Чинники формування складу вод

Рис. Станок сверлильно-отрезной МП6-1515-002

Предназначен для одновременной разрезки и сверления объемнозакаленных железнодорожных рельсов.

Специализированные токарные станки. Наибольшее распространение получили следующие специализированные токарные станки: 1. Многорезцовые

2. Вальцетокарные 3. Для обработки коленчатых валов 4. Слиткообдирочные.

5.Колесотокарные и осетокарные для ж/д транспорта. 6. Трубо- и муфтообрабатывающие 7. Бесцентровообдирочные 8. Резьбообрабатывающие

9. Токарно-затыловочные

Вальцетокарные станки (Рис.8) предназначены для обработки прокатных валов с диаметром до 2 м и длинной до 8 м. Они выполняются очень жёсткими, т.к. служат для обработки как гладких, так и ручьевых сырых и закалённых валов не только продольной или криволинейной подачей по периметру ручьёв, но и поперечным врезанием очень широкого (до 250 мм) фасонного быстрорежущего резца.

Слиткообдирочные станки РТ-340, РТ-340Н1, РТ-340Н, РТ-341 и РТ-341Н для обдирки некрупных четырёх или многогранных слитков, перед их поступлением в прокатку. Они имеют возвратно-поступательное движение резца и его качение вокруг режущей точки для сохранения нормальных углов резания.

Рис. 8 Вальцетокарный станок 1А825.

Станки для токарной обработки коленчатых валов (рис. 9) бывают нескольких видов: а) для обработки средних коренных шеек и их щёк, с приводом от обоих крайних коренных шеек; б) для обработки в центрах обоих крайних коренных шеек, с приводом от средней обработанной коренной шейки через разъёмную шестерню; в) для обработки шатунных шеек и их щёк, с приводом от обоих крайних шеек, смещённых от оси вращения на величину их эксцентриситета; г) для одновременной обработки всех шатунных шеек и их щёк. В этом случае коленчатый вал вращается вокруг оси коренных шеек, а суппорты вращения синхронно с ним, но вокруг оси, смещённой на величину эксцентриситета шатунных шеек. Резцы при этом остаются горизонтальными.

Трубо - и муфтообрабатывающие станки – обрабатывают концы труб и муфт и нарезают на них соединительную коническую резьбу.

Рис.10 Трубообрабатывающий токарный станок C10MS.10 / C10MS.12

Безцентровообдирочные валотокарные станки предназначены для обработки длинных валов и обдирки прутков для последующей их обработки на револьверных станках и токарных автоматах. Обработка не вращающегося вала ведётся двумя вращающимися резцовыми головками – обдирочной и чистовой. Подача прутка выполняется роликами. Концы обрабатываемого вала поддержи-ваются тележками.

Токарно-затыловочные станки, Рис. 11

Рис. 11 Токарно-затыловочный станок 1Е811.

2.7.7. Сверлильные и расточные станки: вертикально-сверлильные, радиально-сверлильные и центровально-сверлильные, радиально-сверлильные, горизонтально-сверлильные и центровальные

Чинники формування складу вод

Чинники, які визначають склад природних вод, поділяються на такі групи:

1) фізико-географічні (рельєф, клімат, вивітрювання, грунтовий покрив);

2) геологічні (склад гірських порід, тектонічна будова, гідрогеологічні умови);

3) фізико-хімічні (хімічні властивості елементів, кислотно-лужні та окисно-відновні умови, змішування вод і катіонний обмін);

4) біологічні (життєдіяльність живих організмів і рослин);

5) антропогенні (штучні) – всі чинники, пов’язані з діяльністю людини.

Фізико-географічні чинники

До фізико-географічних чинників відносять:

Рельєф посередньо впливає на мінералізацію і хімічний склад ґрунтових та поверхневих вод. Розчленований рельєф сприяє інтенсивному стоку, вилуженню та виносу солей із водоутворюючих порід. В цьому випадку виникає тенденція опріснених вод і формування гідрокарбонатного класу кальцієвого складу.

На рівнинних просторах в умовах уповільненого стоку та слабкого дренажу, особливо в умовах посушливого клімату формуються води підвищеної мінералізації та строкатого хімічного складу (степові рівнини).

Гідрографічна мережа впливає на хімічний склад поверхневих і ґрунтових вод через густоту та глибину ерозійного врізу, величину поверхневого стоку, схили, рівневий та льодовий режим. Глибокий ерозійний вріз, велика густота річкової мережі, інтенсивний стік сприяють формуванню вод слабкої мінералізації гідрокарбонатно-кальцієвого складу (лісостеп). Слабкий поверхневий стік сприяє підвищенню рівня ґрунтових вод і при сухому кліматі – інтенсивному їх випаровуванню, що призводить до підвищення мінералізації поверхневих вод (рівнини півдня). В умовах зволоженого клімату ці фактори не істотно впливають на склад вод, тому що основним формуючим фактором є клімат.

