Жалпы мәліметтер

Су қоймасы бетiнен булануды есептеу аридтiк климат жағдайында су теңдестiгiнiң маңызды элементi болып табылады.

Су бетiнен булану деректерi су шаруашылығы, гидроэнергетика және агромелиорация шараларымен тығыз байланысты практикалыә және ғылыми мәселелердi шешу кезiнде кезiнен қолданылады.

Су бетiнен булануды бақылау деректерi жеткiлiксiз болғандықтан, су және жылу теңдестiгi, турбуленттiк диффузия әдiстерiн, сонымен әатар эмпирикалық (тәжiрибелiк) және жартылай эмпирикалық формулаларды қолдана отырып, оны жанама жолмен

анықтайды. Бiрқатар бастапқы деректердің қолда жоқ болуына байланысты су теңдестiгi, жылу теңдестiгi және турбуленттiк диффузия әдiстерiн қолдану шектеулi екенiн атап өту керек. Сондықтан қазiргi уақытта булануды гидрометеорологиялық элементтерге қатысты анықтайтын эмпирикалық және жартылай эмпирикалық формулалар кеңiнен қолданылады. Берiлген лабораториялық жұмысты орындау соңғы әдiстерге негiзделген.

Есептеу “Су қоймасы бетiнен булануды есептеу бойынша Ѕсәу сәйкес жүргiзiледi.

Су қоймалары үшке бөлiнедi: үлкен, орташа және кiшi. үлкен су қоймаларына ауданы 40 км2 артық су қоймалары жатқызылады, орташаға – 5-тен 40 км2 дейiнгiлер, ал кiшiге дөгелек немесе квадрат пiшiндi, ауданы 5 км2-ға дейiн және ауа ағыны әоз№алысыны» орташа Ѕзынды№ы 2-3 км-ден артық емес су қоймалары жатқызылады.

1. Су қоймаларының барлық топтары үшiн су бетiнен булану ГГИ қорытынды формуласы (авторлар: Б.Д. Зайков, А.Г. Браславский, В.А. Винулина) бойынша

есептеледi:

E = 0,14 n (e 0 − e 200)(1 + 0,72 U 200), (8.1)

мұндағы, E - булану, мм;

e 0 - су бетiнiң температурасы бойынша анықталатын е» жоғары су буы серпiмдiлiгiнiң орташа мәнi, мб;

e 200 - су қоймасының бетiнен 200 см биiктiкте жатқан нүктенiң су буы серпiмдiлiгiнiң (ауаның абсолюттiк ылғалдылығы) орташа мәнi, мб;

U 200 - су қоймасы бетiнен 200 см биiктiктегi желдiң орташа жылдамдыңы, м/с;

n - есептеу аралығындағы тәулiк саны.

2. Су қоймасының үстiнен 200 см биiктiкте соғатын желдiң орташа жылдамдығын есептеу жағалық тiрек метеостанциясында желбағардың биiктiгiнде желге жүргiзiлген байқаулардың нәтижелерi бойынша жүзеге асырылады. Тiрек метеостанциясы ретiнде су

қоймасына жақын жатқан, анағұрлым ұзын байқаулар қатары бар, желбағарының орны, қорғалуы және типi есептiк кезең ішiнде (15-20 жылдан кем емес) өзгермеген жағалық метеостанцияларды» бiрi алынады.

Су қоймасы үстiнен су бетiнен 200 см биiктiкте соғатын желдiң орташа жылдамдығы төмендегi формула бойынша анықталады:

U 200 = K 1 K 2 K 3 Uф, (8.2)

мұндағы K 1 - құрлықтағы тiрек метеостанциясының қорғалғандығын есепке алатын коэффициент, 8.2-кесте бойынша анықталады;

K 2 - 8.3-кестесi бойынша анықталатын, бақылау жүргiзiлетiн бекет орналасқан жердiң бедерiн есепке алатын коэффициент;

K 3 - 8.4- кестесi бойынша қорғанышы әртүрлi су қоймасының үстiнен ауа ағынының екпiндеу ұзындығын есепке алатын коэффициент;

Uф - есептiк уақыт аралығы бойынша орташаланған, құрлықта орналасқан желбағардың биiктiгiнде соққан желдiң жылдамдығы, м/с.

Су қоймасы үстiнен ауа ағыны екпiндеуiнiң орташа ұзындығы жел бағытының қайталанғыштығын есепке ала отырып, оның су айдыны бойынша орташа теңгермелi қашықтығы ретiнде анықталады. Ауа ағыны екпiндеуiнiң орташа ұзындығын анықтау

үшiн су қоймасы планына солтүстiктен (С) оңтүстiкке (О) және батыстан (Б) шығысқа қарай бағытталған параллель кескiндерден тiкбұрышты торлар жүйесiн тұрғызу қажет

3. Су қоймасы бетiнен 200 см биiктiктегi ауаның орташа ылғалдылығы (е200), мб келесi формула бойынша аныәталады:

e 200 = e 2′ 00 + (0,8 e 0 − e ′200) M, (8.4)

мүндағы e 200 - тiрек метеостанциясында өлшенген, есептiк уақыт аралығы бойынша ауаның орташа ылғалдылығы, мб;

e 0 - 8.7-кестесiнен су қоймасы суының температурасы бойынша сол уақыт аралығы үшiн анықталатын су буының ең жоғары серпiмдiлiгi, мб;

M - тiрек метеостанцияда су әоймасының көлемiне, су қоймасы суының температурасына t 0 cy және ауаның температурасына t 200 тәуелді ылғалдылықтың орташа өзгеруiн есепке алатын трансформация коэффициентi.

24. Су бетіне түсетін жиынтық күн радиациясы, Савинов-Онгстрем, Кузьмин формулалары.

Су қоймасының жылу балансы теңдеуінің мөлшелері формулада оның жылу алмасуын туғызатын сипаттамаларын(су бетінен булану, мұз қалыңдығы, ағынды және сала, жауын-шашын) және метеоэлементтерді(күн радиациясы, жел жылдамдығы, ауа температурасы мен ылғалдылығы, аспанның бұлттылығы, су бетінің температурасы, т.б.)

