Розподіл температури по довжині ріки

Температура води рік, які мають досить велику довжину змінюється по течії відповідно із зміною кліматичних умов і характером водного живлення. Найбільш помітні зміни температури води по довжині ріки для рік, які течуть в меридіональному напрямку. Головні причини, від яких залежить температура води в ріках :

1) пора року ;

2) джерело живлення;

3) приточність, напрям течії приток;

4) озерність і заболоченість басейну;

5) зміна ландшафтних зон по довжині.

На великих ріках, які течуть з півночі на південь і перетинають різні кліматичні зони, температура взагалі підвищується від витоку до гирла. На цих ріках спостерігаються і найбільші різниці в температурі води між верхньою і нижньою течіями (максимальна різниця в літньо-осінній період). На ріках, які течуть в широтному напрямку, спостерігаються незначні зміни температури води по довжині ріки. Тільки в верхів’ях можуть відмічатись понижені значення температури. По мірі віддалення від джерела живлення, температура води ріки піддається впливу кліматичних умов.

На ріках, які течуть на північ, в період нагрівання: квітень-червень найнижча температура спостерігається у верхів’ї і гирлі. Восени ці місця є найтеплішими. Взагалі може спостерігатись тенденція пониження температури до гирла, може бути навпаки. Особливо помітні різниці температури на гірських ріках, де в межах невеликих територій змінюється декілька кліматичних зон. Тут, як правило, температура підвищується від витоку до гирла. Малі гірські ріки через водозбори різної висоти мають досить різні значення середніх багаторічних температур води.

Процес вирівнювання температури по довжині або по ширині ріки в водному об’єкті називається процесом гомотермії.

Класифікація рік Форстера за температурним режимом:

1) Джерельні ріки, в яких температура води в місцях, які близькі до джерела, зберігають його температуру;

2) Озерні ріки;

3) Льодовикові ріки, де температура води майже по всій довжині нижче температури повітря;

4) Рівнинні ріки, в яких температура залежить тільки від температури повітря.

Льодовий режим рік

Льодовий режим є однією з фаз температурного режиму. Період зимового режиму рік в помірних широтах рахують з моменту, коли температура води знижується до температури 0°С і на річках з’являється перший лід, і до моменту початку інтенсивного весняного підйому рівнів води. Весь період зимового льодового періоду поділяють на три фази: замерзання, льодостав, скресання.

Замерзання починається з появи льоду на ріці і закінчується утворенням льодоставу. Під льодоставом розуміють інтервал часу, коли ріка по всій довжині, або на відрізку, що розглядається, покрита суцільним нерухомим льодом. На Україні тривалість льодоставу може досягати на півночі в суворі зими 3-4 місяці. В гірських районах і на ріках з швидкою течією суцільного льоду може і не бути, лід утворюється у вигляді заберегів. В Криму, Закарпатті льодостав не утворюється майже ніколи через часті відлиги та дощові паводки. Фаза скресання займає час від початку руху льоду до повного його зникнення з поверхні ріки.

Процес льодоутворення в ріках суттєво відрізняється від цих же процесів в стоячій воді. В безвітряну ніч при пониженні температури льодовий покрив може встановитися по всій поверхні водойми. Проточна вода охолоджується одразу по всій масі внаслідок турбулентного перемішування. Охолодження води в ріці починається задовго до процесів льодоутворення. Процес охолодження води відбувається під дією наступних факторів:

1) Теплообміну через відкриту водну поверхню. Він складається з конвекції, ефективного випромінювання і витрат тепла на випаровування та надходження тепла за рахунок прямої і розсіяної сонячної радіації;

2) Теплообміну через ложе ріки. Відбувається за рахунок надходження тепла від грунтів, що охолоджуються, підземних вод;

3) Теплообміну руслового стоку. Це тепло або холод, які привнесенні з верхів’їв ріки або з водами приток.