Клімат впливає на хімічний склад вод суходолу через склад атмосфери, атмосферні явища, сонячну радіацію, режим вітру, інтенсивність і режим атмосферних опадів, температуру повітря та випаровування.

Атмосферні опади істотно впливають на мінералізацію і склад ґрунтових і поверхневих вод внаслідок їх надходження в поверхневі водойми і ґрунтові води. Інтенсивність і кількість опадів формують режим поверхневого стоку та регулюють гідрохімічний режим річок, озер, водосховищ, вод місцевого стоку. В умовах засолених порід зони аерації в періоди інтенсивного випадання опадів в ґрунтових водах змінюється не тільки мінералізація, а і хімічний склад (степова зона).

Вплив температури повітря на зміни хімічного складу поверхневих і ґрунтових вод істотний у випадках, коли зміни температур повітря ведуть до змін температури води і значного промерзання ґрунтового покриву. Коливання температури води обу­мовлюють зміни розчинності солей, а отже, підвищує або знижують мінералізацію. Льодовий покрив приводить до порушення рівноваги карбонатно-кальцієвої системи у поверхневих водах внаслідок накопичення вільного двоокису вуглецю при окисленні органічних речовин в умовах порушеного газообміну з атмосферою.

Випаровування поверхневих вод веде до підвищення їх мінералізації. Слабко розчинені солі випадають в осад і гідрокарбонатні води переходять в сульфатні, а потім в хлоридні.

Ґрунти змінюють хімічний склад поверхневих і грунтових вод, збагачуючи їх різними солями, органічними речовинами і вільною вуглекислотою при фільтрації атмосферних опадів.

Геолого-структурні фактори впливають головним чином, на склад та мінералізацію підземних вод, а через них – на живлення ними поверхневих вод.

До гідрогеологічних факторів належать гідродинамічні і гідрогеологічні умови, які в значній мірі обумовлюють хімічний склад поверхневих і особливо підземних вод.

До фізико-хімічних факторів формування складу природних вод відносять хіміч­ні властивості елементів, розчинність солей, рН середовища, окисно-від­новлювальні умови, дифузія, змішування вод, катіонний обмін, температуру, тиск та ін.

Вплив біологічних факторів обумовлюється діяльністю рослин та мікроорганізмів. Вони зумовлюють з одного боку, біогенну метаморфізацію природних вод, а з іншого збагачуються у деяких випадках мікрокомпонентами. Рослинність впливає на характер ґрунтових реакцій. Так, хвойні ліси сприяють збільшенню кислотності через кислі властивості їхніх органічних решток, трав’яниста рослинність, навпаки, сприяє нагромадженню лугів у грунтових розчинах. Водні рослини змінюють газовий та хімічний склад водойм. Внаслідок життєдіяльності рослин водойми збагачуються органічною речовиною.

Мікроорганізми у водоймах розкладають залишки відмерлих рослин і тваринних організмів. Цей процес може закінчуватись повним розпадом органічних речовин з утворенням простих мінеральних сполук (СО₂, Н₂О та інших). Така життєдіяльність мікроорганізмів має дуже серйозне значення для природного очищення вод.

Крім того, мікроорганізми вилучають з води різні хімічні елементи (N, P, C, Ca, K, мікроелементи).

Штучні фактори – це різноманітна людська діяльність, як на водозборах, так і безпосередньо в руслах річок. За характером впливу вони поділяються на хімічні та фізичні. Хімічний вплив – це надходження до водних об’єктів речовин зі стічними водами, з атмосфери, а також з джерел, що викликає зміну природного хімічного складу вод.

Фізичний вплив – це зміна фізичних параметрів (температури, Еh тощо). Ці впливи називають антропогенним забрудненням.

Внаслідок антропогенного впливу в природні води можуть надходити як іони, аналогічні тим, які входять до складу незабруднених вод (хлориди, сульфати, натрій та ін.), так і компоненти, які в природних водах не зустрічаються (пестициди СПАР, деякі важкі метали).

1.6.3. Класифікація природних вод

Широке коливання вмісту мінеральних і органічних речовин ускладнює класифікацію природних вод. В основу класифікації природних вод покладені результати гідрохімічного аналізу та величини мінералізації.

