Temat: Hydrologia. Wody powierzchniowe

Transkrypt

1 Wody powierzchniowe Należące do lądowej części hydrosfery wody powierzchniowe mogą występować w postaci obiektów punktowych, liniowych i obszarowych. Do obiektów punktowych zalicza się różnego rodzaju wypływy wód podziemnych. Natomiast obiekty liniowe to cieki powierzchniowe, tzw. wody płynące. Obiekty obszarowe to lodowce i wieczne śniegi, obszary zabagnione oraz zbiorniki wodne, czyli tzw. wody stojące. Biorąc pod uwagę genetykę, pierwszymi formami występowania wód na powierzchni lądów są obiekty punktowe. Stanowią one bowiem naturalne wypływy wód podziemnych i są przejawem krążenia wody na pograniczu retencji podziemnej i odpływu. Wpływ na występowanie obiektów punktowych wywierają: budowa geologiczna, rzeźba terenu i klimat. Do obiektów punktowych zalicza się skoncentrowane i nieskoncentrowane wypływy wód podziemnych, tj. źródła, młaki, wycieki i wysięki. Źródłem jest samoczynny i skoncentrowany wypływ wody podziemnej na powierzchnię. Występowanie źródeł jest w znacznym stopniu zależne od klimatu. Występują one jedynie w strefach klimatycznych o klimacie wilgotnym, umiarkowanie wilgotnym i subniwalnym. W zależności od rodzaju siły powodującej wypływ wody wyróżniamy źródła: źródła spływowe (grawitacyjne lub zstępujące ) - charakteryzują się tym, że woda wypływa z nich pod wpływem siły ciężkości, płynie zatem z góry w dół źródła podpływowe, źródła podpływowe (ascensyjne, wstępujące lub artezyjskie ) - charakteryzują się tym, że woda wypływa z nich pod wpływem ciśnienia hydrostatycznego; płynie więc z dołu ku górze. źródła lewarowe ( intermitujące, syfonowe ) - charakteryzują się tym, iż woda z nich wypływa okresowo z kanału lewarowego na zasadzie ssania. Ruch wody w korycie rzeki Zjawisko przepływu wody w rzece, ze względu na znaczną jego złożoność trudno daje się ująć analitycznie. Nawet w korytach o regularny i niezmiennym przekroju poprzecznym ilościowy opis zjawiska przepływu napotyka na poważne trudności. Woda w rzece porusza się pod działaniem siły ciężkości (F), którą można rozłożyć na dwie składowe równoległą do zwierciadła wody (Fx - siła poruszająca, i prostopadłą do niej (Fx)' wywierającą nacisk na podłoże. Wielkość siły powodującej ruch wody w korycie rzecznym zależy od spadku zwierciadła wody i od stopnia napełnienia koryta rzecznego (głębokości). Rys. 6. Siły działają na cząstkę wody Ruch wody rzecznej w zależności od prędkości płynięcia może być: spokojny (laminarny) - cząsteczki wody poruszają się po torach równoległych, ich drogi nie przecinają się, burzliwy (turbulentny) - charakteryzuje się pulsacją prędkości, w wyniku której cząsteczki wody poruszają się po torach nierównoległych, często kolistych,

2 określanych jako wiry; wykonują one ruchy postępowe, obrotowe, śrubowe, a nawet wsteczne. Prędkość wody w korycie rzecznym Zależy ona od spadku zwierciadła wody, napełnienia koryta (głębokości) oraz szorstkości dna i brzegów. W przekroju poprzecznym koryta rzecznego największa prędkość panuje w nurcie rzeki, zmniejszając się w kierunku brzegów i dna rzeki na skutek zwiększającej się siły tarcia. Układ prędkości wody w przekroju poprzecznym obrazują krzywe jednakowych prędkości, tzw. izotachy. Rys. 7. Rozkład prędkości w korycie rzecznym. Rozkład prędkości wody wraz z głębokością rzeki, przedstawia tachoida zamieszczona poniżej. Z tachoidy można odczytać charakterystyczne wartości prędkości wody: prędkość powierzchniową (v p ), denną (v a ), największą (v max ), średnią (v śr ) i inne, np. prędkość danej głębokości (v x ). Stan wody i przepływ Rys. 8. Wykres tachoidy. Stan wody w rzece to wzniesienie zwierciadła wody w danym profilu rzeki ponad przyjęty umownie poziom odniesienia. Obserwacje stanów wody prowadzi się na wodowskazach. Poziomem odniesienia jest poziom zero podziałki na wodowskazie, tzw. zero wodowskazu. Parametr ten obiera się zwykle poniżej dna koryta rzeki i określa się jego