Головну роль в процесах охолодження здійснюють процеси теплообміну через відкриту водну поверхню. Процес льодоутворення складається з декількох фаз. Починається з заберегів – це вузькі смужки льоду, які утворюються на мілині вздовж берега та в застійних місцях. Дрібні кристали льоду, які утворюються далі до стрижня (середини) ріки, змерзаються в пластинки прозорого льоду товщиною в декілька міліметрів і називаються сало. Сало може йти по ріці 3-8 днів. Зростаючись, сало утворює блінчастий лід. Тільки потім окремі крижини або крижані поля. Якщо на поверхні ріки випадає сніг в цей період, він не тане, а, набравши води, утворює сніжуру. Перемішування води сприяє охолодженню всієї товщі води до дна. При цьому крижані кристали починають утворюватися не тільки на поверхні, але й по всій масі води. За сприятливими гідравлічними умовами на твердих предметах, які знаходяться у воді або на дні, наростають непрозорі частки льоду, який називається внутріводним льодом. Спливаючи на поверхню, цей лід утворює шугу. Шуга – це замерзлі в велику масу шматочки льоду.

Частини без крижаного покриву називаються ополонки. Вони характерні для ділянок з швидкою течією або виходом на поверхню теплих мас води. Утворюються на перекатах, у витоках рік, які беруть початок в озерах, нижньому б’єфі гребель і т.д. В залежності від місцевих умов проталини можуть зберігатись на протязі всього зимового періоду.

Рух крижин та крижаних полів називається льодоходом. Рух шуги на поверхні і в середині водного потоку – шугоходом (специфічне явище більш характерне для рік з великими швидкостями і таких, що протікають в теплих районах). На останній стадії льодоходу восени і ранньою весною, коли густина льоду та розміри окремих крижин досить великі, у природних або штучних звуженнях русла і на мілинах можуть утворитися затори – нагромадження льоду по всьому живому перерізу (природна гребля з льоду). Явище коли на великих швидкостях затягується під лід шуга і забиває живий переріз ріки, називається зажором. Вище заторів і зажорів рівень води може підвищитись до катастрофічного.

Восени під час замерзання рік виділяється тепло (біля 80 кал на см²). Тому над рікою зависає туман. Як тільки ріка покрилася льодом, починається процес наростання товщини льоду. Він проходить тим швидше, чим холодніша температура повітря. Формули для цієї залежності вивів Бидін І.Ф. при прокладці “ Дороги життя” під час блокади Ленінграду у Великій Вітчизняній війні.

H_л = 2 , ( 5.1)

де – Tc – сума середньодобових від’ємних температур повітря;

h_л = 11 , (5.2 )

де – Тм – сума від’ємних середньомісячних температур повітря.

Наростання товщини льоду дуже уповільнюється або навіть зовсім припиняється при випаданні снігу. Якщо на початку зими нижня поверхня льоду нерівна, хвиляста, то до середини зими вона відшліфовується, але починається зменшення товщини льоду. В кліматичних умовах України вже до середини зими може встановитися рівновага між витратою тепла через снігольодовий покрив і притокою його до нижньої поверхні льоду. В такому випадку наростання товщини льоду знизу припиняється, а потім починається зворотній процес. З збільшенням тривалості сонячного дня відбувається розрихлення льоду. В другій половині зими починається підготовка до скресання.

В цілому за характером льодового режиму можна виділити:

1) ріки з стійким щорічним льодоставом різної тривалості;

2) ріки з нестійким льодоставом, який спостерігається не щорічно (захід, південь України);

3) ріки з льодовими явищами;

4) льодові явища взагалі відсутні через м’якість клімату.

Чим м’якший клімат, тим менше льоду на водоймах. Якщо взимку встановлюються антициклони, то льодостав тривалий і стійкий.

Скресання рік відбувається з потеплінням та під дією наступних факторів:

1) теплових процесів, які протікають в атмосфері (сонячна радіація, вітри, рідкі опади);

2) механічного впливу зростаючих витрат води;

3) надходження в ріку більш теплих талих вод з басейну ріки.