Мінералізація природної води - це сумарна маса всіх неорганічних компонентів, які знаходяться в одному літрі води. Такий вміст виражають у вигляді суми іонів у міліграмах на 1 л (дм³) води, у грамах на 1 кг або %.

Відомий геохімік В.Вернадський за величиною мінералізації поділив природні води на такі групи:

- прісні води з мінералізацією до 1г/дм³;

- солоні води з мінералізацією від 1 до 50г/дм³;

- розсоли з мінералізацією до50г/дм³ і більше.

За величиною мінералізації найбільшою популярністю користується класифікація О. Алекіна (табл.1.2).

Таблиця 1.2

Класифікація природних вод за величиною мінералізаці

Стосовно прісноводних об’єктів О.Алекін розробив більш детальний поділ (табл.1.3)

Таблиця 1.3

Класифікація прісних вод за величиною мінералізації

У гідрохімічній класифікації О.Алекін природні води поділяє за домінуючим аніоном на 3 класи: гідрокарбонатні (НCO₃‾) й карбонатні (CO₃‾); сульфатні (SO₄²‾) та хлоридні (Cl‾).

До гідрокарбонатного класу належать води річок, озер, водоносних горизонтів, зони активного водообміну; до хлоридного – переважно високомінералізовані води океанів, морів, солоних озер, багато видів підземних вод. Води сульфатного класу займають проміжне місце між названими класами і приурочені переважно до осадових порід.

Кожен клас поділяється за домінуючим катіоном на три групи: кальцієву, магнієву і натрієву, а кожна група – на чотири типи води. Кожний тип води визначається співвідношенням між іонами в еквівалентних концентраціях.

Перший тип характеризується співвідношенням

HCO₃^- > Ca²⁺ + Mg²⁺

Формування цього типу води відбувається внаслідок хімічного вивітрювання вивержених порід або за умов іонного обміну в грунтово-підгрунтовій товщі Са²⁺ і Мg²⁺ на Na⁺. Цим водам властива невисока мінералізація.

Другий тип має таке співвідношення:

HCO₃^- < Ca²⁺ + Mg²⁺ < HCO₃^- + SO₄^2-

Генетично склад цих вод пов’язаний з осадовими породами і продуктами вивітрювання корінних порід. Такі води характерні для річок, озер і підгрунтових горизонтів і мають невисоку і помірну мінералізацію.

Третій тип має співвідношення:

HCO₃^- + SO₄^2- < Ca²⁺ + Mg²⁺ або CI^- > Na⁺

Склад таких вод є продуктом процесів метаморфізації. Цей тип властивий водам морів, океанів, солоних озер з підвищеною і високою мінералізацією.

Четвертий тип має співвідношення:

HCO₃^- = 0

Це співвідношення властиве кислим болотним, вулканічним і шахтним водам. Величина рН для цих вод не перевищує 5.

Жорсткість природної води зумовлюється вмістом в ній кальцію та магнію. Залежно від загальної твердості розрізняють воду:

дуже м’яку – до 1,5 мг-екв;

м’яку – 1,5 –3,0 мг-екв;

помірно-тверду – 3-6 мг-екв;

тверду – 7-9 мг-екв;

дуже тверду – понад 9 мг-екв.

1.6.4. Фізичні властивості води

Вода може бути в трьох агрегатних станах (або фазах) – твердому (лід), рідинному (вода), газоподібному (водяна пара).

Зміну агрегатного стану речовин називають фазовими переходами, які супроводжуються виділенням або поглинанням енергії, яку називають теплотою фазового переходу (“схованою теплотою”).

При нормальному атмосферному тиску (760мм.рт.ст, 1,013·10⁵πа) точки замерзання води і кипіння відповідають за шкалою Цельсія 0⁰ і 100⁰С.

Густина води – головна фізична характеристика будь-якої речовини; це маса однорідної речовини, яка знаходиться в одиниці її об’єму:

р = (кг/м³)

Густина залежить від температури, солоності й тиску (а для природних вод ще і від вмісту розчинних зважених речовин) і стрибкоподібно змінюється під час фазових переходів.

Під час підвищення температури густина зменшується. Ця закономірність порушується під час плавлення льоду і нагрівання води в діапазоні від 0 до 4⁰С. Тут відзначаються дві важливі “аномалії” води: 1) густина в твердому стані (лід) менша, ніж в рідкому (вода); 2) в діапазоні температури води від 0 до 4⁰С ρ з підвищенням температури не зменшується, а збільшується. Ці дві аномалії мають велике значення: лід легший за воду і тому “плаває” на її поверхні, водойми не промерзають до дна, бо при охолодженні до 4⁰С вода стає більш густою і опускається на дно, а при подальшому охолодженні верхні шари її стають менш густими і залягають на поверхні.