өлшеу негізінде табылуы мүмкін. Оларға бақылау жағалық, аралдық және жүзіп жүретін станцияларда жүргізіледі және гидрологиялық қималарда жүргізілетін эпизодтық бақылау нәтижелерімен толықтырылады. Мұнда жүзіп жүретін станцияларда жүргізілетін бақылау құнды болып табылады.

Су айдынында жүйелі бақылаулар жүргізілмеген жағдайда есептеу жұмыстары үшін мәліметтер жағалық метеостанциялар бақылаулары нәтижелерімен толықтырылады.

Күн радиациясы жыл мезгіліне және жергілікті жердің географиялық ендігіне байланысты болатындығын, радиация қарқынын төмендететін бұлтты және басқа факторларды ескеретін жиынтық күн радиациясын есептеуге арналған бірқатар формулалар бар. Олардың

кең қолданылатын бірі– жазық бетке келіп түсетін орташа айлық жиынтық күн радиациясын

есептеуге арналған Савинов-Онгстрем формуласы:

Sр= (Sп+ Sрас)0[1 −(1 − k)n], (5.7)

мұнда(Sп+ Sрас)0 − бұлтсыз аспанда суға түсуі мүмкін және шашыранды радиация жиынтығы, n– төменде келтірілген формула бойынша есептелген кесте бойынша анықталады

Тәуліктік жиынтық күн радиациясын есептеуге П.П.Кузьмин келесі формуланы ұсынды:

Sр = (Sп+ Sрас)0[1 − kс+в(N0− Nн) − kнNп], (5.9)

мұнда(Sп+ Sрас)0 − максимал мүмкін болатын жиынтық радиацияның тәуліктік мәндері

кесте бойынша анықталады; kc+в және kн − ортаңғы және жоғарғы, сондай-ақ төменгі

ярустардың бұлттылығының тигізетін әсерін есепке алатын коэффициенттер; N0 және Nн − төменгі және жалпы ярустардың бұлттылығы(баллмен есептегенде).

П.П. Кузьминнің зерттеулері бойынша[8] kc+в коэффициентінің аз өзгеретіндігі анықталды, оны орташа0,67 деп қабылдауға болады, ал kн коэффициенті0,10-нан0,28 аралығында өзгеретіндігі анықталды. Сондықтан П.П. Кузьмин есептеулер жүргізгенде оның мәнін0,14 деп қабылдауды ұсынды.

25. Аспаптар арқылы бақылау жүргізілмеген жағдайда су бетінен булануды есептеу әдістері

Буландырғыш аспаптар болмаған жағдайда булануды есептеу келесі форм-лар арқ жүргізіледі: су теңдестігі әдісі; жылу теңдестігі әдісі; диффузиялық әдістер; эмпирикалық формулалар. 1).Су теңдестігі әдісі – әмбебап әдіс ретінде қолданылады. Е=Х+(у-у^!) + (у₂-у₂^!)±∆W; Мұндағы: у- беттік ағынды; у^!- жер асты ағындысы; ∆W- есептеу уақыты. Бұл теңдеудіңғ қарапайым мүшелерін анықтау қиынға соғады. Сондықтан формуланың қолдану аясы тар. Сонымен қатар булануды теңдеудің қалдық мүшесі ретінде есептеу, жеткілікті дәлдіксіз өлшенеді. Буланудың меншікті салмағы теңд-ң басқа өте аз мүшелерімен салыстырылады. 2). Жылу балансы әдісі. Су объектісінен бұланған бу мөлшерін анықтау үшін қолданылады. Булану жұмыстарын жылу мөлшерін анықтау теңдеуін шешуге негізделген. Бұл әдіс кемшілігі жағынан оның мүшелерін эмпирикалық формулалармен анықтау. Сол себептен алынған нәтижелерді бағалау және қорытындылау қиынға соғады. Есептеу дәлдігін анықтау әрқашан мүмкін бола бермейді. Сонымен қатар жылу балансының мүшелерін теңдеу құрайтын шкалалар ұзақ уақыт үшін сенімді. 3). Бірқатар формулалар булануды темп-мен байланыстырады. Көптеген тәсілдер нег.факторларды анықт: олар су бетіндегі су буының градиенті жел жылдамдығымен анық: Е=(l₀-l_a) (A-Bωy); мұндағы- А,В- бақылау нәт-де анықталған сандық коэфф-р; l₀- су буының max серпінділігі; ωy- биіктіктегі жел жылд. Бұл формула Дальтон заңына бағынады. Су бетінін бұлануды анықтауға арн Зайков формуласы: Е=0,15(l₀-l₂₀₀) (1-0,72ω₂₀₀); зайковтың форм-сы нег-де ТМД-ның су бетінен булану изосызығы картасы тұрғызылған. ГГИ(МГИ) ұсынған формула: Е=0,15n(l₀-l₂₀₀) (1-0,72ω₂₀₀); n- есептелген уақыт ішіндегі тәуліктер саны. З.А.Викулин ғалымның мәліметтері б-ша жуық жерде орналасқан метоео бекеттер өлшенген жел жылдамдығынан көшу үшін коэфф-р кестесін жасады.ол 0,8-2,4 ара-да өзгереді. Егер бекет биікте немесе алыста орналасса екінші түзету енгізіледі. Оның мәні биікте орн-са К₂=0.75 және төменде 1,3. Су нысанының жағалаулық сипатына караст К₃ коэф-і енгізіледі. Ауданы 25-30% су өсімдіктерімен жамылған су қоймалар үшін жел жылдамдығы тағы да 15%-ға шектеледі. 4).. Бұл әдіс б-ша бұлануды есептеу үшін булану жүретін берке судың беткі қабатындағы горизонталді диффузиясы вертикал бетке қарағанда өте төмен б-ды деген болжамға негізделген. Су буының турбулентті орын ауыстыруы келесі формуламен есептеледі: ; мұндағы: К-турбулентті диффузия коэф-і; - вертикал градиенті; осы формуланы Константинов келесі түрде жазды: ; Турб диффузия коэф-і теңдеудің шешімі жоқ булануды келесі есептеулерге қолдану мүмкін емес, тек булану құбылысын уақыт б-ша тұрақты, төсеніш бет біртекті деп алу керек.