Веліканов виділяє 4 типи скресання рік:

1) бурхливе скресання рік за рахунок механічного впливу. Льодовий покрив ще досить товстий, але за рахунок притоку талих вод відбувається скресання;

2) вплив разом теплового і механічного фактору;

3) скресання за рахунок, головним чином, теплового фактору (ріки, які течуть на південь);

4) танення льоду на місці. Цей тип скресання характерний для малих рік з переважаючим грунтовим живленням.

Тривалість льодоходу на ріках, які течуть на південь, більша, ніж на тих, що течуть на північ. На ріках, які течуть на північ, процес скресання відбувається дуже бурхливо. Танення снігу в верхів’ях викликає різке збільшення витрат, які не вміщуються в перерізі потоку, що покритий льодом, і потік починає ламати лід. Битий лід може забивати переріз під льодяним покривом – виникають зажори. Можливі сильні повені.

Якщо ріка тече на південь, то головна роль в процесах скресання належить не механічному, а тепловому фактору. Тут частіше виникають затори. В умовах суворого клімату малі ріки можуть перемерзати до дна.

Лекція № 6 Режим наносів

Режим наносів

Робота ріки витрачається на подолання опору тертя між потоком і руслом, між частками води; на удари об дно і береги.

Робота ріки витрачається також на деформацію русла потоку в плані і профілі, на перенос розчиненого матеріалу.

Ця робота обумовлює явища, які можна назвати впливом ріки на русло. Вони характеризуються:

3. Розмивом (ерозією).

4. Переносом продуктів розмиву водою (транспортуванням).

5. Відкладом частини наносів (акумуляцією).

Всі три види роботи можуть відбуватись одночасно або на окремих ділянках буде переважати один з цих процесів. В стадії старіння поперечного профілю ріки в верхів’ях переважають процеси ерозії, в середній течії транспортування продуктів руйнування, в нижній течії – акумуляції.

Наноси – це тверді частки, які несе потік. Величина наносів змінюється в дуже широких межах. Самі дрібні частки, які при осаді утворюють мул, мають розміри менше 0,05 мм. Гірські ріки в змозі переміщувати валуни діаметром в десятки сантиметрів. Головну роль в формуванні наносів відіграє схилова і руслова ерозія.

Схилова ерозія – це процес порушення і виносу грунту потоком, який стікає по схилах і його заглибленнях. Особливо сильно розмивається незахищений рослинністю шар. Схилова ерозія дає в загальному балансі наносів рік основну частину відносно дрібних часток. Інтенсивність її визначається в першу чергу нахилами, дальністю транспортування наносів до ріки. Утворення і ріст ярів – один з характерних результатів ерозії схилів.

Схиловий стік утворюється при випаданні дощів і таненні снігу. Періодом паводків і повеней відповідає максимум наносів. За цей час ріки різних типів переносять від 50 до 90 % твердого стоку. Пік наносів деяких рік випереджає максимум витрат.

Руслова ерозія – процес руйнування русла і берегів. Вона може бути глибинна і бічна. Бічна більш інтенсивна в середній і нижній течіях, глибинна в верхів’ї.

Наноси, які транспортуються рікою дають твердий стік.

Тверда витрата – кількість наносів в вагових одиницях, яка проноситься через поперечний переріз ріки за одиницю часу. Вона складається з трьох частин: донні (наноси, що тягне за собою ріка), завислі частки і розчинені у воді речовини.

До цього часу найбільш детально вивчені завислі наноси. Вниз по течії зменшується їх величина. Зоною живлення ріки наносами є вся площа водозбору. В період зимової і літньої межені кількість змитого матеріалу різко зменшується в зв’язку з тим, що зменшується поверхневий приток, але збільшується кількість розчинених речовин за рахунок підземних вод. В період межені спостерігається найбільша мінералізація. Величина наносів, які переносить ріка, залежить від швидкості течії ріки. Вона коливається в дуже широких межах. Відзначається ситовим аналізом.

