Автор работы: Пользователь скрыл имя, 11 Января 2014 в 23:44, контрольная работа
Расход воды (в водотоке) — объём воды, протекающей через поперечное сечение водотока за единицу времени. Измеряется в расходных единицах (м³/с). В промышленности расход воды (жидкости) измеряется расходомерами.
В гидрологии используются понятия максимального, среднегодового, минимального и др. расходов воды. Наряду с расходом наносов является одним из руслоформирующих факторов.
Расход воды, силы ,действующие в водоемах.
Солевой и термический режим океана.
Роль подземных вод в питании рек.
«Саратовский государственный университет имени Гагарина Ю.А.»
Контрольная работа № 1
по дисциплине «Гидросфера»
по теме «Расход воды, силы, действующие в водоемах. Солевой и термический режим океана. Роль подземных вод в питании рек»
Саратов 2014
Содержание
Саратов 2014
Расход воды, силы ,действующие в водоемах.
Расход воды (в водотоке) — объём воды, протекающей через поперечное сечение водотока за единицу времени. Измеряется в расходных единицах (м³/с). В промышленности расход воды (жидкости) измеряется расходомерами.
В гидрологии используются понятия максимального, среднегодового, минимального и др. расходов воды. Наряду с расходом наносов является одним из руслоформирующих факторов.
В общем случае методология измерения расхода воды в реках и трубопроводах основана на упрощённой форме уравнения непрерывности, для не сжимаемых жидкостей:
Q = A v
Q - расход воды [м³/c]
A - площадь поперечного сечения водотока (трубы или части русла реки, заполненного водой) [м²]
v - средняя скорость потока [м/с]
В гидрогеологии и геологии вместо термина «расход воды» может использоваться термин «дебит» (напр. «дебит скважины»), однако его использование носит локальный характер для этих специальностей и не распространяется, например, на родственную им гидрологию.
В океанологии расход морских течений измеряется в Свердрупах.
На Земле существует огромное количество водоёмов. Их разнообразие простирается от маленьких речушек и прудов до обширных морей и бескрайних океанов. Эти водные пространства никогда не находятся в покое, всегда в них что-нибудь происходит: либо
перемещение водных масс в глубине, либо волнение поверхности,
либо перемешивание различных по происхождению вод и т.д. Не-
смотря на всё разнообразие течений и различие в масштабах их
проявления, существует то, что их объединяет – физические законы, которым подчиняются движения вод.
Математическая формулировка основных законов, управляющих эволюцией течений, образует систему фундаментальных
уравнений гидродинамики. Явный вид системы зависит от выбран-
ной модели и используемых при анализе приближений.
Обычно считается, что находящаяся в неравновесном состоянии сплошная среда может быть условно разбита на совокупность
малых частиц, каждая из
которых находится в
которого входят удельные энтропия и внутренняя энергия, давление, температура, плотность, концентрации примесей.
Оценка погрешности такого приближения является чрезвычайно трудной задачей. По этой причине приближение локального
термодинамического равновесия используется на интуитивной основе для механических движений жидкости в случае небольших
градиентов термодинамических параметров.
Отказ от упомянутого приближения приводит к__ сложной
проблеме описания среды на основе единственной термодинамической функции локально неравновесных процессов – удельной энтропии. При таком подходе невозможно перейти от статистического описания явлений к гидродинамическому.
В то же время, многолетние исследования Мирового океана
указывают на хорошее соответствие модели локального равновесия
наблюдаемым физическим процессам, что позволяет проводить
анализ течений на гидродинамическом уровне.
Основные законы механики движущейся непрерывной среды
описываются уравнениями изменения ее массы, диффузии приме-
сей, переноса импульса и энергии
Система уравнений весьма громоздка, поскольку описывает
весь комплекс процессов, протекающих в среде, как существенных,
так и несущественных при определенных условиях. По этой причине при анализе уравнений движения широко используются приближенные модели, в которых движения с малой энергией не принимаются во внимание, что приводит к упрощению фундаментальных уравнений. Наиболее распространенным является приближение Буссинеска, использование которого видоизменяет уравнения
сохранения массы и переноса импульса.