26. Булануды есептеудегі су балансы (теңдестігі) әдісі

Буландырғыш аспаптар болмаған жағдайда булануды есептеу келесі форм-лар арқ жүргізіледі: су теңдестігі әдісі; жылу теңдестігі әдісі; диффузиялық әдістер; эмпирикалық формулалар. Су теңдестігі әдісі – әмбебап әдіс ретінде қолданылады. Е=Х+(у-у^!) + (у₂-у₂^!)±∆W; Мұндағы: у- беттік ағынды; у^!- жер асты ағындысы; ∆W- есептеу уақыты. Бұл теңдеудіңғ қарапайым мүшелерін анықтау қиынға соғады. Сондықтан формуланың қолдану аясы тар. Сонымен қатар булануды теңдеудің қалдық мүшесі ретінде есептеу, жеткілікті дәлдіксіз өлшенеді. Буланудың меншікті салмағы теңд-ң басқа өте аз мүшелерімен салыстырылады.

27. Булануды есептеудегі жылу балансы (теңдестігі) әдісі

Су қоймасының жылу балансы теңдеуі оның термикалық режимін анықтайды, әріжылдың әрбір кезеңінде жылу балансы теңдеуінің құрамдас бөліктерінің өзіндік қатынасыорнайды.Су қоймасының жылу балансын есептеу көбінесе су объектісінің термикалықсипаттамаларын (су температурасын, су бетінің жылу алмасуын және т.б.) және теңдеудіңжекелеген мүшелерін, мысалға су бетінен булануды анықтау үшін жүргізіледі. Жылу балансының құрамдас бөліктері. Су объектісінің жылу балансында жылудың су қоймасына келіп түсу бағытына сәйкесүш түрлі жылу ағыны бөлінуі мүмкін:1. Күн радиациясының су қоймасының бетінде жұтылуы негізінде су бетімен жылуалмасу S р арқылы жүреді; судың өзінің сәулеленуі S и; суда атмосферадан шыққан қарсысәулеленудің жұтылуы S а; атмосферамен конвекция нәтижесінде жылу алмасу(турбуленттік жылу алмасу) P; судың булануы немесе конденцациясы кезінде жылуалмасу S ис; су бетіне жауған жауын-шашын арқылы жылу алмасу S ос. Өтпелі кезеңдерде, яғни судың қатуы және сең жүру кезеңдерінде жоғарыдааталғандарға қоса мұздың еруіне жұмсалатын жылу және мұз пайда болғанда бөлінетінжылу S л да мұнда жатады.2. Су түбімен жылу алмасу S дно, сондай-ақ грунт суларымен жылу алмасу S гр. 3. Су қоймаларына құятын салалар арқылы жылу алмасу S пр, немесе басқа жерденақаба судың қосылуы нәтижесінде жылу алмасу S ст; су объектісінде судың қозғалысынанмеханикалық энергияның жылу энергиясына айналуы кезінде бөлінетін жылу S дин,сондай-ақ суда жүріп жaтатын биологиялық және биохимиялық процестерден бөлінетінжылу S б. Теңдеудің жалпы түрі. Су массасындағы жылу мөлшерінің өзгеруі және жылубалансының кіріс және шығыс бөліктерінің қатынасы жылу балансы теңдеуіменсипатталады. Теңдеу келесі түрде жазылуы мүмкін: S р − S и + S а ± P ± S ис ± S ос ± S л ± S дно ± S гр + S пр − S ст + S дин + S б = ± Δ S,

мұнда Δ S - су қоймасында жылу мөлшерінің өзгеруі. Жылу балансын есептеу жұмыстарында бұл теңдеудегі физикалық мағынасы бірдей бірқатар мүшелерін біріктіру ыңғайлы болып келеді. Жалпы қабылданған жылу балансының теңдеуінің қысқартылған түрі келесідей жазылады: R = LE + B + P, мұнда R = S р− S и+ S а – судың радиациялық балансы; LE − жылудың буға жұмсалуы (Sис); P − судың беткі қабаты мен атмосфера арасындағы турбуленттік жылу алмасу; B = S пр− S ст± S дно±Δ S − су қоймасындағы жылу аккумуляциясы. Бұл жағдайда шамалары өте төмен болып келетіндіктен жылу балансының S ос, S гр, S б мөшелері есептеулерде ескерілмейді. Су объектісінің ерекшеліктеріне байланысты S дин шамасы және маусымға байланысты S л шамасы қажетті жағдайда ғана ескеріледі.

28. Булануды есептеудегі эмпирикалық формулалар

Бірқатар формулалар булануды темп-мен байланыстырады. Көптеген тәсілдер нег.факторларды анықт: олар су бетіндегі су буының градиенті жел жылдамдығымен анық: Е=(l₀-l_a) (A-Bωy); мұндағы- А,В- бақылау нәт-де анықталған сандық коэфф-р; l₀- су буының max серпінділігі; ωy- биіктіктегі жел жылд. Бұл формула Дальтон заңына бағынады. Су бетінін бұлануды анықтауға арн Зайков формуласы: Е=0,15(l₀-l₂₀₀) (1-0,72ω₂₀₀); зайковтың форм-сы нег-де ТМД-ның су бетінен булану изосызығы картасы тұрғызылған. ГГИ(МГИ) ұсынған формула: Е=0,15n(l₀-l₂₀₀) (1-0,72ω₂₀₀); n- есептелген уақыт ішіндегі тәуліктер саны. З.А.Викулин ғалымның мәліметтері б-ша жуық жерде орналасқан метоео бекеттер өлшенген жел жылдамдығынан көшу үшін коэфф-р кестесін жасады.ол 0,8-2,4 ара-да өзгереді. Егер бекет биікте немесе алыста орналасса екінші түзету енгізіледі. Оның мәні биікте орн-са К₂=0.75 және төменде 1,3. Су нысанының жағалаулық сипатына караст К₃ коэф-і енгізіледі. Ауданы 25-30% су өсімдіктерімен жамылған су қоймалар үшін жел жылдамдығы тағы да 15%-ға шектеледі.