Основною причиною переміщення наносів у завислому стані є наявність вертикальної складової швидкості води. Величина вертикальної складової швидкості коливається від 1/12 до 1/20 від значення рівнодіючої швидкості. Для визначення величини часток введено поняття гідравлічної величини. Це швидкість рівномірного падіння частинки в стоячій воді при температурі 15° С. Розмірність см/хв, мм/хв, м/хв. Дві частинки будуть рахуватись рівними, якщо вони падають з однаковою швидкістю, незалежно від їх величини (тобто геометричних розмірів).

При постійних, усереднених характеристиках турбулентного потоку на протязі деякого часу встановлюється динамічна рівновага, яка характеризується зменшенням кількості і розмірів часток з підйомом від дна до вільної поверхні. Відносно великі фракції можуть пересуватись окремими скачками або перекочуванням. Ці наноси називають донними (або тими, що тягне за собою ріка), а ті, що рухаються у товщі потоку – завислими. Такий поділ наносів досить умовний. Зміна характеристик руху води може призвести до зависання донних наносів і, навпаки, переходу частини завислих наносів в донні. В найбільш розповсюджених умовах річкових потоків частки діаметром більше 0,05-0,1 мм утворюють завислі наноси, а більш великі – донні.

Насиченість потоку завислими наносами оцінюється їх концентрацією, або каламутністю, яка являє собою кількість наносів на одиницю об’єму води. На розподіл каламутності в потоці суттєвий вплив здійснює температура води. Чим вона вище, тим чистіша ріка (збільшується інтенсивність осаду). Максимум каламутності звичайно випереджає максимальну витрату. Якщо розглянути зміну каламутності по довжині ріки, то найбільш великі наноси припадають на верхів’я ріки. По мірі наближення до гирла, розміри наносів зменшуються. Особливо інтенсивно осідають завислі частки на контакті морської і річкової води. Загальна кількість наносів (їх об’єм) до гирла збільшується, але відносні показники твердого стоку зменшуються.

Каламутність визначається за формулою:

; (6.1)

Шведський фізик Ері, досліджуючи рух часток, вивів залежність: лінійні розміри тіл, які тягне ріка пропорційні квадрату швидкості. А так як вага тіла пропорційна третій ступені лінійних розмірів, то вага тіла, яке тягне ріка, пропорційна шостій ступені швидкості.

Спостереження показують, що для будь-якої величини часток каламутність взагалі зростає до дна, але тим швидше, чим більші наноси. Для дрібних наносів (0,01 мм), особливо на ріках зі швидкою течією, каламутність з глибиною змінюється мало. По довжині ріки, якщо швидкості течії зменшуються, то наноси будуть відкладатись і каламутність зменшиться. І навпаки. Транспортуюча властивість потоку залежить також від гідравлічного радіуса (або середньої глибини) та нахилу. Якщо площа поперечного перерізу збільшується, а швидкість відповідно падає, то транспортуюча властивість зменшується.

На гірських ріках з площами водозборів в декілька тисяч квадратних кілометрів і менше, окремі паводки можуть повністю проходити на протязі доби. В таких випадках спостерігаються великі внутрішньодобові зміни каламутності. Відмічено також, що при проходженні серії паводків кожен наступний паводок менше насичений наносами, чим попередній. Витрата завислих наносів залежить від водності ріки, а зміни її на протязі року – від внутрішньорічного розподілу рідкого стоку.

Для рівнинних рік стік донних наносів часто приймають рівним 5-10% від стоку завислих наносів, але іноді підвищується до 20 %. Для гірських рік різних фізико-географічних зон це співвідношення змінюється в дуже широких межах. Різні автори вказують величини від 4-6 до 60 % і більше. Причина такої різниці в неточності вимірів донних наносів і в умовах формування стоку наносів в конкретних водозборах.

