. У період випадання великої кількості останніх, рівень ґрунтових вод підвищується, а в період посухи, навпаки, понижується. В зв’язку з цим, коливання рівня має різко проявлений сезонний характер, що призводить до періодичного обводнення або осушення деяких верств порід. Таким чином, від земної поверхні до водотривкого ложа формується три чітко виражених зони, які відрізняються характером обводнення. Перша від поверхні зона – це зона аерації, яка не заповнюється водою, але є своєрідним “ситом”, через яке атмосферні опади проникають в зони, що залягають нижче. Друга зона – це зона періодичного насичення водою. Вона розташована між мінімальним рівнем підземних вод у посушливі періоди та найвищим рівнем, який встановлюється в багатоводні періоди. Ця зона періодично обводнюється та осушується. Третя зона, або зона повного насичення, розташована між водотривом і найнижчим рівнем ґрунтових вод та характеризується постійним обводненням.

Окрім ґрунтових вод в земній корі мають місце також безнапірні міжпластові води, які відрізняються від перших тим, що знаходяться між двома водостійкими верствами. Живлення таких горизонтів відбувається не по всій площі поширення водоносного шару, а лише в місці виходу останнього на поверхню. Здебільшого такі води користуються розвитком в районах з розчленованим рельєфом і залягають вище базису ерозії. Вони не заповнюють повністю водоносного шару, не досягають водотривкої покрівлі і характеризуються вільною ненапірною поверхнею. Завдяки розкриттю водоносних та водотривких контактів на схилах ярів та долин рік такі води

утворюють джерела і таким чином набувають проточних властивостей, а їх переміщення підпорядковується законам тяжіння.

Лекція № 15

Тема: Артезіанські води, їх характеристика та використання

Мета:

1. навчальна: сформування у студентів уявлення про води зони аерації, ґрунтові води, характер їх режиму.

2. розвиваюча: розвивати кругозір студента, формувати професійні якості.

3.виховна: виховувати любов до праці, викликати зацікавленість до дисципліни.

Питання лекції

1. Води зони насичення

2. Використання артезіанських вод

Література:

1Гордеев и др../ Гидрогеология: Учеб. Для геол..-развед. техникумов/ П.В. Гордеев, В.А. Шемелина, О.К. Шулякова. – М.: Высш. Шк.., 1990.-448с.

Матеріал лекції

Особливе місце серед підземних вод належить напірним, або артезіанським водам, які залягають між двома водотривкими верствами гірських порід нижче від базису ерозії. Найсприятливішими для формування напірних вод є різноманітні прогини та западини в земній корі, а також райони з моноклінальним залягання гірських порід. У першому випадку водоносні верстви прогнуті у вигляді мульди і областю живлення підземних вод є ділянки виходу на поверхню водоносного шару. Атмосферні опади, які проникають у водопроникні верстви шляхом інфільтрації та рухаються до середньої частини мульди, заповнюють весь водоносний шар, знаходячись під впливом гідростатичного тиску. Якщо викопати колодязь або пробурити свердловину до водоносної верстви, підземна вода, яка знаходиться під тиском, після її розкриття підніметься на певну висоту. Величина останньої залежить від висоти розташування області живлення по відношенню до рівнярозкриття водоносного шару, а напірний рівень, тобто рівень, який визначає висоту, на яку піднялася вода в даному місці і вище якого вона вже піднятися не зможе, називається п’єзометричним рівнем. Він характеризується абсолютною відміткою, тобто висотою відносно рівня моря. Підземні води можуть характеризуватися наявністю гідростатичного напору і у випадку моноклінального залягання гірських порід. Це можливе при фаціальному заміщенні проникних порід водостійкими. Вода, яка поступає з області живлення у водопроникні породи, переміщуючись по падінню верстви, досягає глин, які відіграють роль водотриву, при цьому вона накопичується у водоносному шарі під впливом гідростатичного тиску і набуває напірних властивостей. Якщо розкрити такий водоносний шар гірничою виробкою (колодязем або свердловиною), вода підніметься приблизно до висоти області живлення. Подібне накопичення напірних вод також можливе в районах розвитку тектонічних скидів, коли по площині зміщення водоносні верстви перегороджуються водотривкими породами.