29. Булануды есептеудегі турбуленттік диффузия әдісі

Бұл әдіс б-ша бұлануды есептеу үшін булану жүретін берке судың беткі қабатындағы горизонталді диффузиясы вертикал бетке қарағанда өте төмен б-ды деген болжамға негізделген. Су буының турбулентті орын ауыстыруы келесі формуламен есептеледі: ; мұндағы: К-турбулентті диффузия коэф-і; - вертикал градиенті; осы формуланы Константинов келесі түрде жазды: ; Турб диффузия коэф-і теңдеудің шешімі жоқ булануды келесі есептеулерге қолдану мүмкін емес, тек булану құбылысын уақыт б-ша тұрақты, төсеніш бет біртекті деп алу керек.

30. Су объектілерінің салқындауы және мұздануы. Мұз қабатының пайда болу типтері

Салқындау уақытының узақтығын «Т» белгілеу арқ һ бағанада және S (аудан) шығатын жылу шығынына байланысты S/S қатынасы келесі түрде өрнектеледі: T=CPHt/S; егер барлық судың беріктік қабаты 0°-қа дейін салқындаған б/са, атм жылу алмасу мұздың жылу өткізгіштігі арқ б-ды. Бірлік бөлігі үшін келесісінше өрнектеледі: S_м=L_{м м} һ_м; Егер мұздың қатуы кезінде судың беткі қабатының жоғалтқан жылуы белгілі б-са, онда судың салқындауы кезінде п б мұздың шеткі мөлшерін есептеуге б-ды. S= Lм; мұздың қатуы кезінде су бетінің атмосферамен жылу алмасу қарқындылығы кең шектерде өзгереді. Мұз жамылғысы орнау сипаты б-ша екі түрге: - статикалық мұз орнау; - динамикалық мұз орнау деп бөлінеді. Мұз қатуының статикалық түрі таяз және кіші ауданды көлдер, су бөгендер, тоғандардың жекелеген учаскелері үшін орын алады. Ал динамикалық түрі судың қарқынды араласуымен сиптталады. Сондықтан, ағысы қатты учаскелерде қарқынды желдің орын алатын суқоймаларына тән.

31. Мұз жамылғысының пайда болу жағдайлары, олардың типтері. Мұз бетінен булану және оларды есептеу әдістері

Табиғатта су қоймаларында мұз I орнайды, бірақоның қату температурасы 0оС-тан төмен болуы м‰мкін, себебі су құрамындағы ерігензаттардың мөлшері мен құрамы қату температурасын төмендетеді. Бұл қатутемпературасының төмен-деуі судың минералдану дәрежесіне және тұздардың құрамынатәуелді.Минералдану 5-60/00 болып келетін табиғи су қоймаларының сулары химиялықтұрғыдан алғанда аралас ерітінді болып табылады. Олар ‰шін қату температурасынесептеуде физикалық химияда келесі формула қолданылады: t = −1,86 ⋅ c ⋅ i,Суда кристалдану ядросының пайда болуы су тек аса суығанда пайда болады. Атмосферада минус 40оС-қа дейінгі температурада сұйық тамшылары байқалады. С.Г. Вайкман ұсақ су тамшыларын минус 50оС-қа дейін, ал В.Рау минус 70оС-қа дейін суытты. Су қойма-ларында табиғи жағдайда барлық су массаларының суынуы мүмкін емес, суда өзге қоспалардың – қатты тасындылар бөлшектерінің, органикалық бөлшектердің, еріген тұздар иондарының, атмосферадан енген ұсақ мұз кристалдарының болуы кристалдандыру процесін жылдамдатады. Төмен минералданған сулардан қалыпты жағдайда тыныш ауа- райында мөлдір мұз пайда болады, ол компакт мұз (компактный лёд) деп аталады. Салқындау уақытының узақтығын «Т» белгілеу арқ һ бағанада және S (аудан) шығатын жылу шығынына байланысты S/S қатынасы келесі түрде өрнектеледі: T=CPHt/S; егер барлық судың беріктік қабаты 0°-қа дейін салқындаған б/са, атм жылу алмасу мұздың жылу өткізгіштігі арқ б-ды. Бірлік бөлігі үшін келесісінше өрнектеледі: S_м=L_{м м} һ_м; Егер мұздың қатуы кезінде судың беткі қабатының жоғалтқан жылуы белгілі б-са, онда судың салқындауы кезінде п б мұздың шеткі мөлшерін есептеуге б-ды. S= Lм; мұздың қатуы кезінде су бетінің атмосферамен жылу алмасу қарқындылығы кең шектерде өзгереді. Мұз жамылғысы орнау сипаты б-ша екі түрге: - статикалық мұз орнау; - динамикалық мұз орнау деп бөлінеді. Мұз қатуының статикалық түрі таяз және кіші ауданды көлдер, су бөгендер, тоғандардың жекелеген учаскелері үшін орын алады. Ал динамикалық түрі судың қарқынды араласуымен сиптталады. Сондықтан, ағысы қатты учаскелерде қарқынды желдің орын алатын суқоймаларына тән.

. Табиғатта мұз теріс температурада п б қарамастан оның бетінен булану жүреді. Булану екі жолмен жүргізілуі мүмкін: мұздың кейбір бөліктері сұйықтыққа, яғни суға айналады, ал содан кейін сұйықтықтан буға айналу жүру мүмкін емес болмаса қатты күйден бірден булану процесі жүруі мүмкін. Бұл екі жағдайда да бастапқы және соңғы қалыптары бірдей болғандықтан энергияның сақталу заңына сүйенішті энергияның өзгеруі бірдей болуы керек. Сондықтан мұздың бұлануының меншікті жылуы судың булануының меншікті жылуынан судың еруіне кететін жылулыққа тең шамада жоғары болып келеді. Сондықтан таза мұз үшін оның булануының меншікті жылуы 80+597=667 кал/г. Мұз бетінен булану шамасы өте төмен, себебі ол булану процесінің төмен темп-да жүруімен қатар, мұз-ң бетінен су буының максимал серпімділігі су бетіне қарағанда әрқашан төмен болуымен де түсіндіріледі.