Уявлення про просторові зміни стоку завислих наносів отримують за допомогою карти середньої багаторічної каламутності рік. В межах України каламутність змінюється від 10-50 г/м³ на півночі до 500-1000 г/м³ в деяких південних районах, в ярах може досягати 50 кг/м³.

Для оцінки ерозійної діяльності водних потоків використовують величини модулей стоку наносів, які виражені в тоннах з 1 км² в рік.

(т/км²рік) (6.2)

де R – середній річний стік наносів, кг/с;

F – площа басейну ріки, км²;

На території України модуль стоку наносів змінюється від 10-20 т/км² на півночі до 100 т/км² на півдні (малі водостоки, яри нижнього Дніпра). Високі модулі стоку наносів в районі Карпат, де вони перевищують 50 т/км², а місцями досягають 100 т/км².

Селі

Після випадання зливових опадів або після інтенсивного сніготанення чи танення льодовиків в горах утворюються грязьові потоки – селі. Сель або селевий потік – це такий водний потік, в якому кількість твердих часток перевищує 30 % від об’єму рідкої маси. За своїм складом можуть бути: грязьові (діаметр часток не перевищує 0,1 мм), грязьо-кам’янні (гравій, галька різного діаметру, який може перевищувати 1 м), водно-кам’яні селі, коли у відносно чистому потоці перекочуються кам’яні брили.

В залежності від насиченості розрізняють рідкі (турбулентні) селі, які зберігають властивості водного потоку, і зв¢язані. Насиченість останніх твердими включеннями настільки велика, що вони являють собою єдину в’язкопластичну масу, яка рухається хвилею, що нерозтікається, тільки при великих нахилах русла.

В звичайному гірському паводку каламутність, як правило, не перевищує один відсоток від об’єму паводку. В селях наноси можуть займати від 10-15% до 40-50% від об’єму або по вазі до 60-65% селевої маси. При більшій концентрації потік вже переходить в “опливину”.

Обов’язковими умовами утворення селевих потоків є :

а) інтенсивний стік зі схилів водозбору або тимчасове накопичення великої кількості води в сухих руслах;

б) наявність великої кількості дрібноуламкового легкорухомого матеріалу кори вивітрювання в місцях великого водного стоку;

в) значні нахили місцевості (більше 0,05).

Лекція №7 Води підземної гідросфери

Типи вод підземної гідросфери

Підземну воду слід розглядати як фізично самостійне тіло у вигляді пари, твердому та рідкому стані. Класифікація Лебедєва з урахуванням сучасних уявлень відокремлює в підземній гідросфері п’ять видів вод: у вигляді пари, тверду, фізично вільну, фізично і хімічно зв’язану. До особливого виду віднесена вода в надкритичному стані. Наявність загального кругообігу води визначає можливість переходів з одного виду в інший при зміні параметрів фізичного стану середовища. Розглянемо більш детальну характеристику видів води у гірських породах.

6. Вода у вигляді пари знаходиться практично у всьому розрізі Землі. Порівняно невелика потужність шару водяної пари, звичайно декілька метрів, належить до зони аерації, яка заходиться між денною поверхнею та постійним рівнем підземних вод. Тут переважає холодний пар, який проникає сюди з атмосфери або утворюється в порах та тріщинах в грунтах та гірських породах при випаровуванні крапельнорідкої води.

Водяна пара володіє великою рухливістю і переміщується під дією різниці пружності парів. При відносній вологості підземної атмосфери близько 100%, пружність парів являє собою функцію температури, що пояснює виникнення направлених потоків пари під дією температурних градієнтів. Вертикальні потоки пов’язані з сезонним прогріванням гірських порід. Тому, вище шару порід з постійною річною температурою, водяна пара рухається влітку, головним чином, вниз, а взимку – вгору. Горизонтальне переміщення водяної пари пов’язано, головним чином, з техногенними змінами поверхні Землі (екранування, затінювання), які викликають її нерівномірне прогрівання.

