Испарение. Образова­ние и разрушение ледяного покрова. Снеготаяние

Основные вопросы, рассматриваемые на лекции:

1. Физическая сущность испарения

2. Образование, рост и разрушение ледяного покрова

3. Снеготаяние

1. Физическая сущность испарения. Испарением называется процесс перехода вещества из конденсированной (твердой или жидкой) фазы в газообразную. Испарение твердою тела, минуя жидкую фазу, называется возгонкой, а парообразование в объеме жидкости — кипением. Различают испарение физическое, происходящее с.поверхности воды, льда, снега или почвы, и 'биологическое (транспирация растений).

Необходимым условием для 'перехода вещества в газообразное состояние является соприкосновение этого вещества с.каким-либо газом, 'находящимся над его поверхностью, так как только в этом случае возможна диффузия молекул испаряющегося вещества. Испарение происходит в результате теплового движения молекул жидкости, скорость которых колеблется в широких пределах, значительно отклоняясь от ее среднего значения. Физическая сущность испарения заключается в переходе части молекул жидкости с испаряю­щейся поверхности в атмосферу.

Скорость движения молекул и, следовательно, их кинетическая энергия зависят от температуры, с повышением которой она возрастает. Молекулы, обладающие большой энергией, подойдя к поверхности жидкости, могут преодолеть притяжение соседних.молекул и, (прорвавшись сквозь поверхностный слой, вылететь за пределы жидкости. Чем выше температура жидкости, тем больше число молекул, оторвавшихся с ее поверхности, и, следовательно, интенсивнее процесс испарения.

Чтобы молекула могла покинуть жидкость, ее кинетическая энергия должна быть больше энергии испарения.

Испарение является эндотермическим процессом, т. е, процессом, сопровождающимся поглощением тепла. Если к жидкости не подводится соответствующее количество энергии (тепла) извне, то в результате испарения она охлаждается; происходит так называемое испарительное охлаждение. Количество теплоты, поглощающейся при изотермическом процессе испарения, называется теплотой фазового перехода, или теплотой испарения. Эта теплота идет на работу, совершаемую молекулами при прохождении сквозь поверхностный слой жидкости, и на работу, связанную с увеличением объема вещества при его переходе из жидкого в газообразное состояние, т. е. на работу против внешнего

скорость испарения определяется количеством пара, образующегося за единицу времени на единице поверхности жидкости (кг/с-м²). Скорость испарения зависит от соотношения числа молекул жидкости, оторвавшихся с ее поверхности вследствие теплового движения, и числа.молекул пара, поглощенных жидкостью при ударах о ее поверхность. Молекулы образовавшегося пара проникают в газовую среду в результате диффузии и конвекции, в замкнутом пространстве, не содержащем других паров и газов, вначале испаряется часть жидкости, после количество жидкости будет оставаться неизменным, процесс испарения не прекращается — молекулы, энсргия которых соответствует условию, 'будут покидать поверхность жидкости. Наряду с процессом испарения непрерывно происходит компенсирующий его процесс конденсации пара.

Таким образом, в закрытом 'пространстве через некоторое время устанавливается динамическое равновесие между процессами испарения и конденсации. Скорость конденсации становится равной скорости испарения; начиная с этого момента количество жидкости перестает уменьшаться.

Пар, находящийся в состоянии динамического равновесия со своей жидкостью или кристаллами, называется насыщенным (или насыщающим).

Диффузное испарение. Обычно процесс передвижения паров происходит под влиянием вертикальных слагающих турбулентного движения воздушных масс. С увеличением скорости этого движения испарение убыстряется. Доля диффузного испарения по отношению к диффузно-ветровому очень мала.

Применительно к испарению в естественных условиях из изложенного выше следует, что скорость испарения зависит от таких факторов:

1) температуры жидкости, поскольку число молекул, вылетающих из жидкости, зависит от температуры;

2) концентрации пара в слоях газа, прилегающих к поверхности жидкости, которая, в свою очередь, зависит от числа молекул, выделяемых и поглощаемых жидкостью, и от условий отвода этих молекул от поверхности жидкости;

3) температуры газовой фазы, поскольку с температурой не только растет число обратных ударов молекул о поверхность жидкости, но и уменьшается доля упругих ударов (отложение их в газовую фазу); при повышении температуры. газа и жидкости от 0 до 50°С число столкновений молекулы до ее поглощения уменьшается в 10 раз (с 1545 до 157).

4) притока энергии к испаряющей поверхности, так как при его отсутствии огромная затрата тепла на испарение вызывает значительное понижение температуры жидкости и соответственно замедление испарения.

Для испарения предельно увлажненной поверхности почвы, покрытой растительностью, к перечисленным факторам прибавляется еще ряд новых: состав, густота и мощность развития растительности, фазы ее развития. При неполном увлажнении почвы добавляются еще такие факторы, как степень обеспеченности влагой растений и увлажненность поверхности почвы.

Испарение с водной поверхности.

Испарение с поверхности снега и льда. До начала XIX в. ралось, что снег и лед не испаряются, так как вода переходит в парообразное состояние только через жидкую фазу. Этот взгляд был опровергнут русским физиком В. Петровым (1816), экспериментально доказавшим, что испарение снега и льда происходит и при температурах ниже нуля. При определенных погодных условиях испарение с поверхности снега.может достигать 44% от общего запаса снеговой воды. Особенно интенсивно происходит испарение при сильных и сухих ветрах. При температуре ниже пуля ветер является главнейшим фактором испарения снега. При скорости ветра 10—15м/с испарение при температуре ниже нуля достигает в месяц 30 мм.

Физический анализ испарения с поверхности снега говорит об исключительной сложности этого процесса, требующего специальных теоретических и экспериментальных исследований. Из-за обилия трудноизмеримых факторов испарение снега освещено в современной геофизике гораздо слабее, чем испарение с поверхности воды.

В целом испарение с поверхности снежного покрова относительно невелико, и за четыре зимних месяца составляет для европейской части нашей страны 25—30 мм.

Испарение с поверхности суши. Испарение с участков суши, покрытых растительностью, по существу является суммарным испарением, так как оно формируется из трех составляющих: испарения непосредственно с почвы, испарения растительностью в процессе ее жизнедеятельности (транспирация) и испарения осадков, задержанных растительной массой.

Рассмотрим физическую сущность процесса испарения с почвы, не покрытой растительностью. Естественно, что все факторы, которые влияют на испарение с водной поверхности (дефицит влажности, ветер и температура), будут влиять и на испарение с почвы. Большую роль играют и другие факторы, характерные для почвенного испарения: физико-механические свойства почвы (пористость, структура, размеры частиц и т. д.), залегание водоносных горизонтов в почвах и грунтах и др. Но из всех факторов наибольшее значение имеют количество и состояние почвенной воды, характеризующие влажность почвы, так как при отсутствии влаги ни дефицит влажности, ни ветер, ни температура не могут играть уже никакой роли. Чем выше влажность почвы, при прочих одинаковых условиях, испарение с почвы выше.

Испарение с почвы сводится к испарению влаги, которая оказалась на поверхности в результате либо выпадения атмосферных. осадков, либо поступления влаги из нижележащих слоев почвы. Если верхний слой почвы обильно смочен водой, например при сильном дожде, испарение будет почти аналогично испарению с поверхности воды. Разница заключается лишь в том, что обычно почва перед дождем или поливом бывает сильно нагрета поэтому смачивающая ее вода будет испаряться быстрее, с открытой водной поверхности. Если горизонт груновых вод стоит ниже поверхности, испарение происходит сначала грунтовых вод и с поверхности частиц грунта.,В процессе испарения воды с почвы по мере ее высыхания.можно выделить три стадии. Первая стадия начинается после выпадения осадков или полива, в результате которых происходит увлажнение почвы до ее полной влагоемкости (полного заполнения всех пустот). Испарение равно испаряемости. Под испаряемостью понимается максимально возможное испарение с до-увлажненной подстилающей поверхности при данных метеорологических условиях. В этой стадии испарение зависит главным образом от метеорологических условий. /Вторая стадия начинается с резкого снижения испарения, когда водоподача по капиллярам убывает. Заканчивается она, когда капиллярное поднятие прекращается и на поверхности почвы образуется сплошная подсохшая корочка. Третья стадия характеризуется исчезновением смоченных участков и просыханисм верхних слоев почвы. Испарение происходит за счет более глубоких слоев, содержащих влагу; водяной пар диффундирует через верхний высохший слой почвы. Скорость ветра при этом не играет такой существенной роли,как в первой и второй стадиях.

Процесс испарения растительностью (транспирация) представляет собой, физическое явление, необходимое для жизни и роста растений. Оно заключается в поглощении корневой системой растения воды, содержащейся в почве, транспортировании забранной воды по сосудам растения и удаленииизбытка ее в парообразном состоянии через устьица листьев в атмосферу. Чем больше вбирает корневая система, тем интенсивнее происходит процесс развития и роста растения. Следовательно, где наблюдается интенсивный рост растения, там происходит и значительное расходование воды. В суммарном испарении испарение с растительного покрова играет первостепенную роль. В отличие от испарений с поверхности воды и с поверхности почвы, оно является не только физическим, но и биологическим процессом.

В настоящее время известен ряд методов расчета испарения с поверхности суши.

2. Образование, рост и разрушение ледяного покрова. Ледообразование. Условие начала ледообразования на свободной поверхности воды можно получить из уравнения теплового баланса водной поверхности:

α(t-t_п)+В=0, (9.1)

где α — коэффициент подачи тепла из водного объекта к поверхности раздела вода—воздух; t — средняя температура водотока или водоема; t_п—температура свободной поверхности; В — результирующая на водной поверхности тепловых потоков лучистого теплообмена, испарения (или конденсации) и обмена теплом с воздухом.

При изменении величины В изменяется t_п и градиент температуры в тонком поверхностном слое, уравнение (9.1) остается в силе. Когда температура поверхности понижается до температуры замерзания, дальнейшее увеличение В не может компенсироваться понижением t_п и увеличением температурного градиента в тонком поверхностном слое воды, что ведет к ледообразованию на поверхности. Иными словами, ледообразование на поверхности водного объекта начинается тогда, когда температура поверхности воды понижается до температуры замерзания и теплоотдача водной поверхности становится больше притока тепла к ней из водной толщи.

Для образования из жидкой воды твердого льда необходимо, чтобы выполнялись три физических условия: 1 ) переохлаждение воды (хотя бы незначительное); 2) наличие в переохлажденной воде зародышей или центров кристаллизации; 3) отвод скрытой теплоты кристаллизации.

В естественных водоемах и водотоках сколько-нибудь значительное переохлаждение пресной воды наблюдается редко, притом только в самой поверхностной пленке, незначительное переохлаждение воды (на 0,005—0,01°С) встречается часто. Чем спокойнее вода, тем на меньшую глубину проникает переохлаждение. На водных объектах, где наблюдается интенсивное перемешивание, переохлаждение может охватить всю толщу воды до самых придонных слоев.

Процесс образования льда на водоемах и водотоках как и на морях, можес протекать на поверхности воды,в ее толще и на дне. Лед, возникающий па поверхности воды, называется поверхностным, в толще воды — глубинным, на дне — донным. Последние два вида льда обычно объединяют под общим названием — внутриводный лед.

Основными действующими факторами в процессе формования ледяного покрова на водоемах являются интенсивность теплоотдачи с поверхности воды в атмосферу, ветровая деятельность и запас тепла в водоеме, а на реках; и скорость течения, обусловливающая интенсивность турбулентного перемещения воды. Кроме того, большую роль играют размеры и морфологические особенности котловины водоемаили русла реки. Размеры и форма водоема сказываются на ледообразовании через ветровую деятельность. Глубина водоема в основном определяет его теплозапасы, характер ледовых образований и сроки установления. Процесс ледостава на реках и озерах в тихую морозную погоду отличаются от таковых при сильно- ветреной погоде. Ледообразованиенаиболее просто и быстро 'протекает в тихую морозную погоду на прудах и малых озерах. Даже незначительное переохлаждение воды в самой тончайшей поверхностной пленке создает условия, благоприятные для образования мелких игольчатых кристаллов льда. Возникая у центров кристаллизации вблизи берегов или на самойповерхностиводы, ледяные кристаллы быстро растут в числе и.размерах и образуют несмерзшиеся скопления ледяных игл, сливающиеся с поверхностью воды. Они имеют свинцовый цвет и издали.напоминают тусклые пятна маслянистой жидкости, за что получили название сало.

При дальнейшем охлаждении в результате смерзания вдоль берегов образуются полосы из тонкого прозрачного неподвижного льда — забереги. По мере возрастания теплоотдачи забереги увеличиваются в направлении открытой части водоема, на поверхности которого в это время продолжает образовываться сало. В результате дальнейшего продвижения внутрь водоема открытая поверхность воды сокращается, одновременно уменьшается воздействие на нее ветра. При первом же штиле сало смерзается с заберегами, Водоем покрывается тонкой, зеркально гладкой поверхностью - ледяной коркой.

На средних и больших мелководных водоемах между первым появлением льда и ледоставом проходит соответственно от 3 — 15 до 5—20 дней. На крупных озерах (Онежское, Ладожское, Байкал) с огромными запасами тепла период замерзания растягивается на два-три месяца.

По-иному происходит замерзание в очень ветреную погоду. Роль ветра в процессе ледообразования велика и разнообразна. Он возбуждает и поддерживает перемешивание слоев, способствуя переохлаждению воды во всей толще, быстрому отводу в атмосферу теплоты кристаллизации. При сильном ветре и низких температурах воздуха по достижении точки замерзания ледообразование начинается сразу во всей охладившейся толще. Таким образом, ветер играет.решающую роль в образовании внутриводного льда на озерах и в водохранилищах. Но ветер может и препятствовать возникновению ледостава. Известны случаи, когда на оз. Ильмень ветер разламывал лед толщиной 20 см, а на оз. Байкал под влиянием штормов — толщиной свыше 30 см. При замерзании в ветреную погоду водоем наполняется кристаллами внутриводного льда, часть которых находится во взвешенном состоянии, а часть — у дна. Наибольшие массы внутриводного льда формируются в волноприбойных зонах крупных озер и водохранилищ. Кристаллики глубинного льда благодаря своим малым размерам не всплывают сразу на поверхность водоема, а переносятся с места на место, смерзаются при столкновении друг с другом. И только увеличившись в объеме, обладая меньшей по сравнению с водой плотностью, они в конце концов поднимаются на поверхность воды. Одновременно на мелководьях, где прежде всего возникает переохлаждение воды, на каменистых участках и песчаных грунтах кристаллизуется донный лед. По мере нарастания куски донного льда отрываются от дна и всплывают на поверхность. Процесс ледообразования ускоряется при выпадении снега, так как поверхностный слой воды 'при этом охлаждается и, кроме того, в воду поступают готовые центры кристаллизации. Комья всплывшего донного и глубинного льда, снежура и сало, смерзаясь, образуют на поверхности воды шугу — ноздреватую рыхлую непрозрачную массу льда. Под действием ветра она прибивается к заберегали и смерзается с ними.

С усилением морозов в открытой части водоема из смерзшегося сала образуются отдельные непрозрачные, белого цвета (вследствие замерзших на их поверхности наплесков) диски, достигающие в 'поперечнике 30 см и более. Это так называемый блинчатый лед. Он может образоваться и при механическом округлении мелкобитого льда во время волнения. Характерный признак блинчатого льда — наличие по краю небольшого валика белого цвета, возникающего при трении одного диска о другой.

Дальнейшее охлаждение приводит к утолщению и смерзанию отдельных дисков в небольшие льды — молодик, смерзание которых приводит к образованию больших полей. Все эти ледовые образования ветер гонит к берегу, где они смерзаются с береговым льдом. Так, от берега к центру водоема постепенно надвигается устойчивый, обычно торосистый ледяной покров.

На реках процесс замерзания идет иным порядком. В силу турбулентности потока охлаждаются не только поверхностные слои, но и вся масса текущей воды. Весь процесс замерзания рек можно разделить на три последовательные фазы.

Начальная фаза. Еще до момента, когда температура воды в живом сечении достигнет 0°С, у берегов и на мелководьях, где охлаждение вследствие слабого поперечного водообмена идет более интенсивно, об/разуются забереги. В прилегающей к заберегам зоне при дальнейшем понижении температуры воды появляется сало. Одновременно с образованием сала на дне и в толще потока появляются кристаллы внутриводного льда, из которого затем формируется шуга. С появлением сала и шуги начальная фаза замерзания рек заканчивается.

Вторая фаза. Всплывшие массы льда и сало от соприкосновения с холодным воздухом смерзаются. Вода в промежутках между льдинами замерзает, и льдины увеличиваются в размерах. Так начинается осенний ледоход. Вначале идет редкий ледоход, а затем более густой.

Третья фаза. Густота ледохода настолько увеличивается, что в сужениях русла, излучинах, на мелководных участках и т. п. образуются ледяные пробки — заторы. Важное свойство осенних заторов состоит в том, что они являются очагами формирования ледостава. В момент образования ледяного покрова на реках чередуются участки с ледоставом, ледоходом и свободные от льда пространства. Через свободные участки идет интенсивная отдача тепла рекой более холодному воздуху. Вода продолжает охлаждаться, образуются новые массы шуги, скопление которой в местах расположения излучин, сужений русла и перекатов при определенных условиях приводит к возникновению заторов.

Нарастание льда. Покрытие большой реки льдом разного возраста — местным молодым, старым транзитным и цементирующей ледяной коркой — создает в момент ледостава крайнюю неравномерность толщины льда не только вдоль, но и по ширине потока. Аналогичное явление наблюдается также на крупных озерах и водохранилищах- В течение последующих 10—'15 дней неравномерность в толщине ледяного покрова сглаживается, так как тонкий лед имеет большую теплопроводность и растет быстрее, чем толстый.

Увеличение или уменьшение толщи льда определяется тепловым балансом его нижней поверхности. Нарастание толщины ледяного покрова означает, что приток тепла к нижней поверхности меньше суммарных потерь тепла с поверхности льда. Тепловой баланс нижней поверхности льда_а состоит из суммы трех слагаемых; прихода тепла из толщи водной массы, тепла, выделяющегося при кристаллизации воды и тепла, уходящего через толщу льда к верхней его поверхности.

Таяние ледяного покрова. Весеннее разрушение льда — сложный и довольно длительный процесс, происходящий под действием тепловых и механических факторов. Тепловые факторы — это адвективное тепло воздушных масс, солнечная радиация, поступление тепла с талыми и дождевыми водами; механические —воздействие текущей воды и ветра. Весь процесс разрушения ледяного покрова можно расчленить на следующие стадии: 1) первоначальные изменения внутренней структуры льда и снега па льду; 2) таяние снега на льду; 3) таяние льда; 4) подвижка льда; 5) вскрытие и ледоход.

Тепло преимущественно адвективного происхождения повышает на сотые доли градуса температуру льда, вызывает оплывание граней кристаллов, нагревает пузырьки воздуха и другие посторонние включения во льду. Эти первоначальные, почти невидимые изменения внутренней структуры льда еще не вызывают существенного изменения его механических свойств, а как бы подготавливают лед к дальнейшему разрушению.

Таяние снега на льду производит двойную разрушительную работу. Во-первых, превращаясь в воду, слег перестает быть теплоизоляционной прослойкой, открывает лед действию солнечной радиации и делает непосредственным теплообмен его с атмосферой. Во-вторых, вода просачивает­ся через толщу льда, механически воздействует на его структуру, увеличивая размеры и количество полостей, разрабатывает полости во льду, превращая их в сплошные вертиальные капилляры. Под влиянием этого процесса лед становится рыхлым, малопрочным и даже сравнительно толстый лед в это время опасен для передвижения. После освобождения от талой воды лед имеет сотообразную, столбчатую структуру. Одновременно под действием тепла берегов и стекающей с них относительно теплой воды образуются участки чистой воды — закраины.

Анализ процесса таяния и разрушения льда показал что уменьшение его толщины определяется не только общим количеством тепла, расходуемого на таяние, но и характеромдействия на лед отдельных составляющих теплообмена. Под действием солнечной радиации таяние ледяного покрова происходит как на поверхности, так и в толще льда, в.результате внутреннего таяния во льду образуются полости, заполненные водой, уменьшение толщины льда при этом может и не происходить. Толщина льда уменьшается и при поступлении тепла к поверхностям ледяного покрова, при­чем, чем больше во льду жидкой фазы, тем меньше требуется тепла для таяния единицы объема.

Верхняя поверхность льда обменивается теплом с атмосферой тремя путями: 1) лед получает (или отдает) тепло от воздуха; 2) лед получает тепло при конденсации водяных паров или теряет его при испарении с поверхности; 3) лед обменивается теплом с атмосферой путем излучения. Но так как оно обычло бывает больше, чем встречное излучение атмосферы, то эффективное излучение, как правило, имеет отрицательный знак (лед теряет тепло).

Тепловой баланс на верхней поверхности ледяного покрова может быть как положительным, так и отрицательным. При положительном теплообмене таяние льда происходит с поверхности. Образующаяся талая вода вначале стекает с поверхности ледяного покрова по трещинам, а затем по возникающим в процессе таяния сквозным каналам. Таким образом, таяние льда с верхней поверхности — процесс необратимый, т. е. при смене знака теплообмена толщина льда с верхней поверхности нарастать не может. при отрицательном теплообмене талая вода, содержащаяся в порах льда, вновь замерзает. При длительном похолодании этот процесс может распространяться на значительную глубину — вплоть до нижней поверхности ледяного покрова. К нижней -поверхности ледяного покрова поступает часть тепла, полученного водой от подземных вод, грунта дна реки (озера, водохранилища) и солнечной радиации, проникающей сквозь лед.

3. Снеготаяние. Таяние снега в природных условиях — процесс сложный протекающий под воздействием многих факторов, в том числе и факторов местности. Тепло при таянии снежный по­кров получает через свою дневную поверхность. Теплообмен между почвой и снегом настолько мал, что им обычно можно пренебречь. Поэтому количество тепла, затрачиваемое на таяние снега в единицу времени, определяется разностью.между притоком и потерями тепла на поверхности снега. Главными метеорологическими факторами, определяющими интенсивность образования талых вод из снега, являются солнечная радиация и теплообмен с воздухом.

Основными характеристиками таяния снежного покрова являются интенсивность, продолжительность и площадь, на которой одновременно тает снег. Под интенсивностью снего­таяния понимается количество воды (в миллиметрах.слоя), образующейся в процессе таяния снега в единицу времени (обычно не менее часа), отнесенное к данной площади одновременного снеготаяния.

Различают интенсивность снеготаяния низкую (5— 7 мм/сут), среднюю (8—12 мм/сут) и высокую (выше 13— 17 мм/сут). На открытой ровной местности интенсивность снеготаяния редко превышает 25—30 мм/сут, хотя при образовании значительных проталин может достигать 50—60. Интенсивность снеготаяния в густом хвойном лесу обычно не превышает 10—12 мм/сут, но достигает иногда 20 мм/сут.

Наиболее дружное снеготаяние обычно наблюдается при запаздывании весны, когда имеет место приток значитель­ных масс теплого воздуха. При дружной и притом дождли­вой весне этот процесс протекает быстро. Известное поло­водье 1908 г., вызвавшее катастрофическое •наводнение во многих местностях центральной части европейской терри­тории России, было обусловлено именно таким типом сне­готаяния.

Непосредственные наблюдения за интенсивностью тая­ния снега на сети стационарных гидрометеорологических станций пока не ведутся. Поэтому в практике гидрофизи­ческих исследований почти всегда приходится прибегать к расчетам интенсивности снеготаяния по метеорологическим данным. Общей теоретической основой расчета интенсив­ности снеготаяния является уравнение теплового баланса тающего снежного покрова, точность которого зависит лишь от точности вычисления отдельных его компонентов.

Для расчета снеготаяния Е. Г. Попов использовал эм­пирические зависимости отдельных слагаемых теплового ба­ланса от метеорологических факторов, наблюдения за ко­торыми ведутся на метеорологических станциях.

Образовавшаяся при таянии снега вода сразу же на поверхность бассейна не поступает. Первоначально она задерживается снежной толщей и содержится в ней в виде гигроскопической, -пленочной и подвешенной капиллярной влаги, прочно удерживаемой на поверхности частиц снега и промежутках между ними молекулярными и капиллярными силами.

Водоудерживающая способность снега зависит от его структуры и плотности. Она тем выше, чем меньше.начальная плотность сухого снега перед таянием, и уменьшается процессе перекристаллизации.

Мелкозернистый снег обладает большой водоудерживающей способностью при одной и той же плотности, чем крупнозернистый, так как суммарная поверхность его зерен больше.

С появлением на поверхности почвы воды в слое снега прилегающем к почве, образуется зона капиллярного поднятия, или так называемая капиллярная кайма.Максимальная высота ее зависит от размеров пор в этом слое и составляет для мелкозернистого снега 5—6см, для среднезернистого — 2—3 см, для крупнозернистого — - около 1 см.

Лекция № 10

Дата добавления: 2014-01-11