Солевой и термический режим океана
В жизни водных организмов важную роль играет соленость воды или солевой режим. Химический состав вод формируется под влиянием естественно-исторических и геологических условий, а также при антропогенном воздействии. Содержание химических соединений (солей) в воде определяет ее соленость и выражается в граммах на литр или в промиле (‰). По общей минерализации воды можно разделить на пресные с содержанием солей до 1 г/ дм³, солоноватые (1-25 г/ дм³), морской солености (26-50 г/дм³) и рассолы (более 50 г/дм³). Наиболее важными из растворенных веществ в воде являются карбонаты, сульфаты и хлориды.
Среди пресных вод много почти чистых, но много и таких, которые содержат до 0,5 г растворенных веществ на литр. Катионы по их содержанию в пресной воде располагаются следующим образом: кальций - 64 %, магний -17 %, натрий - 16 %, калий - 3 %. Это средние значения, а в каждом конкретном случае возможны колебания, иногда значительные [7, с. 155].
Важным элементом в пресных водах является содержание кальция. Кальций может выступать в роли ограничивающего фактора. Различают воды «мягкие», бедные кальцием (менее 9 мг/дм³), и воды «жесткие», содержание его в большом количестве (более 25 мг/дм³).
В морской воде среднее содержание растворенных солей составляет 35 г/ дм³, в окраинных морях значительно ниже. В морской воде обнаружены 13 металлоидов и не менее 40 металлов. По степени значимости первое место занимает поваренная соль, затем хлористый барий, сернокислый магний и хлористый калий.
Большинство водных обитателей пойкилосмотичны. Осмотическое давление в их теле зависит от солености окружающей среды. Пресноводные животные и растения обитают в среде, где концентрация растворенных веществ ниже, чем в жидкостях тела и тканей. Из-за разницы в осмотическом давлении вне и внутри тела в организм постоянно проникает вода, вследствие чего гидробионты пресных вод вынуждены интенсивно удалять ее. У них хорошо выражены процессы осморегуляции. У простейших это достигается работой выделительных вакуолей, у многоклеточных - удалением воды через выделительную систему. Некоторые инфузории каждые 2-2,5 мин выделяют количество воды, равное объему тела.
С повышением солености работа вакуолей замедляется, а при концентрации солей 17,5 % перестает работать, так как разница осмотического давления между клетками и внешней средой исчезает [4].
Концентрация солей в
Обитание растений в водной среде, помимо перечисленных выше особенностей, накладывает отпечаток и на другие стороны жизнедеятельности, особенно на водный режим у растений, в прямом смысле окруженных водой. У таких растений транспирации нет, а следовательно, и нет «верхнего двигателя», поддерживающего ток воды в растении. И вместе с тем ток, доставляющий к тканям питательные вещества, существует (правда, значительно слабее, чем у сухопутных растений), с ясно выраженной суточной периодичностью: днем больше, ночью отсутствует. Активная роль в его поддержании принадлежит корневому давлению (у прикрепленных видов) и деятельности специальных клеток, выделяющих воду, - водяных устьиц или гидатод. В пресных водах распространены растения, укрепленные на дне водоема. Часто их фотосинтетическая поверхность располагается над водой. К ним относятся камыши (Scirpus), кувшинки (Nymphaea), кубышки (Nyphar), рогозы (Typha), стрелолист (Sagittaria). У других фотосинтезирующие органы погружены в воду. Это рдесты (Potamogeton), уруть (Myriophyllum), элодея (Elodea). Отдельные виды высших растений пресных вод лишены корней и свободно плавают или обрастают подводные предметы, водоросли, которые прикреплены к грунту