В загальному об’ємі пароподібної води значна доля належить гарячій парі, яка утворюється на значних глибинах, що пов’язано з процесами закономірного підвищення температури з глибиною або з виходом перегрітих вод на поверхню Землі. Локальне пароутворення може бути результатом хемогенних або біогенних процесів. Вода у вигляді пари може міститися у порах мінералів, і нарешті, частина пари розчинюється у рідкій воді і утворює її газову компоненту, яка безперервно зростає з глибиною. На великих глибинах з температурою +600…+700˚С крапельнорідка вода заміщується водою у вигляді пари, при цьому потужність шару пари звичайно дуже велика. Крім того, відокремлені накопичення пари зустрічаються на родовищах нафти і газу.

7. Фізично зв’язана вода поділяється на міцнозв’язану (гігроскопічну або адсорбційну) та розсипчастозв’язану (плівкову). Міцнозв’язана вода притаманна тонкодисперсним породам. Утворюється вона на поверхні мінеральних часток за рахунок адсорбції молекул води і водяної пари повітря або рідкої води. Розташовані на контакту з мінеральною часткою породи в 1-3 ряди молекули води утворюють плівки міцнозв’язаної води; вологість, яка відповідає цьому стану називають максимальною гігроскопічністю. Фізичні властивості міцнозв’язаної води наближаються до властивостей твердих тіл, наприклад, густина складає в середньому 2 г/см³; температура замерзання –78˚С, такій воді притаманна значна в’язкість, пружність та міцність на зсув. Міцнозв’язана вода утворюється при відносній вологості підземної гідросфери менше 100%. Вміст її в породі залежить від мінерального і зернового (гранулометричного) складу: в пісках кількість цієї вологи не перевищує 1%, лесах – 8%, глинах – 18%.

Далі вирізняють перехідний, сольватний (або осмотичний) шар, безпосередньо прилягаючий до міцнозв’язаного; товщина цього шару 10-20 молекул, орієнтація їх менше витримана, шар характеризується послабленим зв’язком з поверхнею частинок, деякою рухомістю; вилучити воду цього шару можна при нагріванні до 100-120˚С. Сольватний шар води звичайно відповідає величині вологості породи, яка дорівнює максимальній гігроскопічності.

Розсипчастозв’язана вода утворює шар молекул води, який взаємодіє з поверхнею часток породи та шаром міцнозв’язаної води за допомогою молекулярних сил. Вона існує при вологості породи більшої від максимальної гігроскопічності. Міцно і розсипчастозв’язана вода у сукупності називається молекулярною водою. Вона характеризує інженерно-геологічні властивості породи. Максимальний вміст цієї води складає: для пісків – 1.7%, супісків – 15-23% і глин 25-40%.

Експериментальні дані свідчать про те, що при тиску 300-500 МПа майже уся молекулярна вода глин спроможна переходити у вільний стан. Існує динамічна рівновага: підвищення параметрів фізичного стану геологічного середовища (температури, тиску) викликає зменшення фізично зв’язаної води за рахунок переходу її у вільний стан. Існують дані про те, що в інтервалі глибини 1,5-4 км, уся зв’язана вода переходить у вільний стан.

8. Вільна вода представлена водою включень в мінерали і гірські породи, капілярною та гравітаційною водою. Особливість першого виду вільної води – тривала ізоляція її від загального кругообігу. Води включень вступають в рух лише з моменту розкриття замкненого об’єму пор мінералів або гірської породи, що можливо при тектонічних процесах або розплавленні речовин при високих температурах.

Капілярна вода заповнює капілярні пори (діаметр менше 1 мм) та тріщини (ширина розкриття менше 0.25 мм) порід. Вона утримується та пересуваються в породі під дією сил поверхневого натягу (капілярних або меніскових), виникаючих на межі розділу води та повітря.