3 rzędną, czyli wysokość na poziomem morza. Stan wody odczytuje się zawsze w pełnych centymetrach. Na podstawie obserwacji stanów wody oblicza się stany charakterystyczne i strefy stanów. Do stanów charakterystycznych należą: stany ekstremalne: WWW (wysoka wielka woda), czyli najwyższy z wszystkich stanów wody obserwowany w danym posterunku wodowskazowym, NNW (najniższa niska woda), tj. najniższy ze stanów niskich obserwowany w danym posterunku wodowskazowym; stany roczne: WW (wysoka woda) - najwyższy stan roczny, SW (średnia woda) - średni stan roczny, NW (niska woda) - najniższy roczny. Wielka woda żeglowna Najwyższa woda żeglowna (WWŻ) jest to ustalony stan wody, po osiągnięciu i przekroczeniu którego uprawianie żeglugi jest zabronione. Przykładowe stany WWŻ W wielkiej wodzie żeglownej ustala się następujące znaki I i II wody wysokiej: Odcinek drogi wodnej Woda wysoka znak I Wodowskaz Woda wysoka znak II Rzeka Odra od ujścia Nysy Łużyckiej do Frankfurtu (km 542,4 do km 586,0) Eisenhuttenstadt Słubice Rzeka Odra od Frankfurtu do ujścia rzeki Warty (km 586,0 do km 617,6) Frankfurt Słubice Rzeka Odra od ujścia rzeki Warty do Hohensaaten (km 617,6 do km 667,2) Kienitz Gozdowice Rzeka Odra od Hohensaaten do Widuchowej (km 667,2 do km 704,1) Stutzkow Bielinek Rzeka Odra Zachodnia (km 0,0 do km 17,1) - - Gartz Gryfino Żegluga przy wysokich stanach wody pomiędzy znakiem wody wysokiej I i II podlega następującym ograniczeniom: 1) jeżeli poziom wody osiągnie lub przekroczy znak wody wysokiej I na wodowskazach wymienionych w powyżej żeglugę mogą uprawiać tylko statki: a) wyposażone w sprawne radiotelefony, które równocześnie zapewniają nasłuch statekstatek i odbiór informacji nawigacyjnych,

4 b) wyposażone w sprawne odbiorniki radiowe z tym że urządzenia te powinny być włączone na odbiór oraz powinien być zapewniony stały nasłuch, Natomiast żegluga jest zabroniona, jeżeli poziom wody osiągnie lub przekroczy znak wody wysokiej II na wodowskazach wymienionych powyżej dla poszczególnych odcinków drogi wodnej. Statki w drodze powinny odpowiednio wcześniej, przed przekroczeniem znaku wody wysokiej II, wpłynąć do bezpiecznych lub zabezpieczonych portów. Stan wody w rzece jest wielkością względną, informującą o napełnieniu, koryta w danym profilu rzeki, natomiast nie informuje o wielkości przepływu wody i tym samym o odpływie rzecznym. Napełnienie koryta rzeki (a więc stan wody) zależy od natężenia przepływu. Przepływy różnią się między sobą genezą. I tak wyróżniamy: przepływy maksymalne - powstają w wyniku zasilania głównie powierzchniowego rzek wodami pochodzącymi z roztopów, topnienia lodowców lub intensywnych opadów. Wielkość tych przepływów zależy głównie od czynników klimatycznych, jak również od czynników warunkujących kształtowanie się tych przepływów, tj. od kształtu zlewni, jej rzeźby, budowy geologicznej, zwłaszcza budowy doliny, wielkości dopływów itp., przepływy minimalne - występują w okresach ograniczonego zasilania rzek, które tym czasie odbywa się wyłącznie drogą podziemną. Czynnikami kształtującymi przepływy minimalne są: wielkość zasilania infiltracyjnego drenowanych przez rzekę poziomów wodonośnych, głębokość wcięcia erozyjnego koryta rzecznego i rodzaj więzi hydraulicznej rzeki z wodami podziemnymi. przepływy średnie - są wynikiem obu form zasilania rzeki: powierzchniowego i podziemnego. O wielkości przepływów średnich decydują głównie warunki klimatyczne, wysokość opadu i wysokość parowania terenowego. Miary odpływu Podstawową miarą odpływu jest natężenie przepływu. Nazywane w uproszczeniu przepływem (Q); jest to objętość wody przepływającej przez określony przekrój poprzeczny cieku w jednostce czasu, wyrażona w m 3 /s lub dm 3 /s. Metody pomiaru objętości przepływu Pomiary objętości przepływu mają na celu określenie ilości wody Q przepływającej w cieku naturalnym lub sztucznym w jednostce czasu t. V Q = t V objętość przepływającej wody [m 3, dcm 3 ], t czas [s, min]. Mogą one być wykonywane w różny sposób, przy czym wybór odpowiedniej metody pomiaru zależy zarówno od rodzaju i wielkości cieku wodnego, jak i od rodzaju posiadanych przyrządów. Rozróżnia się dwie grupy metod pomiarowych:

5 1) Metody jednoparametrowe nazywane również bezpośrednimi, polegają na pomiarze jednej zmiennej funkcji opisującej przepływ, np. wysokość strumienia wody przelewającej się przez przelew. 2) Metody wieloparametrowe nazywane pośrednimi polegają na pomiarze kilku zmiennych mających wpływ na wielkość przepływu, takich jak prędkość średnia, powierzchnia przekroju hydrometrycznego i inne. Przykłady metod pomiaru i obliczania przepływu Metody jednoparametrowe 1. Pomiar za pomocą podstawionego naczynia Jest to najprostsza metoda polegająca na pomiarze ilości wody dopływającej do podstawionego wycechowanego naczynia. Znając objętość naczynia V i czas jego napełnienia t, natężenie przepływu określamy wzorem (1). Jest to metoda najdokładniejsza, lecz możliwość jej stosowania ogranicza się do cieków o bardzo małym przepływie. 2. Pomiar za pomocą przelewów Metoda wymaga zainstalowania w przekroju pomiarowym przelewu, którego kształt jest zależny od amplitudy zmian przepływu. Przepływ obliczamy ze wzorów, mierząc wysokość warstwy przelewającej się wody h w odległości co najmniej 3h od przelewu z uwagi na krzywiznę zwierciadła wody nad przelewem. Rys. 9. Pomiar napełnienia na przelewie. Najczęściej stosowanymi przelewami są: a) przelew Ponceleta - jest to przelew prostokątny ze zwężeniem bocznym i dolnym. 2 2 / 3 Q = µ h 2gh 3 Q przepływ [m 3 /s], b szerokość przelewającej się wody [m], h wysokość warstwy wody [m], µ - współczynnik wydatku przelewu µ = b B 2 b B h b B 4 h h+ p

6 b) przelew Thomsona - jest to przelew trójkątny ze zwężeniem bocznym. Rys. 10. Przelew Thomsona 2.5 Q = k h o Dla α = 90 k = h Q = h 40 < h < 250 cm Aby ułatwić obliczenie przepływu za pomocą przelewów, opracowano tabele, z których odczytuje się wartości przepływu dla pomierzonych wysokości napełnienia. Tab. 6. Wartości napełnienia i przepływu dla przelewu Thomsona Napełnienie h [cm] Przepływ Q [m 3 /s]