Густина снігу – від 80-140 кг/м³ свіжовипавшого до 600-700 кг/м³ мокрого, в кінці танення. Пористий лід має малу густину. Свіжий сніг має густину 80-140 кг/м³, до початку танення снігу -140-300 кг/м³, на початку танення 240-350 кг/м³, в кінці танення - 300-450 кг/м³. Щільний мокрий сніг має густину до 600-700кг/м³, лавинний сніг - 500-650 кг/м³.

Щільність води залежить від вмісту розчинних речовин і збільшується з ростом солоності. Збільшення солоності призводить до зниження температури найбільшої густини.

До важливих особливостей змін агрегатного стану води відносять великі затрати тепла на плавлення, випаровування, сублімацію і велике виділення тепла в зворотних переходах. В порівнянні з іншими речовинами питома теплота плавлення льоду і питома теплота пароутворення аномально великі.

Питома теплота плавлення льоду L_пл - кількість теплоти, необхідної для перетворення одиниці маси льоду в воду при температурі плавлення і нормальному атмосферному тиску дорівнює 330 000Дж/кг. Стільки ж теплоти виділяється під час замерзання води.

Питома теплота пароутворення (випаровування), L_вип - кількість теплоти необхідної для перетворення одиниці маси води в пар (в Дж/кг) і залежить від температури:

L_вип = 2,5·10⁶ - 2,4·10³Т

При 0⁰ і 100⁰С L_вип відповідає 2,5·10⁶ і 2,26·10⁶ Дж/кг. Стільки ж теплоти виділяється під час конденсації водяної пари.

Питома вага випаровування складається з питомої ваги плавлення L_пл і питомої теплоти пароутворення L_вип :

L_возг = L_пл + L_вип

Теплоємкість води - це кількість теплоти необхідної для нагрівання одиниці маси води на 1⁰ (Дж/кг·⁰С). При 15⁰С вона дорівнює 4190Дж(кг⁰С).

Теплопровідність - передача енергії від частин з більшою енергією до частин з меншою енергією. Теплопровідність чистої води 0,6Вт/м·⁰С, льоду 2,24 Вт/м·⁰С, снігу 1,8Вт/м·⁰С. Меншу теплопровідність має тільки повітря.

Мала теплопровідність води сприяє її поступовому нагріванню і охолодженню.

Поверхневий натяг води у порівнянні з іншими рідинами великий, з підвищенням температури, дещо зменшується. З усіх рідин більш високий поверхневий натяг має тільки ртуть. Коефіцієнт поверхневого натягу води змінюється від 7,55·10^-2Н/м при 0⁰С до 5,71·10^-2Н/м при 100⁰С.

В'язкість води, або внутрішнє тертя - властивість води чинити опір при переміщенні однієї частини її щодо іншої. В'язкість води невелика і характеризується кінематичним коефіцієнтом в'язкості, який для води при температурі 0⁰С дорівнює 1,78·10^-6 м²/с, а при температурі 50⁰С - 0,55·10^-6м²/с.

Капілярність відіграє велику роль у багатьох процесах, які проходять на Землі. Капілярність обумовлює рух по порах і змочує грунти, які лежать значно вище рівня грунтових вод, забезпечуючи коріння рослин розчиненими у воді поживними речовинами.

Світло проникає у воду на невелику глибину. Так, у чистій воді на глибині 1м інтенсивність світла становить 90% інтенсивності світла на поверхні, на глибині 2м - 81%, на глибині 3м - 73%, а на глибині 100м зберігається лише біля 1% інтенсивності світла на поверхні.

Вода - добрий провідник звуку. Швидкість поширення звуку у воді становить 1400-1600м/с, тобто в 4-5 разів більша від швидкості поширення звуку у повітрі. Швидкість звуку у воді збільшується з підвищенням температури (приблизно на 3-3,5м/с на 1⁰С), збільшення солоності (приблизно на 1,0 - 1,3м/с на 1‰) і зростанням тиску (приблизно на 1,5 - 1,8м\с на 100м глибини).

ГІДРОЛОГІЯ ВОДОТОКІВ (РІЧОК)

Річка - це водний потік, що протікає в природному руслі і живиться водами поверхневого та підземного стоку свого басейну.

Річки впадають в океан, моря, озера. Головна річка – це річка, що впадає в один з таких водних об’єктів. Притоки – річки, які впадають в головну річку. Річкова сітка – сукупність усіх річок, котрі скидають свої води через головну річку в океан.

Гідрографічна сітка – це сукупність водотоків, водойм, особливих водних об’єктів в межах річкового басейну.