Піднімаючись вище рівня підземних вод, капілярна вода утворює зони капілярного насичення. Висота капілярного підняття залежить від діаметру пор, гранулометричного і мінерального складу порід, хімічного складу води: її значення може дорівнювати нулю (гравій, галька), не перевищувати 3-4 мм (крупнозернисті піски) і досягати 6-12 м в глинах.

Гравітаційна вода утворюється при вологості порід більше максимальної молекулярної або при повному насиченні пор, тріщин породи водою (повна вологоємність). Особливість цього виду води – переміщення під дією сили тяжіння. Кількість гравітаційної води залежить від гранулометричного складу, розміру пор і тріщин, ступені ізольованості їх один від одного. В глинистих породах, які відрізняються значною зв’язаністю мінеральних часток і ізольованістю порового простору гравітаційна вода майже відсутня. Цей вид підземних вод має переважне розповсюдження в роздільнозернистих породах (піски, галечники), частки яких пов’язані один з одним лише силами тертя і в твердих породах (граніт, мармур, пісковики), які розбиті тріщинами.

Розрізняють інфільтраційні (які просочуються через шар породи зверху до низу) і фільтраційні (які переміщуються у водоносному пласту) води. Інфільтраційні води розповсюджені переважно в зоні аерації, їх прояв і кількість пов’язані з діяльністю атмосферних вод. Інфільтраційні води поділяються на власне інфільтраційні (наприклад, атмосферні опади, які просочуються до зони насичення порід водою, і утворюють водоносний горизонт) і інфлюаційні (які витікають, вільно переміщуються по тріщинах та порожнинах в товщі порід). Фільтраційні води переміщуються в пласту породи від високих гіпсометричних відміток до низьких.

9. Вода у твердому стані існує у вигляді відокремлених тіл (лінз, прошарків) в товщі гірських порід або цементуючої речовини мерзлих гірських порід. Лід мерзлих гірських порід утворюється в процесі осадонакопичення та одночасного промерзання або промерзання тріщин масивів кристалічних порід.

Мерзла гірська порода являє собою багатокомпонентну систему – мінеральний скелет + вода + лід + повітря, структурні зв’язки якої визначають міцнісні якості породи. Для мерзлих порід виконується принцип рівноважного стану води, тобто при підвищенні або пониженні температури відбувається відповідно часткове плавлення льоду або кристалізація незамерзлої води.

Глибина промерзання залежить від теплофізичних властивостей породи – теплоємності та теплопровідності, які оцінюються по відповідним коефіцієнтам та кліматичним умовам регіону. Найменшу глибину перемерзання мають породи з великим вмістом гумусових речовин, найбільшу – сухі піщані та гравелисті породи.

5. Хімічно зв’язані води поділяються на кристалізаційні та конституційні. Найбільше розповсюдження мають кристалізаційні води, які присутні в кристалічній решітці мінералів у вигляді одиничних молекул або їх груп. Кристалізаційна вода може бути виділена з мінералу при температурі до +300˚С. До числа мінералів, які містять цей вид води належать: сода (64% Н₂О), мірабіліт (55% Н₂О). Гіпс при нагріванні до +170˚С (СаSO₄ · 2H₂O) втрачає всю воду, перетворюючись на ангідрид СаSO₄.

Йони ОН^- і Н⁺ являють собою конституційну воду, які перетворюються на Н₂О після виділення з мінералів. Утворення цих вод пов’язують з високими температурами і тиском. Такі глинисті мінерали як каолініт та монтморилоніт виділяють значну кількість конституційної води в інтервалі температур +460⁰С… +550˚С.

Теорії походження підземних вод

Аналіз речовинного складу планети Земля дозволяє вважати основним носієм води гідратизовані силікати. Первинні води, які утворили Світовий океан, виникли з парів мантійного матеріалу і характеризувались кислим складом. Вважається, що власне прісні води виникли в результаті випаровування з поверхні первинних океанів і різних акваторій в межах суходолу.