32. Мұз қалыңдығының өсу шарттары және мұз қалыңдығының өсуін есептеу әдістері

Салқындау уақытының узақтығын «Т» белгілеу арқ һ бағанада және S (аудан) шығатын жылу шығынына байланысты S/S қатынасы келесі түрде өрнектеледі: T=CPHt/S; егер барлық судың беріктік қабаты 0°-қа дейін салқындаған б/са, атм жылу алмасу мұздың жылу өткізгіштігі арқ б-ды. Бірлік бөлігі үшін келесісінше өрнектеледі: S_м=L_{м м} һ_м; Егер мұздың қатуы кезінде судың беткі қабатының жоғалтқан жылуы белгілі б-са, онда судың салқындауы кезінде п б мұздың шеткі мөлшерін есептеуге б-ды. S= Lм; мұздың қатуы кезінде су бетінің атмосферамен жылу алмасу қарқындылығы кең шектерде өзгереді. Мұз жамылғысы орнау сипаты б-ша екі түрге: - статикалық мұз орнау; - динамикалық мұз орнау деп бөлінеді. Мұз қатуының статикалық түрі таяз және кіші ауданды көлдер, су бөгендер, тоғандардың жекелеген учаскелері үшін орын алады. Ал динамикалық түрі судың қарқынды араласуымен сиптталады. Сондықтан, ағысы қатты учаскелерде қарқынды желдің орын алатын суқоймаларына тән.

33. Су нысандарының мұз қату кезеңіндегі мұздық-термикалық режимі

Табиғатта су қоймаларында мұз I орнайды, бірақоның қату температурасы 0оС-тан төмен болуы м‰мкін, себебі су құрамындағы ерігензаттардың мөлшері мен құрамы қату температурасын төмендетеді. Бұл қатутемпературасының төмен-деуі судың минералдану дәрежесіне және тұздардың құрамынатәуелді.Минералдану 5-60/00 болып келетін табиғи су қоймаларының сулары химиялықтұрғыдан алғанда аралас ерітінді болып табылады. Олар ‰шін қату температурасынесептеуде физикалық химияда келесі формула қолданылады:

t = −1,86 ⋅ c ⋅ i, (2.14)мұнда 1,86 – криоскопиялық тұрақты, немесе қату температурасының молекулярлықтөмендеуі; с – еріген заттардың мольмен алынған концентрациясы (1000 г ерітіндіде

болатын заттың граммдар санын оның молекулярлық салмағына бөліндісі); i – изотоникалық коэф-фициент, ол келесі формуламен есептеледі: i =1+α(k −1), (2.15)

мұнда α– еріген заттардың диссациялану дәрежесі (ерітіндідегі диссациацияға ұшыраған молекулалардың жалпы молекулалар санына қатынасы); k – молекулалардыңдиссацициасы нәтижесінде пайда болған иондар саны.(2.8) формуладан судың қату температурасының жалпы минералдануға, заттың жалпы диссациалану дәрежесіне, берілген тұздың диссациасы кезінде пайда болатын иондарсанына тәуелді.Минералданудың өсуімен бірге жоғарыда айтқандай судың қату температурасы біршама төмендейді және судың максимал тығыздығы байқалатын температурасы датөмендейді. 2.2-суреттегі график судың қату температурасы мен максимал тығыздығының жалпы минералдануға байланысты өзгеруін көрсетеді. Суреттен көрінетіні су қоймасының режимінде 24,70/00-ден жоғары минералданған сулар максимал тығыздығына жетпейқатады, ал бұл жағдай су қоймасын-дағы барлық араласу процесіне, өз кезегіндетемператураның суда еріген газдардың тереңдігі бойымен таралуына т.б. әсерін тигізеді.

және судың қатуына әсері_

Ерітіндіден тұз кристалдары немесе мұз кристалдары бөлінетін екі шектіктепе-теңдігі орнайтын температурасы орын алады. Шекаралардың қиылысу н‰ктесінесәйкес келетін температура эвтектикалық температура деп аталады. Бұлтемпературада және ерітіндінің сәйкес концентрациясында ерітіндіден оның екі құрамдасбөлігі (тұз және мұз кристалдары) бөлінеді, ал ерітінді қатып болғанша құрамы өзгеріссізқалады, соның нәтижесінде мұз бен тұз кристалдарының эвтектикалық қоспасынантұратын мұзпайда болады