Руслова сітка – це сукупність природних і штучних водотоків.

2.1.Класифікація річок

1.За розміром басейну річки діляться на:

- великі – річки з площею басейну понад 50 000км²;

- середні – річки з площею басейну в межах 2 000-50 000 км²;

- малі – річки з площею басейну менше 2 000 км².

Струмки – малі річки з площею басейну до 50 км².

2.За умовами протікання:

- рівнинні – річки з величиною числа Фруда (Ф) менше 0,1;

- напівгірські – річки з величиною числа Фруда в межах 0,1-1,0;

- гірські – річки з величиною числа Фруда більше 1,0.

Число Фруда - це стан потоку (спокійний або бурхливий) і визначається за формулою: F_r = U²/gh, де: h - глибина потоку, g - прискорення вільного падіння.

3. За переважаючими джерелами (видами) живлення річки поділяються на річки снігового, дощового, льодовикового і підземного живлення.

4. За водним режимом протягом року виділяють річки з весняним водопіллям, водопіллям у теплу частину року та паводковим режимом.

5. За ступенем стійкості русла виділяють річки стійкі та нестійкі.

6. За льодовим режимом – річки замерзаючі, незамерзаючі та з нестійким льодоставом.

2.2.Характеристика річки і річкової системи

1.Довжина річки (L) – це відстань від витоку до гирла.

Витока – місце на земній поверхні, де річка зароджується.

Гирло – місце, де річка впадає в іншу річку, озеро або море.

2. Звивистість річки характеризується коефіцієнтом звивистості (К) – це відношення довжини річки (L¢) на даній ділянці до довжини прямої (L¹) між кінцевими точками річки на цій ділянці: К = L/L¢

3. Протяжність річкової сітки - це сумарна довжина усіх річок в межах басейну

4.Густота річкової сітки характеризується коефіцієнтом густоти (Д, км/км²) – це відношення сумарної довжини річкової сітки на даній ділянці (åL ,км) до величини цієї площі (F, км²): Д=åL/F

2.3.Водозбір і басейн річки

Басейн річки – частина земної поверхні, яка включає в себе річкову систему і відділена від інших річкових систем вододілами.

Вододіл – лінія на земній поверхні, яка ділить стік атмосферних опадів по двох протилежних схилах.

Водозбір – це поверхня суші, з якої річкова система збирає води.

Річкові басейни відрізняються один від одного розмірами і формою.

Морфометричні характеристики басейну:

Площа басейну (F, км²) – це площа, яка обмежена вододільною лінією.

Довжина басейну (L, км) – це відстань по прямій (або по медіані) від гирла річки до найвіддаленішої точки басейну (рис. 2.1).

Рис. 2.1. Довжина басейну річки:

а – по прямій лінії; б – по медіані; в – по ламаній лінії

Ширина басейну (B_сер, В_max, км):

Середня ширина басейну (B_сеp ,км) – це відношення площі басейну (F) до його довжини (L, км): В_сер = F/L

Максимальна ширина басейну (В_max, км) визначається як довжина прямої, перпендикулярної до довжини басейну в його найширшому місці.

Коефіцієнт асиметрії басейну (а) характеризує нерівномірність розподілу лівобережної та правобережної площ:

а = F_лів - F_пр/ F_лів + F_пр/2

Похил басейну (I , ‰) визначається за формулою:

I = H₁-H₂/L,

дe Н₁, Н₂ – абсолютні відмітки поверхні басейну відповідно у верхній і нижній його частинах.

2.4. Річкова долина і русло річки

Долина – вузьке витягнуте зниження форми рельєфу, яке характеризується похилом свого ложа від одного кінця до другого.

Складові частини річкової долини:

Дно або ложе – найбільш знижена частина долини (рис .2.2).

Тальвег – безперервна звивиста лінія, яка з’єднує найнижчі точки дна долини.

Русло – 1) ерозійна заглибина, вироблена водним потоком і заповнена його водами; 2) найбільш низька частина долини, яка заповнена водою в межень.

Схили долини – ділянки земної поверхні, що обмежують долину з боків.

Бровка – лінія стику схилів долини з поверхнею прилеглої місцевості.

Тераса – більш чи менш горизонтальні ділянки поверхні на схилах долини, що утворилися в результаті поступового врізування русла річки в дно долини.

Заплава – частина дна річкової долини, що затоплюється в період водопілля. Річкові долини за походженням можуть бути тектонічними, льодовиковими і ерозійними.