Термический режим океана во многом определяет тепловой режим и климат всей планеты. К главным приходным статьям теплового баланса Мирового океана относится солнечная радиация и теплообмен с атмосферой, к дополнительным — тепловой сток рек и выделение тепла при ледообразовании. Главные расходные части теплового баланса Мирового океана — это потери тепла на испарение и теплообмен с атмосферой, дополнительные—потери тепла на плавление льда. Распределение температуры воды на поверхности океана. Оно подчиняется закону широтной зональности, так как поступление солнечной энергии зависит от широты. Наиболее высокая температура воды на поверхности Мирового океана наблюдается в экваториальной зоне, несколько севернее экватора. (Юж. Полушарие океаническое, выс. исп-ть, понижает тем. Воды, влияние антарктиды) . Линия наивысшей температуры воды называется термическим экватором. Вблизи него средняя годовая температура воды 24,7° С. Азональные факторы 1. пассатная циркуляция – (с сев. На восток дует ветер, в зап. Части теплее) , 2. Течения (Гольфстрим, у поб. Евразии на 5,7 ° выше чем у сев. Америки) 3. Апвелинг (подъем глубинных вод - Перуанский) . Ср. t мир океана 17,54. Самы теплый океан – Тихий (теп. Зона и закрыт от Сев-лед. Оекана и Антарктиды) . Распределение по глубине – Причины 1. T воды на п-ти влияет, 2. Конвекция (верт. Перемещения) 3. Адвекция (перенос с др. р-нов) . Наиб изменения (деят-й слой) до 1000 м, более 2000 м нет перемен – обл-ть устойчивой водной массы. Ниже располагаются относительно холодные воды с температурой до минус 1 — плюс 1—2° С. Между верхним слоем перемешивания с наиболее высокой температурой и глубинной холодной водой лежит “слой скачка” температуры, слой с наибольшими вертикальными градиентами. “Слои скачка” создаются преимущественно сезонным летним прогревом поверхностного слоя. Солевой состав вод.. Соленость морской воды — это содержание в граммах всех минеральных веществ, растворенных в 1 кг морской воды. Соленость воды выражается в г/кг, т.е. в тысячных долях — промилле и, как было сказано, обозначается S %. Распределение солености воды на поверхности океана. В целом оно находится в полном согласии с распределением составляющих водного баланса океана — с осадками и испарением. Выделяются зоны повышенной солености в тропических районах по обе стороны экватора, связанные с пониженным количеством осадков и повышенным испарением районах сильных пассатных ветров. Широтное (зональное) распределение солености воды на поверхности Мирового океана нарушают три фактора: течения, реки и льды. Ср. соленость 34,7. Так, соленость воды Балтийского моря (10—12%о, в заливах 2—6%о) , Белого (24—30%о) . Черного (16—18%о) , Азовского (10—12%о) , 40—42%о (Красное море) , воды Атлантического океана (в среднем 35,4%о) . Менее соленая вода в Тихом (34,9%о) и Индийском (34,8%о) океанах. Преобладает общая закономерность роста солености вниз, в толщу воды, потому что это обеспечивает возможность вертикального равновесия слоев воды: чем больше соленость, тем больше ее плотность.
Роль подземных вод в питании рек.
Подземные воды служат надежным источником питания рек. Они действуют круглый год и обеспечивают питание рек в зимнюю и летнюю межень (или при низких уровнях стояния горизонта воды), когда поверхностный сток отсутствует.
При сильно замедленных скоростях движения грунтовых вод, по сравнению с поверхностными, подземные воды в речном стоке выступают как регулирующий фактор.
Также, при сильно замедленных
или небольших скоростях
Количественной мерой питания служит значение подземного стока, который, в свою очередь, характеризуется так называемым модулем подземного стока:
Мподз. = К•М0/100,
где Мподз. – модуль подземного стока, л/сек с 1 км2 водосборной площади;
М0 – средний многолетний модуль общего стока, л/сек с 1 км2 поверхностного водосборного бассейна;
К – модульный коэффициент, показывающий процент подземного стока в общем стоке и определяемый по формуле К=Мmin/М0,
где Мmin - минимальный модуль стока, л/сек с 1 км2 поверхностного водосборного бассейна, определяемый по зимнему расходу реки и равный модулю подземного стока, т.к. реки зимой питаются преимущественно подземными водами.
Модуль подземного стока является надёжным показателем для оценки водоносности горных пород, распространённых на площади водосборного бассейна какой-либо реки, т.к. он представляет собой то количество подземной воды (в л/сек), поступающее в реку с 1 кв. км того или иного водоносного горизонта, дренируемого рекой.
Кроме этих формул, величина подземного стока может быть определена гидрохимическим методом (по А.Т. Иванову): ,
где Qподз – годовой объём подземного стока;
Q0 – годовой объём речного стока;
с - концентрация какого-либо компонента (например, хлора) в речной воде в период наблюдений;