34. Су қоймаларындағы судың араласу шарттары

Судың араласуы деп су қоймасының жеке қабаттарының немесе олардың жекелеген көлемдерінің өзра араласуын айтады. Сыртқы күштердің әрекет етуі судың бірқатар массаларымен бірге олардың ішіндегі қоспалардың, химиялық еріген заттардың, жүзбе бөлшек-тердің газдардың араласуын тудырады. Су қабаттарының қозғалысы нәтижесінде су қоймасының әр түрлі бөліктеріндегі су массалары араласып, олардың физикалық-географиялық және басқа сипаттамалары түзеледі. Судың араласуы молекулярлық және молярлық болуы мүмкін. Қозғалыссыз су массасы қабаттарының біркелкі жылынбауынан ерте жылынған қабаттар мен салқын қабаттар арасында су молекулаларының әр түрлі жылдамдықта хаосты қозғалысынан жоғары жылдамдықтағы су молекулалары салқын қабаттарға өтеді. Кинетикалық энергияның бір қабаттан екінші қабатқа өтуі бұл қабаттар аралығындағы температураны түзетеді. Әдетте судың молекулярлық араласуы сұйықтық ортаның қозғалыста болып келуінен су қоймалары режимінде маңызды рөл атқармайды. Ірі су массалары көлемдерінің қозғалысы нәтижесінде өзімен бірге жүзбе тасындыларды, еріген тұздарды, жылу қорын және т.с.с. араластыратын молярлық араласу су қоймаларында үлкен рөл атқарады. Молярлық араласу термикалық (конвективтік араласу) немесе динамикалық (еріксіз конвекция) себептерден туатын ретсіз, вихрлік (турбуленттік) қозғалыстар нәтижесінде жүреді. Конвективтік араласу. Конвективтік араласу (еркін конвекция) беттік су қабаттарының тығыздығын өсіретін су массасының салқындауы немесе жылынуы және басқа процестер кезінде пайда болатын су температурасының тұрақсыз стратификациясы жағдайында жүреді. мысалы Байкал көлінде мұндай араласу 200 – 300 м-ге жетеді. Динамикалық араласу. Динамикалық араласуда су ағысы және жел толқыны әсерінен су массасы вертикал және горизонталь бағытта араласады. Көлдерде тұрақты ағыстың болмайтындығынан динамикалық араласу көлдің жеке бөліктерінде, яғни өзендердің көлге құятын және одан ағып шығатын жерлерінде, сондай-ақ күшті жел тұрғанда судың қозғалысынан орын алады. Көлдердегі уақытша ағыс және судың қарқынды араласуы негізінен желдің әсер етуінен жүреді. Ағыс және циркуляция. Су қоймаларында көбінесе судың қозғалысы сыртқы күштің әсер етуінен (ағысы)орнайды. Көлдердегі ағыс пайда болу себептеріне байланысты гравитациялық және фрикциялық болып бөлінеді. Гравитациялық ағыс. Гравитациялық ағыс ауырлық күшінің горизонталь бағыттағыбөлігі (гидростатикалық қысымның горизонтальдік градиентінің күші деп аталатын)әсерінен пайда болады, сондықтан гравитациялық ағысты әдетте градиенттік ағыс деп атайды.Градиенттік ағыстың пайда болуын туғызатын жағдайларға су қоймасының бір бөлігіне келіп құятын саланы, су қоймасы бетіне жауатын жауын-шашынды, атмосфералық қысымның өзгеруін, судың толысуын және т.б. жатқызуға болады.Градиенттік ағыс пайда болу себебіне байланысты ағындылық (стоковые течения), ақпалық (сточные течения) және тығыздықтық болып ажыратылады. Ағындылық ағыс. Ағындылық ағыс су қоймасындағы судың көлемі өзгергенде (су жинау алабынан келіп түсетін сулар, көлден ағып шығатын өзен, су қоймасының бірбөлігіне мол жауған жауын шашын) пайда болады. Тығыздықтық ағыс. Тығыздықтық ағыс әр түрлі тығыздықтағы су массаларының қозғалысы нәтижесінде туындайды. Тығыздықтық ағысты туғызатын себептерге келесілер жатады:- көл қабатының біркелкі жылынбауы; - минералдануы әр түрлі сулардың қосылуы, әдетте өзендердің сағалық учаскелеріндебайқалады; - өзендердің жоғары минералданған су қоймаларына құюы; - лайлығы әр түрлі сулардың қосылуы; - су қоймаларына температурасы жоғары өнеркәсіптік ақаба сулардың құюы және т.б. Фрикциялық ағыс. Фрикциялық ағыс тығыздығы әр түрлі су қабаттарының арасындағыұйкеліс кұшінен туады (көбінесе желдің судың беткі қабатына тигізетін әсерінен). Желдің субетіне ұйкелісі және оның артқы жағынан қысым тудыруы желдік (дрейфтік) ағысты және су бетінде толқынның пайда болуынан су бөліктерінің күрделі траектория бойымен қозғалысын тудырады. В.К. Давыдов мәліметтері бойынша жылдамдығы 1,0-ден 4,2 м/с жел кезінде Онега көлінің беттік желдік ағысы 3-тен 18 см/с-ке дейін өзгерген. Г.Ю. Юнусовтың зерттеулері бойынша Балқаш көлінің бұғазында байқалған желқума (нагон) ағынының жылдамдығы 0,87 – 0,56 м/с-ке жеткен.

35. Қар қабатындағы физикалық процесстер: режеляция, рекристаллизация, возгонка, сублимация

Қар фирнизациясы қардың режеляция, қар рекристализация, возгонка жәнесублимация процестерімен, сондай-ақ қату және еру процестерінің қайталанулары арқылы жүреді. Режеляция деп мұз кесектерінің арасындағы сұйық пленканың қатуы арқасында тұтас сеңге жинақталу қасиетін айтады. Температура 0⁰С болғанда мұз кесектерінің бір – біріне жабысып қатуы қалыпты қысымдық жағдайда жүреді де, ал температура төмендегенде – бұл үдеріс жоғары қысымдық жағдайда іске асады. Рекристаллизация - фаза бiлiм және поликристаллдың (кристаллиттер) бiр кристалды Зерендерiнiң (немесе тек қана өсу) өсуiн процесс арқасында басқа сол. Рекристаллизацияның жылдамдығы температураның жоғарылатуымен (экспоненталық) кенет өседi. Рекристаллизация интенсивтi түрде әсiресе ағады деформацияланған материалдар майысқақ. Сонымен бiрге үш рекристаллизацияның кезеңдерi танып бiледi: деформацияланған материалда өсетiн жаңа бүрмалаусiз кристаллиттер астықтың артық-кемi салдарынан не деформация бұрмалалған астықтар жинақ қылғи – бұрмалаусыз астықтар бiр-бiрлерi арқасында өседi үлкеедi құрастыратында, және жинақ өсуге қабiлеттiлiкпен бүрмалаусiз Зерендердiң тек қана бiршамаларына ие болатын айырмашылығы болатын екiншi рекристаллизация алғашқы. Құрылымның жүрiсте екiншi рекристаллизациясы (әртүрлi дәнектiлiк) әр түрлi Зерен өлшемдерiмен бейнеленедi. Сублимация (возгонка) - сұйық өтiп кете қатты күй бiрденнен газ сияқтысына заттың өткелi. Айдаудың жанында заттың меншiктi көлемi өзгерiп және (сублимацияның жылулығы) энергия қылғитындығы, айдау бiрiншi тектiң фазалық ауысымы болып табылады.Керi процесс десублимация болып табылады. Десублимациялар мысал мұндай қандыағаштардың тармақтары және өткiзгiштерде жердiң бедерiндегi қырауы және қатқақ атмосфералық құбылыстар болып табылады.

36. Конвекция және булану арқылы жылу алмасуды анықтайтын негізгі формулалар

Конвекция және булану. Егер су бетінен буланған су қабаты белгілі болса, ондабулану нәтижесінде су қоймасының жылу шығынын келесі формула бойынша есептеугеболады:

Sи=ρЕLис; (5.15)

немесе температураның өсуімен бірге булануға жұмсалатын жылу мөлшерінің кемуін ескерсек(5.15) формуланы келесі түрде жазуға болады:

Sи=ρЕ(597 – 0,57t). (5.16)

Су бетінен жалпы жылу алмасу Ньютон заңына келісімді су және ауа температураларының айырмасына тура пропорционалді және жел жылдамдығының артуымен бірге өседі, яғни

Sи=α(t– tа), (5.17)

мұнда α- жылу алмасу коэффициенті, сандық шамасы жағынан бірлік беттен1° температура айырмашылығы жағдайында бірлік уақыт ішінде жылу беру шамасына тең. Бұл коэффициент жел жылдамдығына, температураның вертикал бойымен таралуына және су бетінің кедір-бұдырлығына тәуелді, бірақ бұл факторларды есепке алу қиынға соғады, сондықтан көп жағдайда α эмпирикалық формулаларда жел жылдамдығымен байланыстырылады. Мысалы

О.Дэвик формуласы:

α= 5 3. 0 + ω, (5.18)

Карпентер формуласы

α= 1,25(1+3,1ω), (5.19)

Н.П. Полевая формуласы(1948 ж.)