Рис.2.2. Схематичний переріз річкової долини

Основні морфологічні елементи русла такі:

- меандри - завороти русла річки в плані;

- осередки - рухомі підвищення дна, що затоплюються;

- острови - більш високі і стабільні підвищення дна, які закріплені рослинністю;

- плеси і перекати - це глибокі і мілкі ділянки русла;

- донні пасма різного розміру.

Поперечний профіль (переріз) русла – вертикальна площина, перпендикулярна до напряму течії потоку й обмежена з боків схилами русла, а зверху лінією горизонту.

Площа поперечного перерізу (w,км²) – це певна площа, що обмежена поверхнею води і дном річки. У межах поперечного профілю розрізняють площі водного і живого перерізу та мертвої зони.

Площа водного перерізу – дорівнює площі поперечного перерізу при незамерзлій річці, а за наявністю льодового покриву – дорівнює площі поперечного перерізу і площі зануреного у воду льоду (рис.2.3).

Площа живого перерізу – це частина площі водного перерізу, де спостерігається течія води.

Площа мертвої зони – це та частина площі водного перерізу, де немає течії води.

Рис. 2.3. Водний переріз потоку

Основні морфометричні елементи живого перерізу:

1.Площа (w, м²) живого перерізу w=f₁(h), яка визначається за виміряними глибинами.

2.Ширина русла (В, м) – відстань між урізами берегів: В = l₁-l₂,

3 Змочений периметр (Р, м) – це довжина лінії дна річки, яка проходить від урізу води одного берега до урізу води протилежного берега і визначається за формулою:

P = √b₁² + h₁² + √b₂² + (h₂ – h₁)² + √b_n-1² + (h_n-2 – h_n-1)² + √b_n² + h_n²,

де: b – відстань між промірними вертикалями, м;

h - глибина вертикалей, м.

4.Середня глибина річки (h_сер) - це відношення площі водного перерізу (w) до ширини річки (В): h_сер = w/ В

5.Гідравлічний радіус (R) – відношення площі водного перерізу (w) до змоченого периметру Р: R = w/P

2.5.Поздовжній профіль річки

Поздовжній профіль річки – це графік зміни відміток дна і водної поверхні вздовж берега (рис. 2.4).

Рис. 2.4. Поздовжній профіль річки і послідовні стадії його формування

1 – поздовжній профіль; 2 – послідовні стадії зміни профілю (а, б, в);
3 – відклади у знижених місцях.

Падіння – різниця висот (∆h) двох будь-яких точок водної поверхні або дна річки по довжині річки.

Похил річки – відношення величини падіння (∆h_і) до довжини річки (L_і) на даній ділянці: І =∆h_і /L_і

Величина падіння обчислюється в сантиметрах на 1 км (см/км), а похил річки – в долях одиниці, ‰.

Поздовжні профілі бувають плавноувігнутими – зменшення похилу від витоку до гирла; прямолінійними – похил має майже постійне значення від витоку до гирла; опуклими – зниження похилів у верхів’ях потоку і збільшення – в пониззі; ступінчастими – з різкими змінами похилів по довжині річки (рис.2.5).

Рис. 2.5. Поздовжній профіль річки

1 - плавноувігнутий; 2 - прямолінійний; 3 - випуклий; 4 - ступінчастий

Поздовжній профіль будь-якого водного потоку є результатом взаємодії вод річки, порід і грунтів, які складають русло. Велике значення у формуванні профілю має висотне положення базису ерозії. При підвищенні базису ерозії розмив зменшується, при зниженні-посилюється, при сталому положенні базису ерозії встановлюється профіль рівноваги.

2.6.Живлення річок

Виділяють чотири види живлення річок: снігове, дощове, льодовикове, підземне.

Вперше роль клімату в живленні річок відзначив О.І.Воєйков (1884). Сьогодні вважається, що річки є продуктом клімату на загальному фоні ландшафту.

Класифікація О.І.Воєйкова

О.І.Воєйков виділив такі типи:

Тип І. Річки, які одержують воду від танення снігу на рівнинах і невисоких горах (до 1 000 м). Це річки північної частини Азії (Колима, Нижня Тунгуска) і Північної Америки (Юкон та ін.), де сніговий покрив лежить 8-10 місяців.

Тип ІІ. Річки, які одержують воду від танення снігу і льоду в горах (літнє водопілля). Це річки Середньої і Центральної Азії (Амудар’я, Сирдар’я та ін.).

Тип ІІІ. Річки, які одержують воду від дощу і мають водопілля влітку. Цей тип річок властивий регіонам з тропічними і мусонними дощами (Амазонка, Конго, Ганг, Амур та ін.).