7 Metody wieloparametrowe Dzielimy je na: Metody punktowe - polegają na mierzeniu prędkości w wybranych punktach przekroju poprzecznego. Takie przekroje nazywamy przekrojem hydrometrycznym. Powinien on być regularny, położony na prostym odcinku rzeki i wytyczony prostopadle do kierunku ruchu wody. Przed przystąpieniem do właściwego pomiaru należy odczytać stan wody na wodowskazie i zanotować datę i czas jego wykonania. Podczas wykonywania pomiaru należy kontrolować stan wody na wodowskazie lub tymczasowo wbitym paliku w dno rzeki przy brzegu. Pomiar przepływu składa się z dwóch części: sondowań głębokości i pomiaru prędkości. Aby dokonać sondowania przekroju należy nad zwierciadłem wody rozciągnąć wyskalowaną linę pomiarową lub taśmę. Koniec liny (zero podziałki) powinien być umocowany na brzegu lewym, tak aby odczyty podziałki wzrastały od brzegu lewego do prawego. Głębokość należy mierzyć tym gęściej, im mniej regularny jest kształt dna koryta. Zasady rozmieszczania sondowań podano w tabel. Do pomiaru głębokości służą sondy. Są to rurki mosiężne lub aluminiowe zaopatrzone w dolnym końcu w talerz i krótki kolec, co pozwala na ich dobre oparcie o dno. Sondy zwykle mają średnicę 20 mm i naciętą podziałkę co 1 cm. Wykorzystywane są do małych i średnich głębokości. Głębsze przekroje mierzone są za pomocą sond sztywnych z podziałem co 5 lub 10 cm. Do sondowania dużych zbiorników wodnych jezior i mórz wykorzystuje się echosondy. Z powierzchni wody wysyłane są impulsy dźwiękowe w kierunku dna zbiornika i za pomocą odpowiednich aparatów odbiorczych przyjmowane odbite fale dźwiękowe. Znając prędkość rozchodzenia się fal w wodzie (1500 m/s) oraz mierząc czas potrzebny na przejście fali na drodze nadajnik no odbiornik, można określić głębokość zbiornika. Tab.7. Zasady rozmieszczenia sondowań i pionów hydrometrycznych w przekroju poprzecznym (wg IMGW) Lp. Rozmieszczenie sondowań Rozmieszczenie pionów hydrometrycznych przy szerokości rzeki do nie rzadziej jak co przy szerokości rzeki do liczba pionów 1 2 m 0.2 m 2 m minimum m 0.5 m 10 m m 1.0 m 30 m do m 2.0 m 80 m do m 5.0 m 200 m do 12 6 ponad 200 m 10.0 m ponad 200 m ponad 15 Głębokość h [cm] Przy przepływie swobodnym Rozmieszczenie punktów pomiarowych Liczba punktów pomiarowych Przy pokrywie lodowej lub zarastaniu koryta Rozmieszczenie punktów pomiarowych Liczba punktów pomiarowych < 0.2 m 0.4 h h 1

8 m 0.2 h 0.4 h 0.8 h > 0.6 m przy dnie 0.2 h 0.4 h 0.8 h przy powierzchni Temat: Hydrologia h 0.5 h 0.85 h 5 przy dnie 0.2 h 0.4 h 0.8 h przy powierzchni Tab. 8. Rozmieszczenie punktów pomiarowych w pionie hydrometrycznym (wg IMGW) Po przesondowaniu przekroju poprzecznego koryta wyznacza się w nim piony hydrometryczne, w których dokonuje się pomiaru prędkości wody na różnych głębokościach. Obliczenie objętości przepływu na podstawie wyników punktowych pomiarów prędkości a) metoda rachunkowa Po wykreśleniu przekroju poprzecznego z zaznaczeniem pionów hydrometrycznych, w których dokonano punktowego pomiaru prędkości przepływu, należy obliczyć pola przekroju wydzielone tymi pionami F 0, F 1, F 2,... F n oraz prędkości średnie w pionach w o oparciu o tachoidy. Przeciętne wartości prędkości średnich dla pól zawartych między pionami można obliczyć jako średnią arytmetyczną prędkości średnich w pionach ograniczających dane pole, vsr + v I sr II vsr = I II Rys. 11. Przekrój poprzeczny koryta z pionami hydrometrycznymi Dla pól skrajnych średnia prędkości jest równa 2/3 prędkości w najbliższym pionie. 2 v = 3 0 I vi Obliczenie objętości przepływu polega na zsumowaniu iloczynów pól cząstkowych F i i prędkości średnich v i, Q = n i = 1 F i v sr i