α= 4,14ω. (5.20)

Барлық формулаларда α ккал/(см2 ⋅сағ ⋅°С) өлшем бірлігінде алынады. Соңғы екі формула жақын нәтижелер береді. Су бетінен жалпы жылу алмасу S конвекция және булану арқылы жылу алмасудан

құралады. Конвекция Р және булану Sис арқылы тәуліктік жылу алмасу келесі тәуелділік т‰рінде

жазылуы мүмкін:

Р+ Sис=А1(t − ta) + A2ω(t − ta) +B1(e0 − ea) + B2(e0 − ea)

немесе

Р+ Sис=(А1+ А2ω)(t − ta) + (B1+ B2ω) (e0 − ea)

мұнда А1 және B1– жылу алмасу шамалары мен метеорологиялық элементтердің арасындағы жел тұрмаған жағдайдағы пропорционалдылық коэффициенті; А2 және B2– желдің әсерін есепке алған жағдайдағы жоғарыда аталған коэффициенттер; ta және ea– а биіктіктегі ауа температурасы мен ылғалдылығы; t және e0– су бетінің температурасы мен осы температура бойынша есептелген су буының максимал серпімділігі.

Тәжірибелік зерттеулер жүргізу нәтижесінде B1 және B2 коэффициенттері есептелінді, соның нәтижесінде конвекция және булану арқылы су бетінің жылу шығынын есептеуге келесі формулалар ұсынылды:

К.И. Россинский формуласы

Р+ Sис=0,25[0,46(t − t200) + (e0 − e200)](1 + 0,3ω100), (5.23)

В.А. Рымша формуласы

Р+ Sис=[(t − t200) + 1,6(e0 − e200)](k+ 0,39ω200), (5.24)

мұнда ω200 және ω100– жер бетінен200 және100 см биіктіктегі жел жылдамдығы, м/с; e200

және e0– 200 см биіктіктегі ауа ылғалдылығы және су температурасы бойынша анықталған су буының максимал серпімділігі– (5.23) формула бойынша мм-мен және (5.24) формула бойынша мб-мен есептеледі; t және t200– су бетінің және200 см биіктіктегі

ауа температурасы; k– температуралардың айырмасы бойынша графиктен анықталады. Р + Sис нәтижесі ткал/(м 2 · тәу) өлшем бірлігімен алынады.

37. Жауын-шашынмен және көлге құятын ағынды сулармен жылу алмасу.

Жауын-шашынмен жылу алмасу. Сұйық жауын-шашынмен келіп түсетін жылу келесідей есептеледі:

ht cSоспр10ρ=, (5.26)

мұнда h– бір тәуліктегі жауын-шашын қабаты, мм; tос - жауын-шашын температурасы; Sос – кал/(см2⋅тәу).

Су бетіне қатты жауын-шашын түскенде су қоймасының жылу шығыны жалпы жағдайда қардың теріс t2 температурасын0°С-қа дейін жылытудан, яғни Sнагр=ccρchct2, (5.27) және құрғақ қардың еруіне жұмсалатын жылу мөлшерінен

Sт=80ρchc, (5.28)

сондай-ақ еріген қар суын0°С-тан су қоймасының температурасына дейін жылытуға жұмсалатын жылу мөлшерінен, яғни Sв=cρchct (5.29) құралады. Бұл формулаларда cc және c– қардың және судың жылу сыйымдылығы; ρcжәне hc– қардың тығыздығы(г/см3) және биіктігі(см); 80 – мұздың еруіне жұмсалатын

жылу, кал/г; t2 және t– жауған қардың температурасы және қар ерігеннен кейінгі су қоймасының температурасы. Сонымен, қар жауғанда су бетінің жиынтық жылу шығыны:

Sсн=Sнагр+Sт+Sв.

Су бетіне жауған жауын-шашынның температурасы өлшенбеген жағдайда оны жер бетінен2 м биіктіктегі ауа температурасына тең деп қабылдауға болады.

Қар жауғаннан кейін су қоймасының температурасы келесі жолмен есептелуі мүмкін

Sнагр+Sт+Sв=Нортρс(t– t1), (5.30)

мұнда t1– қар жауғанға дейінгі судың температурасы; Норт– су қоймасының орташа тереңдігі, см.

38. Ағындының гидродинамикалық жылынуы. Су қоймасындағы жылу қорының өзгеруі

Ағынның гидродинамикалық жылынуы. Жылынудың бұл түрі су қабаттарының үйкелісін жеңуге жұмсалатын механикалық энергияның жылуға түрленуімен байланысты.

Еңістігi және тәуліктік су өтімі Qтәу су ағыны l қашықтықта үйкелісті жеңу үшін ilρQтәу–ке тең механикалық энергияны жұмсайды. Ағынның бірлік қашықтығына және бірлік еніне жұмсалатын механикалық энергия мынаған тең:

39. Су түбімен жылу алмасу.