Тип ІV. Річки, в яких водопілля буває внаслідок танення снігу навесні або на початку літа, проте значну частину води вони одержують і від дощу. Це більшість річок Східної Європи, річки Скандинавії , північної частини США.

Тип V. Річки, які живляться переважно за рахунок дощів узимку. Це річки Середньої і Західної Європи, частково Британських островів та ін.

Тип VI. Річки, які мають дощове живлення. Водопілля на них взимку, в літню пору стік невеликий, можливе пересихання річок. Це річки Південної Європи, Північної Африки, Каліфорнії, Чилі, Нової Зеландії та ін.

Тип VII. Відсутність річок внаслідок посушливості клімату. Це річки пустель Сахара, Каракуми, Кизилкум, плоскогір’їв Центральної Азії та Північної Америки.

Тип VIII. Річки, які пересихають. Це річки Північного Криму, Східного Закавказзя, частини Монголії та ін.

Тип ІХ. Країни без річок, внаслідок того, що їхня територія повністю вкрита снігом і льодовиками.

Класифікація М.І. Львовича.

Для визначення ступеня переважання того чи іншого виду живлення прийнято три градації. Якщо один із видів живлення дає більше 80% річного стоку річки, то необхідно казати про винятковезначення даного виду живлення. Якщо на долю даного виду живлення припадає від 50 до 80 % стоку, то це переважне значення даного виду живлення (інші види живлення враховуються лише тоді, коли на їх долю припадає більше 10 % річного стоку). Якщо жоден із видів живлення не дає більше 50 % річного стоку, то таке живлення називають змішуваним.

2.7.Водний режим річок

Водний режим річки – це закономірні зміни в часі стоку, швидкостей течії, рівнів води і похилів водної поверхні. Водний режим залежить від сукупності фізико-географічних факторів, серед яких найважливішу роль відіграють метеорологічні та кліматичні фактори.

Фази водного режиму – це закономірне чергування протягом року періодів підвищеної та низької водності, які відбивають зміни умов живлення річки. Основними фазами водного режиму є водопілля, межень (літня та зимова), паводки.

Водопілля – це щорічний, відносно тривалий підйом рівнів та збільшення витрат води, зумовлений надходженням води від одного з головних джерел живлення. За походженням водопілля може бути сніговим, снігово-дощовим або дощовим. За часом настання водопілля може бути весняним – танення снігу на рівнинах та невисоких горах; весняно-літнім – танення снігу в горах; літнім – танення вічних снігів та льодовиків у горах та випадання мусонних дощів.

Різновидністю водопілля є повінь. Повінь – це дуже високе водопілля, яке призводить до затоплення значних площ у долинах річок.

Паводки – це відносно швидкі і короткочасні підйоми рівнів і збільшення витрат води в річці внаслідок дощів або сніготанення під час відлиг. За часом настання паводки можуть бути зимовими, літніми, осінніми та протягом усього року. Паводки поділяються на місцеві та транзитні.

Межень– це фаза водного режиму річки, що характеризується тривалим (сезонним) стоянням низьких рівнів і витрат води в річці внаслідок різкого зменшення або припинення поверхневого стоку. В цей час річка живиться в основному підземними водами. За часом настання межень буває літньою та зимовою.

Рівневий режим річок

Рівнем води називається висота поверхні води, яка відраховується відносно певної умовної горизонтальної постійної площини, що називається нулем графіка. Рівень води є важливим елементом водного режиму. Від його висоти залежить глибина і ширина річки, площа водного перерізу, похили, швидкості течії, витрати води тощо. Відомості про рівні води потрібні багатьом галузям народного господарства – водному транспорту та лісосплаву, енергетиці, меліорації, рибному господарству тощо.

Гідрологічний пост – це пункт на водному об’єкті, який обладнаний приладами й обладнанням для проведення систематичних гідрологічних спостережень. Гідрологічні пости бувають рейкові або пальові.

Рейкові гідрологічні пости складаються з однієї або кількох рейок, прикріплених до опор містка чи до спеціально забитих у русло річки паль.

Пальові гідрологічні пости – це коли у берег річки забивають ряд паль так, щоб крайні з них були на 0,5 м вище і нижче від найвищого і найнижчого рівнів води, а перевищення між головками сусідніх паль було не більше 0,8 м. Спостереження на цьому посту проводяться за допомогою переносної водомірної рейки.

Нуль графіка гідрологічного поста – це умовна горизонтальна площина, що приймається за нуль рахунку при вимірюванні рівня води на гідрологічному посту.

Рейки, палі і нуль графіка прив’язуються нівелюванням до репера гідрологічного поста.