9 Temat: Hydrologia Q - natężenie przepływu (m /s), F i - powierzchnie przekroju między pionami hydrometrycznymi (m ), v i - przeciętna wartość prędkości średnich w sąsiadujących pionach (m/s), Instytut Meteorologii i Gospodarki Wodnej po wprowadzeniu techniki komputerowej do obliczenia objętości przepływu stosuje również metodę rachunkową, ale w nieco innej postaci, która nie wymaga rysowania tachoid. Średnie prędkości w pionach hydrologicznych v śr obliczone są wg poniżej podanych wzorów: jeśli pomiar prędkości wykonano w 1 punkcie pionu hydrometrycznego v = α + β sr n 0.4 h jeśli pomiar prędkości wykonano w 3 punktach pionu hydrometrycznego v = α β n + 2n + n sr ( ) jeśli pomiar prędkości wykonano w 5 punktach pionu hydrometrycznego, v = α + 0.1β n + 2n + 3n + 3n + n sr 0.2h 0.4h 0.8h ( ) d 0.2h Wzory te stosuje się do obliczenia średnich prędkości w pionach wolnych od roślinności i pokrywy lodowej. Objętość przepływu w przekroju poprzecznym wyliczana jest ze wzoru: 0.4h 0.8 h p Q = vsr F1 + v 1 sr 2 F vsr n F 1 n 1 φ + φ v Q - przepływ (m /s), F 1, F 2,..., F n - powierzchnie zawarte między pionami hydrometrycznymi lub brzegiem a pionem(m ), v śr 1, v śr 2,..., v śr n - średnie prędkości w polach między pionami hydrometrycznymi (15) (m/s), φ - współczynnik redukcyjny średniej prędkości w skrajnych polach czynnego przekroju. Wartość tego współczynnika zależna jest od szorstkości obwodu zwilżonego brzegów koryta. Dla brzegu łagodnie nachylonego o gładkim podłożu φ =0. 7, dla brzegu naturalnego o podłożu gliniastym, żwirowym lub kamienistym φ =0. 8. sr n F n b) metoda Harlachera Po obliczeniu prędkości średnich w poszczególnych pionach sporządza się wykres rozkładu prędkości w przekroju poprzecznym. Następnie oblicza się iloczyny prędkości średnich i głębokości wody w poszczególnych pionach hydrometrycznych, odkładając te wartości (v śr h) w dół od zwierciadła wody.

10 Rys. 12. Przekrój poprzeczny koryta, wykres rozkładu prędkości średnich w przekroju, krzywa iloczynów (v śr h) Wykres krzywej iloczynów powinien być wykonany w takiej skali, by w całości mieścił się wewnątrz przekroju poprzecznego. Pole zawarte pomiędzy tą krzywą a linią poziomą określającą położenie zwierciadła wody przedstawia w przyjętej podziałce objętość przepływu Q. B szerokość koryta [m]. Q = B hv sr db Wartość całki określa się poprzez planimetrowanie pola zawartego między zwierciadłem wody a krzywą iloczynów prędkości v śr i głębokości h. c) metoda Culmanna Rys. 13. Linie jednakowych prędkości (izotachy) W oparciu o wykreślone wcześniej tachoidy należy skonstruować krzywe jednakowych prędkości, tzw. izotachy. Obliczenie przepływu polega na planimetrowaniu pól ograniczonych liniami jednakowych prędkości. Średnia prędkość v śr C między dwoma izotachami jest równa średniej arytmetycznej z prędkości granicznych w każdym polu F C.

11 Przepływ obliczamy następująco: Temat: Hydrologia Q = n i= 1 F C v i liczba pól, F - powierzchnia zawarta między izotachami (m 2 ), C i v sr C i - średnia prędkość przepływu wody przez pole i, (m/s). Metoda odcinkowa - odcinkowe pomiary przepływu polegają na pomiarze prędkości na wybranym odcinku cieku za pomocą pływaków. Do płynącej wody wrzuca się przedmioty nietonące, które poruszają się z prędkością powierzchniową. Pływakiem może być krążek drewniany, butelka częściowo napełniona wodą itp. i sr C i Rys. 14. Schemat pomiaru pływakowego Odcinek cieku, na którym ma być przeprowadzony pomiar pływakowy, powinno się tak dobrać, aby strugi wody przebiegały równolegle do linii nurtu. Długość odcinka powinna być większa od szerokości B. Przy szerokości od 3 do 20 m długość odcinka przyjmuje się w granicach od 10 do 40 m, zależnie od prędkości wody. Przed przystąpieniem do pomiaru należy przesondować przekroje poprzeczne na początku, w środku i na końcu badanego odcinka. Prędkość na drodze pływaka określa się z równania: L v = t v - prędkość pływaka (m/s), L - długość odcinka pomiarowego (m), t - czas przebiegu pływaka na długości odcinka L (s). Pomiar prędkości wykonuje się kilkakrotnie, a wyniki uśrednia się. Jeśli pomiar prowadzony jest na potoku o niewielkiej szerokości, to prędkość mierzy się w nurcie i można

12 ją uznać za maksymalną prędkość powierzchniową. Do obliczenia przepływu przyjmuje się przekrój środkowy. Prędkości pomierzone na poszczególnych torach pływaków odnosimy do punktów przekroju środkowego, w których tory te przecinają przekrój w punktach (A 1, B 1, C 1 ). Przepływ Q o obliczamy np. metodą Harlachera, wykreślając krzywą iloczynów prędkości powierzchniowej i głębokości. Planimetrując pole pod krzywą (v h) otrzymujemy wartość przepływu. Przepływ średni w wybranym przekroju koryta obliczamy ze wzoru: ϕ - współczynnik redukcyjny. Q = ϕ Q o Wartość współczynnika ϕ powinna być obliczona na podstawie jednoczesnych pomiarów młynkiem i pływakami. W przypadku, gdy pomiar prędkości przepływu został wykonany tylko w nurcie, czyli gdy została określona prędkość maksymalna v max, do obliczenia prędkości średniej w przekroju można wykorzystać wzór Matakiewicza: vsr = mmax hsr + I v śr - prędkość średnia w przekroju poprzecznym (m/s), v max - największa prędkość na powierzchni, równa prędkości mierzonej w nurcie (m/s), h śr - średnia głębokość w przekroju (m), I - spadek zwierciadła wody ( ). Mnożąc obliczoną prędkość v śr przez pole środkowego przekroju poprzecznego koryta F (m 2 ) otrzymujemy wartość przepływu średniego Q. Zlodowacenie rzek i jezior Zlodowacenie rzek Temperatura wód płynących zmienia się szybciej niż wód stojących i zależy od: temperatury powietrza, temperatury zasilającej rzekę, wykształcenia doliny rzecznej, osłonięcia brzegów, dopływu ścieków (w tym wód podgrzanych). Różnice wahań temperatury w różnych warstwach wody rzecznej są niewielkie. Na skutek ciągłego mieszania się wód oraz ruchu turbulentnego nie wytwarza się w nich stratyfikacja termiczna tak charakterystyczna dla wód stojących. Temperatura wody w pionie jest na ogół jednorodna. Woda rzeczna jest cieplejsza w tej części koryta, gdzie płynie wolniej a chłodniejsza jest na ogół nurcie. W rzekach temperatura wody wzrasta zwykle wraz z odległością od źródeł. Chłodniejsze są wody potoków górskich, cieplejsze rzek nizinnych.

13 Rys.15. Rozkład temperatury wody w rzece. W przebiegu zlodzenia rzeki wyróżnia się trzy fazy: fazę zamarzania rzeki, fazę trwałej pokrywy lodowej, fazę spływu lodów. W każdej z nich występują charakterystyczne formy zlodzenia, które określa się wizualnie na podstawie ich wyglądu zewnętrznego. Formy zlodzenia wód płynących to: śryż, lepa, lód denny, lód brzegowy, częściowa pokrywa lodową, stała pokrywa lodowa, kra, zatory. W fazie zamarzania rzeki wstępują: śryż, lepa, lód denny, lód brzegowy i częściowa pokrywa lodowa. Warunkami tworzenia się tych form są: temperatura powietrza znacznie poniżej 0 C, przepływ burzliwy (turbulentny) przechłodzonej wody i odpływ ciepła atmosfery. Spełnienie tych warunków jest szczególnie korzystne w czasie zachmurzonych mroźnych nocy. Lód denny ma charakter masy gąbczastej. Maja formę kryształków lodu. Lód denny osiągając duże objętości ma znaczną wyporność, dzięki czemu odrywa się od dna i wypływ na powierzchnię wody łącząc się ze śryżem tworzy lód prądowy. Śryż jest to lód o strukturze gąbczastej, tworzący się w całej masie przechłodzonej wody. Łącząc się wypływa na powierzchnię wody, tworząc krążki śryżowe, te łącząc się ze sobą tworzą pola śryżowe. Śryż łącznie z lepą (śnieg przesiąknięty wodą) i lodem dennym tworzy lód prądowy w postaci krążków o różne wielkości, które od strony zewnętrznej są otoczone białym wianuszkiem. Lód brzegowy jest formą zlodzenia stanowiącą oblodzenie rzeki w linii zwilżonej, rozwija się od brzegów koryta ku środkowi. Początkowo, na skutek przechłodzenia wody w procesie wymiany ciepła z przechłodzonym brzegiem, powstaje warstwa lodu na brzegach, na przeszkodach i obrzeżach wysp. W miarę postępu zlodzenia wytwarza się jednolita pokrywa lodowa sięgająca ku środkowi rzeki, na której są zatrzymywane śryż i tafle lodu prądowego.

14 Częściowe zamarznięcie rzeki jest formą zlodzenia w postaci nierównomiernej pokrywy lodowej, pojawiającej się w następstwie rozwoju lodu brzegowego. Pokrywa ta rozciąga się na całej szerokości rzeki, lecz ma liczne miejsca niezamarznięte. Trzecią fazę zlodzenia rzeki rozpoczyna ruszanie lodu. Formami zlodzenia w tej fazie są kra i zatory. Krę stanowią części popękanej pokrywy lodowej, powstałe wskutek mechanicznej działalności wody, unoszone z prądem w dół rzeki. Zator jest specyficzną formą zlodzenia rzek powstałą wskutek zahamowania swobodnego spływu lodu prądowego (zator śryżowy) lub kry (zator lodowy). Stanowi go nagromadzenie śryżu lub kry zmarzniętej razem pod ciśnieniem lodu. Zlodzenie rzek nie przebiega w sposób ciągły. W poszczególnych okresach zimowych są większe i mniejsze przerwy w występowaniu różnych form zlodzenia. Zlodowacenie jezior W naturalnych warunkach temperatura wód stojących zależy głównie od głębokości zbiornika, ruchu i mieszania się mas wodnych. Znacząca głębokość zbiorników wodnych sprawia, że zmagazynowana w nich woda ma pionowe uwarstwienie termiczne spowodowane pionowym zróżnicowaniem temperatury wody, a tym samym jej gęstością. Wyróżnia się: 1. stratyfikację termiczną wody prostą (normalną, tzw. anotermię), gdy temperatura wody obniża się w kierunku od powierzchni zwierciadła wody do dna. W jeziorze tworzą się wówczas trzy warstwy: epilimnion (górna warstwa mniej lub bardziej nagrzanej wody, w której temperatura wody obniża się stopniowo wraz z głębokością), metalimnion (warstwa przejściowa, warstwa skoku termicznego), charakteryzujący się nagłym spadkiem temperatury, zwanym skokiem termicznym termokliną, hypolimnion (dolna warstwa chłodnej wody o niemal jednakowej temperaturze zwykle około 4-6 C, ulegającej bardzo nieznacznym wahaniom). Przy tym typie stratyfikacji wody tych trzech warstw nie mieszają się ze sobą; 2. stratyfikację termiczną wody odwróconą (tzw. katotermię), gdy woda cieplejsze o temperaturze bliskiej +4 C zalegają pod zimniejszą, ale lżejszą wodą powierzchniową, która w swej górnej warstwie może nawet zamarza, 3. wyrównanie (wymieszanie) termiczne wody w całej toni wodnej od powierzchni do dna (tzw. homotermia); w jeziorach strefy umiarkowanej występują w ciągu roku dwa okresy homotermii: wiosną po przejściu od stratyfikacji termicznej odwróconej do prostej (homotermia wiosenna) i jesienią przy przejściu od stratyfikacji termicznej prostej do odwróconej (homotermia jesienna). W czasie homotermii mieszaniu podlega cała masa wód zbiornika od powierzchni do dna. Przebieg zjawisk lodowych w jeziorach, gdzie mamy do czynienia w zasadzie z wodą stojącą, jest stosunkowo prosty. Przy spadku temperatury powietrza poniżej O C w procesie wymiany turbulencyjnej ciepła między strumieniem powietrza i ośrodkiem wodnym oraz wskutek wypromieniowania ciepła z wody ochładza się powierzchniowa warstwa wody. Ochładzanie głębszych warstw następuje na skutek konwekcji i przewodnictwa cieplnego. Po wychłodzeniu całej masy wody dochodzi do przechłodzenia powierzchniowej warstwy i zaczyna się proces zamarzania powierzchniowego. Pokrywa lodowa przyrasta wskutek dalszego wychłodzenia warstwy wody stykającej się z pokrywą.

15 W płytkich stawach i małych zbiornikach w zasadzie nie zachodzi zjawisk stratyfikacji termicznej wody. Cała masa wody jest bezpośrednio ogrzewana energią słoneczną, a wiatr powoduje jej dokładne wymieszanie sięgające aż do dna zbiornika. W zimie zbiorniki te mogą przemarzać do dna. Rys. 16. Zmiany temperatury wody w jeziorze w ciągu roku. Opracowanie: inż. Dominika Grzybowska