Су түбімен жылу алмасу маусымдық сипатқа ие. Көктем-жаз мезгілінде су қабаттары жылынғанда жылу су массасынан су қоймасының табанына беріледі, яғни жылу ағыны судан су түбі грунтына бағытталған. Күзде және қыста судың салқындауы барысында су табаны жазда жинақталған жылуды су массасына қайта бере бастайды. Соның нәтижесінде қыс бойы су түбінде оң температура сақталумен қатар төменгі су қабаттарының жылынуы жүреді. Жылу ағыны бағытының өзгеруі су түбі қабаттарының және жоғарғы қабаттардың температура-лары теңелген сәттен басталады. Жылу алмасу қарқындылығы су табанына жақын су қабаттары мен су түбі температураларының айырмасына тәуелді. Су табанының алатын жылуы негізінен су бетінен су қабаттары арқылы түседі. Су қабаттарынан өтетін және тікелей су табанында жұтылатын күн энергиясының шамасы тереңдігі4 м-ден артық көлдерде өте төмен(су бетіне келіп түсетін күн энергиясының4 – 7%-нан төмен). Мұндай жағдайда су түбімен жылу алмасу су табаны маңындағы су қабаттарында жылудың таралуына тәуелді. Су түбінде температураның таралуы, оның жоғарғы қабаттарға берілуі және салқындау кезеңінде оның шығындалуы грунттың(су түбінің) температура өткізгіштігімен анықталады. Егер су түбін түзетін жыныстардың құрамы белгілі болса, онда олардың жылу өткізгіштігі жуықпен бағалануы мүмкін. Қазіргі кезде тікелей су түбінде өлшенген су температуралары мәліметтері өте жеткіліксіз. Ол су түбінде температураны өлшеудің қиынға соғуымен және бұл мақсатта аспаптардың жетіспеушілігімен түсіндіріледі. Су қоймаларының басым көпшілігінде мұндай бақылаулар жүргізілмейді, су қоймасының жылу балансын зерттегенде су түбінен келетін жылу шамасы есептеулер арқылы анықталады. А.П.Браславский30 – 70° солтүстік ендікте орналасқан ТМД территориясы үшін және

табандары құмды, сазды және тасты болып келген ағынсыз көлдердің жыл ішінде табанынан келетін жылу мәндерін есептеді. С.Н. Булатов бұл кестелердің мәндері бойынша су қоймасының орташа тереңдігіне және мұз жамылғысы орнағаннан бастап санаған күндер санына тәуелді су түбінен келіп түсетін жылуды анықтауға мүмкіндік беретін номограмматұрғызды. Номограмма бойынша су түбімен жылу алмасудың тек орташа мәндерін анықтауға болады.

Су табанының жылу қорының өзгеруі сондай-ақ су қоймасының тереңдігіне байланысты. Таяз су қоймалары үшін(тереңдігі20 м-ден кіші) ол біршама жоғары болып келеді, ал терең суларда су түбі температурасының өзгеруі жыл ішінде өте төмен, сондықтан олардың түбінен келетін жылу мөлшерін есепке алмауға болады.

40. Су массаларының тұрақтылығы және типтері

Судың араласу қарқындылығы оны тудыратын факторлармен қатар жекелеген су қабаттарының әсер ететін кедергісімен де анықталады. Су массасының тұрақтылығы. Су қабаттары аралығындағы кедергі күштері қабаттардың тығыздықтарының айырмашылығы артқан сайын өседі. Бұл құбылыс су массасының вертикал орнықтылығы деп аталады. Су қоймасында беттік және терең қабаттарда тұрақты араласу процесінің жүруіне байланысты орнайтын вертикал орнықтылық су массасының физика-химиялық сипаттамаларының біртексіздігін сақтауға және әр түрлі сипаттағы су массаларының тереңдік бойымен орналасуына ықпал етеді. Су қоймасында әр түрлі температуралы су қабаттарының орналасуы, яғни тығыздығы әртүрлі болып келетін қабаттардың болуы көлдің орнықты тепе-теңдігін мына жағдайда орнатады: егер массасы бойынша жеңіл су қабаттары одан ауыр салмақты қабаттардың үстінде орналасқан болса. Ал су тығыздығы тереңдік бойымен біркелкі болып келсе, онда су қоймасы массасының бейтарап тепе-теңдігі (безразличное равновесие) байқалады. Егер су қоймасының беткі бөліктерінде тығыздығы жоғары, ал төменгі қабаттарында тығыздығы төмен су қабаттары орналасса, онда су қоймасының орнықсыз (неустойчивое равновесие) тепе-теңдігі орнайды. Су массасының орнықтылығының өзгеруі көлдегі су массасының ауырлық центрінің өзгеруімен қоса жүреді. Тура температуралық стратификациялы көлде, яғни орнықты тепе- теңдік жағдайындағы көлде ауырлық центрі барлық қабаттарының температурасы 4°С болып келген осы көлге қарағанда төмен орналасады. Су массасының орнықтылығы артқан сайын бұл ауырлық центрінің орналасу тереңдігі өседі, ал орнықтылық төмендегенде керісінше кемиді. Көл су массасының тұрақсыз тепе-теңдігі жағдайында су массасының ауырлық центрі гомотермия кезіндегі су массасының ауырлық центрінен жоғары орналасуы да мүмкін. Су массасының орнықтылығының өлшем бірлігі ретінде В.Шмидт (1915 ж.) су қоймасындағы судың бейтарап жағдайынан оны орнықты жағдайына келтіруге жұмсалатын жел жұмысын қабылдады. Басқаша айтқанда су массасының орнықтылығы көлдегі барлық су массасын вертикал бойымен көлдің екі жағдайындағы центрлерінің айырмасына тең биіктікке көтеруге жұмсалатын жұмыс шамасына тең. Көлдің орнықтылығы Dм келесі өрнекпен анықталады: Dм (p_y-1)(y-y₀)F_ydy мұнда Н – максимал тереңдік; ρ у – у тереңдіктегі судың тығыздығы; у0 – бейтарап жағдайдағы судың бетінен ауырлық центріне дейінгі арақашықтық; Fy – у тереңдіктегі изобатаман шектелген аудан. Көл қазаншұңқырының көлемдік функциясы және су тығыздығының функциясы белгісіз болғандықтан практикада Шмидт интегралы есептелінбейді, ол графиктік түрде шешіледі. Сонымен қатар су қоймасының орнықтылығы ретінде су тығыздығы градиентінің вертикал бойлық градиенті қолданылуы мүмкін: D м = dp/dy, мұнда Dм – г/см3 өлшем бірлігімен өлшенеді. Dм оң таңбалы болса көлдің орнықты тепе-теңдігін (тереңдеген сайын су тығыздығы өседі), ал теріс таңбалы болса орнықсыз тепе-теңдігін көрсетеді, DМ =0 болған жағдайда су массасы біртекті – бейтарап жағдайда болып келеді.

Дата добавления: 2015-07-11