Відповідні рівні – це рівні води двох водомірних постів, що відповідають одній і тій же фазі режиму рівнів річки. Якщо порівняти графіки коливання рівнів води за даними гідрологічних постів, які розташовані за течією річки згори до низу, то можна помітити подібність цих графіків. Окремим максимумам і мінімумам на графіку коливання рівнів води на верхніх постах відповідають максимуми і мінімуми на нижніх постах, але з деяким запізненням. Проміжок часу запізнення цих характерних точок на графіках називається часом добігання.

Річковий стік

Стік – це рух води на поверхні землі, а також в товщі грунту і гірських породах в процесі кругообігу її в природі. Показником стоку є витрата води.

Поверхневий стік – стік, який спостерігається на поверхні землі.

Підземний стік – стік, який спостерігається в товщі грунту.

Схиловий стік – стік, який спостерігається на схилах.

Русловий стік – це стік, що спостерігається на річковій мережі.

Місцевий стік – це стік, який сформувався в межах однорідного фізико-географічного району.

Дощовий стік – стік, який виникає внаслідок випадіння дощу.

Витрата води – це кількість води, що протікає через живий переріз в одиницю часу і може бути визначена за формулою:

Q = V_сер.• w, м³/с,

де V_сер. – середня швидкість течії для всього живого перерізу, м/с;

w – площа живого перерізу в м³, яка визначається промірами глибин русла по поперечному створу.

Основними характеристиками стоку є:

Об’єм стоку – це кількість води, яка стікає з будь-якої площі і протікає в руслі річки через даний створ за якийсь час (рік, місяць, добу); м³:

W = Q T,

де Т – кількість секунд за добу 86400, за рік 31,54 х 10⁶ с.

Модуль стоку – це кількість води, яка стікає з одиниці площі водозбору (1км²) за одиницю часу (1 с) і визначається за формулою:

М = Q 10³ / F, л /с км²,

де F - площа басейну, км²;

Q - середня витрата води, м³/с;

10³ – перевід м³/с в літри.

Висота шару стоку – це кількість води, що стікає з водозбору за проміжок часу і дорівнює товщі шару рівномірно розподіленого по площі басейну річки. Визначається за формулою:

у = W 10³ / F 10⁶ = W / F 10³, мм,

де 10³ – перевід м в мм;

10⁶ – перевід км² в м².

Коефіцієнт стоку ( h ) – це відношення величини шару стоку (у) з даної площі за якийсь час до величини шару атмосферних опадів (х), які випадають на цю площу за той самий час:

h = у/х

Це безрозмірна величина і дорівнює нулю або більша за нього, але менша одиниці.

Внутрішньорічний розподіл стоку – це розподіл величини стоку за календарним періодом чи сезонами року.

Мінливість стоку – це коливання величин стоку за часом.

Максимальний стік – це стік річок, який формується або в результаті надходження талих снігових і льодовикових вод або за рахунок дощу.

Мінімальний стік – це стік, який формується під впливом особливостей підземного живлення річок і спостерігається в межень.

Крива виснаження стоку – це крива, яка характеризує закономірність зменшення величини стоку у зв’язку з виснаженням запасів води в річковому басейні.

Багаторічні циклічні коливання стоку – це зміна величини стоку, яка характеризується чергуванням маловодних і багатоводних років різної тривалості та з різним відхиленням від їх середнього багаторічного значення.

Крива об’єму води в річці – крива зв’язку між об’ємами та середніми витратами води на ділянці річки.

Гідрограф – це хронологічний графік зміни витрат води в даному створі водотоку.

Типовий гідрограф – гідрограф, який відображає загальні риси внутрішньорічного розподілу витрат води в річці (рис. 2.6)

Рис. 2.6. Типовий гідрограф річки :

1. зимова межень ; 2. весняна повінь; 3. літня межень; 4. літньо-осінній паводок.

Розчленування гідрографа – це графічне виділення на гідрографі об’ємів води, які сформувалися за рахунок різних джерел живлення (рис. 2.7).

Рис. 2.7. Схема розчленування гідрографа річки за видами живлення:

1. при відсутності гідрологічного зв’язку річкових і поверхневих вод; 2. на малих і середніх річках; 3. при наявності постійного зв’язку; 4. якщо немає гідрологічного зв’язку; 5. при тривалому стоянні високих рівнів; 6. льодостав; 7. льодохід; І – снігове, ІІ – дощове, ІІІ – підземне; А, Б та В – початок, кінець і пік повені; 1-5 – лінії, що розділяють снігове та підземне живлення в період повені при різному характері взаємодії річкових і грунтових вод

Класифікація В.Д. Зайкова за внутрішньорічним режимом