Режим артезіанських вод у порівнянні з ґрунтовими характеризується більшою стабільністю. Це пояснюється тим, що п’єзометричний рівень мало залежить від кліматичних сезонних коливань. Дренаж (розвантаження) різних типів підземних вод відбувається через низхідні, висхідні, ерозійні, субмаринні джерела, або шляхом штучного розкриття водоносних горизонтів свердловинами та колодязями.

2. Використання артезіанських вод

Підземна вода - це корисна копалина , особливо цінна тим , що має властивість відновлюватися в природних умовах і в процесі експлуатації Кількість підземних вод оцінюється їх запасами - кількістю у води , яка може бути отримана з водоносного горизонту , джерела в добу залежно від якості є вода питного і технічного призначення .

Джерело (ключ ) - природний вихід підземних вод на поверхню суші або під водою, на дні річок, озер, морів Джерело з'являється там , де водоносний горизонт перетинається земною поверхнею (у пониженнях рельєфу , на схилах ярів , балок і т.п.)

Гейзер ( исландское geysir , від geysa - хлинути ) - джерело , яке періодично викидає фонтани гарячої води і пари Гейзерськ їх джерел у Ісландії , на Камчатці , у Новій Зеландії , США

Підземні води - це частина водних ресурсів Землі , загальні запаси підземних вод суші складають понад 600 млнкм3 На них припадає 4 % від загального обсягу гідросфери планети Прогнозні ресурси підземних вод в Україні , придатних для побутового і господарського використання , становлять 21 км³/рік Вони мають велике значення в природі та господарської діяльності людини Це найважливіше джерело живлення річок і озер; забезпечують рослини вологою і розчиненими в ній речовинами широко використовується ються людиною для господарсько -побутових , промислових і сільськогосподарських цілей. З термальних вод отримують багато різних хімічних речовин (йод , глауберову сіль , борну кислоту , різні метали ) Теплову енергію підземних вод використовують для обігріву будинків , теплиць , отримання енергії ; підземні води застосовують для лікування цілого ряду захворювань человекюдіні .

Лекція №16

Тема: Мінеральні та термальні води

Мета:

1. навчальна: сформування у студентів уявлення про мінеральні та термальні води, їх склад та використання для потреб суспільства.

2. розвиваюча: розвивати кругозір студента, формувати професійні якості.

3.виховна: виховувати любов до праці, викликати зацікавленість до дисципліни.

Питання лекції

1. Мінеральні води

2. Термальні води

Література:

1 Гордеев и др../ Гидрогеология: Учеб. Для геол..-развед. техникумов/ П.В. Гордеев, В.А. Шемелина, О.К. Шулякова. – М.: Высш. Шк.., 1990.-448с.

Матеріал лекції

1. Мінеральні води

Мінера́льні во́ди (рос. минеральные воды, англ. mineral water, нім. Mineralwasser n pl) — підземні (іноді поверхневі) води з підвищенним вмістом деяких хімічних елементів і сполук, а також газів, із специфічними фізико-хімічними властивостями (температура, радіоактивність та ін.), що справляють цілющий вплив на організм людини. Межею прісних і мінеральних вод вважають солоність в 1 г/л. Мінеральні води часто володіють цілющими властивостями. Зловживання мінеральною водою, особливо для хворих, може призвести до важких наслідків для здоров’я, тому вживати її рекомендується тільки з поради лікаря та в рекомендованій ним кількості.

Мінеральні води утворюються за рахунок вадозних вод, морських вод, похованих у процесі нагромадження осадів, вивільнення конституційної води в умовах регіонального та контактового метаморфізму. Ці води збагачуються солями і газами порід, з якими вони контактують. Хімічний склад і закономірності поширення мінеральних вод зумовлені особливостями геологічної будови, рельєфу, клімату та гідрології певних ділянок.

Класифікація

За мінералізацією

За мінералізацією розрізняють:

· слабкомінералізовані М.в. (1—2 ‰),

· малої (2—5 ‰),

· середньої (5—15 ‰),

· високої (15—30 ‰) мінералізації,

· розсольні М.в. (35—150 ‰)

· міцнорозсольні М.в. (150 ‰ і більше).