Згідно теорії “нової глобальної тектоніки”, процес надходження води з мантії у верхні горизонти пов’язаний з утворенням рифтових зон, через які мантійна речовина піднімається вгору. В місцях занурення літосферних плит під континент відбувається дегідратація водовміщуючих мінералів, яка супроводжується виділенням значних об’ємів води. Звільнена вода поступає на поверхню Землі через вулкани і океан або вижимається через континентальну кору. Частина цієї води повертається назад в мантію. Потенціальні водні ресурси мантії складають 20 · 10¹⁸ т.

Поясненню походження підземних вод присвячені наступні теорії:

а) інфільтраційна;

б) конденсаційна;

в) седиментаційна;

г) ювенільна.

Інфільтраційна теорія пов’язує походження підземних вод з процесами просочування атмосферних і поверхневих вод суходолу (головним чином паводкових) в глибини Землі. Води цього типу розповсюджені у верхніх горизонтах земної кори, де відбувається інтенсивний водообмін. На значній глибині, в умовах слабкого водообміну, можуть зберігатися древні інфільтраційні води.

Конденсаційна теорія вважає, що накопичення підземних вод відбувається в основному за рахунок конденсації водяної пари в порах і тріщинах гірських порід. Інтенсивність конденсації пов’язана з особливостями району та його геологічними умовами, а також водно-фізичними (густина, пористість, зерновий склад) властивостями гірських порід. В загальному водному балансі доля конденсаційних вод звичайно мала, однак за сприятливими кліматичними та геологічними умовами об’єми вод цього виду можуть відігравати суттєву роль. Наприклад, за деякими даними доля цих вод в умовах гірських масивів Забайкалля та алювіальних рівнин Якутії складає не менше 1/3 величини підземного стоку. Зрозуміла роль конденсації водяної пари в підвищені вологості порід під затіненими та закритими поверхнями землі в результаті процесу тепловологопереносу. Подібні процеси призводять до накопичення вологи і підтоплення територій забудівлі.

Седиментаційна теорія пояснює походження частини підземних вод послідовними процесами осадконакопичення і діагенезу, на протязі яких остаточні розчини або віджаті води на довгий час, що вимірюється геологічними масштабами часу, вилучались з гідрологічного кругообігу, приймаючи участь у його геологічній гілці. Надходження седиментаційних вод (теж саме, що й викопні, реліктові води) в гідрологічний кругообіг можливо в результаті геологічних процесів (утворення тріщин, злиття в скиби, руйнування вищезалягаючих товщ). Седиментогенні води можуть бути одновікові з вміщуючими породами (сингенетичні води) або різновікові (епігенетичні води), які утворилися шляхом міграції в навколишню товщу віджатих при літогенезі порових вод.

Ювенільна теорія пояснює походження вод з продуктів магми при її виверженні та застиганні. Роль ювенільних (юних) вод значна на ранніх етапах формування Землі, коли вона стала першоджерелом води, що вступила в подальші реакції і перетворення. За наявними даними, в підкоровому магматичному розплаві міститься 1-2% води за масою, на великих глибинах, з підвищенням тиску, кількість води може досягати 4-5%. Властивість магматичних розплавів асимілювати воду свідчить про можливість утворення неоднорідних вод, в склад яких можуть входити інфільтраційні, седиментаційні або хімічно зв’язані (відроджені) води. Води цього типу, які називають магматогенними, поділяють на вулканічні, які виділяються під час руху магми, та крізьмагматичні, які утворюють суцільний висхідний потік. Об’єм поступлення в кругообіг ювенільних вод на Земній кулі не перевищує 1км³ на рік.

В гідрологічному кругообігу виділяють також вадозні (блукаючі) води, які утворюються при поєднанні інфільтраційних і седиментаційних вод, що виділяються в процесі осадконакопичення в морських басейнах.

В загальному кругообігу води на Землі найбільш активно приймають участь води інфільтраційного і конденсаційного походження.

Поиск по сайту: