Ухил русла. найбільш характерною ознакою всякої річки є те безперервний рух води від витоку до гирла, яке називають плином.Причина течії полягає в нахилі русла, за яким, підкоряючись силі тяжіння, вода рухається з більшою або меншою швидкістю. Що ж стосується швидкості, то вона знаходиться в прямій залежності від ухилу русла. Ухил ж русла визначається відношенням різниці висот двох пунктів до довжини ділянки, розташованої між цими пунктами. Так, наприклад, якщо від витоку Волги до Калініна 448 км,а різниця висот між витоком Волги і Калин і ном дорівнює 74,6 м,то середній ухил Волги на даній ділянці дорівнює 74,6 м,діленим на 448 км,т. е. 0,00017. Це означає, що на кожен кілометр довжини Волги на даній ділянці падіння - 17 см.

Поздовжній профіль річки. Відкладемо по горизонтальній лінії послідовно довжину різних ділянок річки, а по вертикальних лініям- висоти цих ділянок. Поєднавши кінці вертикалей лінією, ми отримаємо креслення поздовжнього профілю річки (рис. 112). Якщо не звертати особливої \u200b\u200bуваги на деталі, то поздовжній профіль більшості річок спрощено можна представити у вигляді спадаючої, злегка увігнутої кривої, нахил якої прогресивно зменшується від витоків до гирла.

Ухил поздовжнього профілю річки для різних ділянок річки неоднаковий. Так, наприклад, для верхньої ділянки Волги, як ми вже бачили, він дорівнює 0,00017, для ділянки же, розташованого між Горьким і гирлом Ками 0,00005, а для ділянки від Сталінграда до Астрахані - 0,00002.

Приблизно те ж у Дніпра, де у верхній ділянці (від Смоленська до Орші) ухил дорівнює 0,00011, а в нижній ділянці (від Каховки до Херсона) 0,00001. На ділянці ж, де розташовані пороги (від Лоцманської Кам'янки до Нікополя), середній ухил поздовжнього профілю річки 0,00042, т. Е. Майже в чотири рази більше, ніж між Смоленськом і Оршею.

Наведені приклади показують, що поздовжній профіль різних річок далеко не однаковий. Останнє зрозуміло: на поздовжньому профілі річки відбивається рельєф, геологічна будова і багато інших, географічні особливості місцевості.

Для прикладу розглянемо «щаблі» на поздовжньому профілі р. Єнісею. Тут ділянки великих ухилів ми бачимо в районі перетину Західного Саяна, потім Східного Саяна і, нарешті, у північній частині Єнісейського кряжу (рис. 112). Ступінчастий характер поздовжнього профілю р. Єнісею свідчить про те, що підняття в районах вказаних гір відбулися (геологічно) порівняно недавно, і річка ще не встигла вирівняти поздовжню криву свого русла. Те ж саме доводиться сказати про Буреинском горах, прорізати р. Амуром.

До сих пір ми говорили про поздовжньому профілі всієї річки. Але при вивченні річок іноді буває необхідно визначити ухил річки на даному невеликій ділянці. Цей ухил визначається безпосередньо шляхом нівелювання.

Поперечний профіль річки. У поперечному профілі річки ми розрізняємо дві частини: поперечний профіль річкової долини і поперечний профіль самої річки. Подання про поперечному профілі долини річки ми вже маємо. Він виходить в результаті звичайної зйомки рельєфу місцевості. Для отримання ж уявлення про профіль самої річки або, точніше, річкового русла необхідно провести заміри глибин річки.

Промери виробляються або ручним способом або механічним. Для промірів ручним способом застосовують намітку або ручної лот. Позначка є жердина з гнучкого і міцного дерева (ялина, ясен, ліщина) круглого перетину діаметром 4-5 см,довжиною від 4 до 7 м.

Нижній кінець намітки відбувається залізом (залізо оберігає від розколювання і допомагає своєю вагою). Позначка забарвлюється в білий колір і розмічається на десяті частки метра. Нульову поділку відповідає нижнього кінця намітки. При всій простоті пристрою позначка дає точні результати.

Вимірювання глибин проводиться також і ручним лотом. Плином річки лот відхиляється від вертикалі на деякий кут, що і змушує вносити відповідну поправку.

Промери на малих річках зазвичай виробляються з містків. На річках, що досягають 200-300 мширини, при швидкості течії не більше 1,5 мв с., проміри можна проводити з човна по тросу, протягненому з одного берега річки на інший. Трос повинен бути туго натягнутий. При ширині річки понад 100 мнеобхідно в середині річки ставити на якорі човен для підтримки троса.

На річках, ширина яких більше 500 ж, лінія проміру визначається створними знаками, поставленими на обох берегах, і точки промеров визначаються кутомірними інструментами з берега. Кількість промірів по створу залежить від характеру дна. Якщо рельєф дна змінюється швидко, промірів має бути більше, при одноманітності дна - менше. Зрозуміло, що чим більше промірів, тим точніше виходить профіль річки.

Для креслення профілю річки проводиться горизонтальна лінія, на якій за масштабом відкладаються точки промірів. Від кожної тічки вниз проводиться перпендикулярна лінія, на якій також за масштабом відкладаються отримані від промірів глибини. Поєднуючи нижні кінці вертикалей, ми отримуємо профіль. З огляду на те що глибина річок в порівнянні з шириною дуже невелика, при кресленні профілю вертикальний масштаб беруть більше горизонтального. Тому профіль є спотвореним (перебільшеним), але більш наочним.

Маючи профіль русла річки, ми можемо обчислити площу живого перетину (або площа водного перерізу) річки (Fm 2 ), ширину річки (В), довжину самочинного периметра річки ( Рм), найбільшу глибину (h maxм ), середню глибину річки ( h cp м) і гідравлічний радіус річки.

Живим перерізом річки називають поперечний переріз річки, заповнене водою. Профіль русла, отриманий в результаті промірів, як раз і дає уявлення про живому перетині річки. Площа живого перетину річки здебільшого обчислюється аналітично (рідше визначається за кресленням за допомогою планіметрії). Для обчислення площі живого перетину ( Fм 2) беруть креслення поперечного профілю річки, на якому вертикалі розбивають площу живого перетину на ряд трапецій, а прибережні райони мають вигляд трикутників. Площа кожної окремої фігури визначається за формулами, відомим нам з геометрії, а потім береться сума всіх цих площ.

Ширина річки просто визначається по довжині верхньої горизонтальної лінії, яка зображує поверхні річки.

змочений периметр - це довжина лінії дна річки на профілі від одного урізу берега річки до іншого. Обчислюється він шляхом додавання довжини всіх відрізків лінії дна на кресленні живого перетину річки.

гідравлічний радіус - це частка від ділення площі живого перетину на довжину самочинного периметра ( R= F/ Р м).

Середня глибина - це частка від ділення площі живого перетину

річки на ширину річки ( h ср = F/ Bм).

Для рівнинних річок величина гідравлічного радіуса зазвичай дуже близька до величини середньої глибини ( R≈ h cp).

найбільша глибина відновлюється за даними промірів.

Рівень річки. Ширина і глибина річки, площа живого перетину і інші наведені нами величини можуть залишатися незмінними лише в тому випадку, якщо рівень річки залишається незмінним. Насправді ж цього ніколи не буває, тому що рівень річки весь час змінюється. Звідси цілком зрозуміло, що при вивченні річки вимір коливання рівня річки є найважливішим завданням.

Для водомірного поста вибирається відповідну ділянку річки з прямолінійним руслом, поперечний переріз якого не ускладнене мілинами або островами. Спостереження над коливаннями рівня річки зазвичай ведеться за допомогою футштока.Футшток - це жердину або рейка, розділена на метри й сантиметри, встановлена \u200b\u200bбіля берега. За нуль футштока приймається (по можливості) найбільш низький горизонт річки в даному місці. Обраний один раз нуль залишається постійним для всіх наступних спостережень. Нуль футштока зв'язується постійним репером .

Спостереження коливань рівня зазвичай проводиться два рази на день (в 8 і 20 год). На деяких постах встановлюються самописні лімніграфи, які дають безперервну запис у вигляді кривої.

На підставі даних, отриманих зі спостережень над футшток, викреслюється графік коливання рівнів за той чи інший період: за сезон, за рік, за цілий ряд років.

Швидкість течії річок. Ми вже говорили, що швидкість течії річки знаходиться в прямій залежності від ухилу русла. Однак ця залежність не так вже проста, як вона може здатися з першого погляду.

Всякий, хто хоч трохи знайомий з річкою, знає, що швидкість течії біля берегів значно менше, ніж на середині. Особливо добре це відомо човнярам. Всякий раз, коли човняру доводиться підніматися по річці вгору, він тримається берега; коли ж йому необхідно швидко спуститися вниз, він тримається середини річки.

Більш точні спостереження, вироблені в річках і штучних потоках (мають правильне коритоподібні русло), показали, що шар води, що безпосередньо примикає до руслу, в результаті тертя об дно і стінки русла рухається з найменшою швидкістю. Наступний шар має вже велику швидкість, тому що він стикається ні з руслом (яке нерухомо), а з повільно рухається першим шаром. Третій шар має ще більшу швидкість і т. Д. Нарешті, найбільшу швидкість виявляють в частині потоку, далі все віддаленої від дна і стінок русла. Якщо взяти поперечний переріз потоку і з'єднати місця з однаковою швидкістю течії лініями (ізотахіі), то у нас вийде схема, наочно зображує розташування шарів різної швидкості (рис. 113). Це своєрідне шарувату рух потоку, при якому швидкість послідовно збільшується від дна і стінок русла до середньої частини, називають ламінарним.Типові особливості ламінарного руху можна коротко характеризувати так:

1) швидкість всіх частинок потоку має одне постійне напрямок;

2) швидкість поблизу стінки (у дна) завжди дорівнює нулю, а з віддаленням від стінок плавно зростає до середини потоку.

Однак ми повинні сказати, що в річках, де форма, напрямок і характер русла сильно відрізняються від правильного коритоподібного русла штучного потоку, правильного ламинарного руху майже ніколи не спостерігається. Уже при одному тільки вигині русла в результаті дії відцентрових сил вся система шарів різко переміщається в сторону увігнутого берега, що в свою чергу викликає ряд інших

рухів. При наявності ж виступів на дні і по краях русла виникають вихрові руху, протитечії та інші, вельми сильні відхилення, ще більш ускладнюють картину. Особливо сильні зміни в русі води відбуваються в дрібних місцях річки, де протягом розбивається на струмені, розташовані віялоподібно.

Крім форми і напрямки русла, великий вплив робить збільшення швидкості течії. Ламінарний рух навіть в штучних потоках (з правильним руслом) різко змінюється при збільшенні швидкості течії. У швидко рухомих потоках виникають поздовжні гвинтові струменя, що супроводжуються дрібними вихровими рухами і своєрідною пульсацією. Все це в значній мірі ускладнює характер руху. Таким чином, в річках замість ламинарного руху найчастіше спостерігається більш складний рух, зване турбулентним. (Детальніше на характері турбулентних рухів ми зупинимося пізніше при розгляді умов формування русла потоку.)

З усього сказаного ясно, що вивчення швидкості течії річки є справою складною. Тому замість теоретичних обчислень тут частіше доводиться вдаватися до безпосередніх вимірів.

Вимірювання швидкості течії. Найбільш простим і найдоступнішим способом вимірювання швидкості течії є вимір за допомогою поплавців.Спостерігаючи (з годинником) час проходження поплавця повз двох пунктів, розташованих за течією річки на певній відстані один проти одного, ми завжди можемо обчислити шукану швидкість. Цю швидкість зазвичай висловлюють кількістю метрів в секунду.

Зазначений нами метод дає можливість визначити швидкість тільки самого верхнього шару води. Для визначення швидкості більш глибоких шарів води вживають дві пляшки (рис. 114). При цьому верхня пляшка дає середню швидкість між обома пляшками. Знаючи середню швидкість течії води на поверхні (перший спосіб), ми легко можемо обчислити швидкість на шуканої глибині. якщо V 1 буде швидкість на поверхні, V 2 - Середня швидкість, а V - шукана швидкість, то V 2 =( V 1 + V)/2 , Звідки шукана швидкість v = 2 v 2 - v 1 .

Незрівнянно більш точні результати виходять при вимірюванні особливим приладом, що носить назву вертушки.Існує багато типів вертушок, але принцип їх пристрою однаковий і полягає в наступному. Горизонтальна вісь з лопатевим гвинтом на кінці рухомо укріплена в рамі, що має на задньому кінці рульове перо (рис. 115). Прилад, опущений в воду, підкоряючись керму, постає як раз проти течії,

і гребний гвинт починає обертатися разом з горизонтальною віссю. На осі є нескінченний гвинт, який можна з'єднати з лічильником. Дивлячись на годинник, спостерігач включає лічильник, який починає відраховувати кількість обертів. Через певний проміжок часу лічильник вимикається, і спостерігач за кількістю оборотів визначає швидкість течії.

Крім зазначених способів, застосовують ще вимір особливими батометрами, динамометрами і, нарешті, хімічними способами, Відомими нам з вивчення швидкості перебігу грунтових вод. Прикладом батометра може служити батометр проф. В. Г. Глушкова,представляє собою гумовий балон, отвір якого звернуто проти течії. Кількість води, яка встигає потрапити в балон за одиницю часу, дає можливість визначити швидкість течії. Динамометри визначають силу тиску. Сила тиску дозволяє обчислити швидкість.

Там, де необхідно отримати детальне уявлення про розподіл швидкостей в поперечному перерізі (живому перетині) річки, надходять у такий спосіб:

1. Викреслюється поперечний профіль річки, причому для зручності вертикальний масштаб береться в 10 разів більше горизонтального.

2. Проводяться вертикальні лінії по тим пунктам, в яких проводилися вимірювання швидкостей течії на різних глибинах.

3. На кожній вертикалі відзначається відповідна глибина за масштабом і позначається відповідна швидкість.

Поєднавши точки з однаковими швидкостями, ми отримаємо систему кривих (Ізотов), що дає наочне уявлення про розподіл швидкостей в даному живому перерізі річки.

Середня швидкість. Дли багатьох гідрологічних розрахунків необхідно мати дані про середньої швидкості течії води живого перетину річки. Але визначення середньої швидкості води являє собою досить складну задачу.

Ми вже говорили про те, що рух води в потоці відрізняється не тільки складністю, але і нерівномірністю, в часі (пульсація). Однак, виходячи з ряду спостережень, ми завжди маємо можливість обчислити середню швидкість течії для будь-якої точки живого перетину річки. Маючи ж величину середньої швидкості в точці, ми можемо на графіку зобразити розподіл швидкостей по взятої нами вертикалі. Для цього глибина кожної точки відкладається по вертикалі (зверху вниз), а швидкість течії по горизонталі (зліва направо). Те ж робимо і з іншими точками взятої нами вертикалі. Поєднавши кінці горизонтальних ліній (що зображують швидкості), ми отримаємо креслення, дає чітке уявлення про швидкостях течій на різних глибинах взятої нами вертикалі. Цей креслення носить назву графіка швидкостей або годографа швидкостей.

За даними численних спостережень виявилося, що для отримання повного уявлення про розподіл швидкостей течії по вертикалі досить визначити швидкості на наступних п'яти точках: 1) на поверхні, 2) на 0,2h, 3) на 0,6h, 4) на 0,8h і 5) на дні, вважаючи h - глибиною вертикалі від поверхні до дна.

Годограф швидкостей дає чітке уявлення про зміну швидкостей від поверхні до дна потоку на взятій вертикалі. Найменша швидкість у дна потоку обумовлена \u200b\u200bголовним чином тертям. Чим більше шорсткість дна, то все більше зменшуються швидкості течій. У зимовий час, коли поверхню річки покрита льодом, виникає тертя ще й об поверхню льоду, що також відбивається на швидкості течії.

Годограф швидкостей дозволяє нам обчислити середню швидкість течії річки по даній вертикалі.

Середня швидкість течії по вертикалі живого перетину потоку найпростіше визначити за формулою:

де ώ - площа годографа швидкостей, а Н - висота цієї площі. Інакше кажучи, для визначення середньої швидкості течії по вертикалі живого перетину потоку потрібно площа годографа швидкостей розділити на її висоту.

Площа годографа швидкостей визначається або за допомогою планіметрії або аналітично (т. Е. Розбиваючи на прості фігури - трикутники і трапеції).

Середня швидкість потоку визначається різними способами. найбільш простим способом є множення максимальної швидкості (V max) На коефіцієнт шорсткості (П). Коефіцієнт шорсткості для гірських річок приблизно можна вважати 0,55, для річок з руслом, вистелений гравієм, 0,65, для річок з нерівним піщаним або глинистим ложем 0,85.

для точного визначення середньої швидкості течії живого перетину потоку користуються різними форхмуламі. Найбільш уживаною є формула Шезі.

де v - середня швидкість живого перетину потоку, R - гідравлічний радіус, J - поверхневий ухил потоку і З- коефіцієнт швидкості. Але тут значні труднощі представляє визначення коефіцієнта швидкості.

Коефіцієнт швидкості визначається за різними емпіричними формулами (т. Е. Отриманим на основі вивчення та аналізу великої кількості спостережень). Найбільш простий є формула:

де п- коефіцієнт шорсткості, a R - вже знайомий нам гідравлічний радіус.

Витрата. Кількість води в м,протікає через дане живий перетин річки в секунду, називають витратою річки(Для даного пункту). теоретично витрата (А)обчислити просто: він дорівнює площі живого перетину річки ( F), помноженої на середню швидкість течії ( v), т. е а= Fv. Так, наприклад, якщо площа живого перетину річки дорівнює 150 м 2,а швидкість 3 м / сек, товитрата буде дорівнює 450 м 3в секунду. При обчисленні витрати за одиницю кількості води береться кубічний метр, а за одиницю часу - секунда.

Ми вже говорили про те, що теоретично витрата річки для того чи іншого пункту обчислити неважко. Виконати ж це завдання практично справа значно складніше. Зупинимося на найпростіших теоретичних і практичних способах, найчастіше застосовуються при вивченні річок.

Існує багато різних способів визначення витрати води в річках. Але всі їх можна розбити на чотири групи: об'ємний метод, метод змішування, гідравлічний і гідрометричних.

об'ємний спосіб з успіхом застосовується для визначення витрати самих невеликих річок (ключів і струмків) з витратою від 5 до 10 л (0,005- 0,01 м 3)в секунду. Суть його полягає в тому, що струмок запруджують і вода спускається по жолобу. Під жолоб ставиться відро або бак (в залежності від величини струмка). Обсяг судини повинен бути точно визначений. Час наповнення судини вимірюється в секундах. Частка від ділення обсягу судини (в метрах) на час наповнення судини (в секундах) як. раз і дає шукану величину. Об'ємний спосіб дає найбільш точні результати.

спосіб змішування заснований на тому, що в певному пункті річки впускается в потік розчин будь-якої солі або фарби. Визначаючи вміст солі або фарби в іншому, нижче розташованому, пункті потоку, обчислюють витрата води (найпростіша формула

де q - витрата соляного розчину, до 1 концентрація розчину солі при випуску, до 2- концентрація розчину солі в нижележащем пункті). Цей спосіб є одним з найкращих для бурхливих гірських річок.

гідравлічний спосіб заснований на застосуванні різного роду гідравлічних формул при протіканні води як через природні русла, так і штучні водозливи.

Наведемо простий приклад способу водозливу. Будується загата, верх якої має тонку стінку (з дерева, бетону). У стінці прорізаний водозлив у вигляді прямокутника, з точно визначеними размерамі.основанія. Вода переливає через водозлив, і витрата обчислюється за формулою

(т - коефіцієнт водозливу, b - ширина порога водозливу, H -напор над ребром водозливу, g -прискорення сили тяжіння), За допомогою водозливу можна з великою точністю вимірювати витрати від 0,0005 до 10 м 3 / сек.Особливо широко він застосовується в гідравлічних лабораторіях.

гідрометричних спосіб заснований на вимірюванні площі живого перетину і швидкості течії. Він є найбільш поширеним. Обчислення ведеться за формулою, про що ми вже говорили.

Сток. Кількість води, що протікає через дане живий перетин річки в секунду, ми називаємо витратою. Кількість же води, що протікає через дане живий перетин річки протягом більш довгого періоду, називають стоком.Величина стоку може бути обчислена за добу, за місяць, за сезон, за рік і навіть за ряд років. Найчастіше стік обчислюється за сезони, тому що сезонні зміни для більшості річок особливо сильні і характерні. Велике значення в географії мають величини річних стоків і особливо величина середнього річного стоку (стік, обчислений з багаторічних даних). Середній річний стік дає можливість обчислювати середня витрата річки. Якщо витрата виражається в кубічних метрах в секунду, то річний стік (щоб уникнути дуже великих чисел) виражається в кубічних кілометрах.

Маючи відомості про витрату, ми можемо отримати дані і про стік за той чи інший період часу (шляхом множення величини витрати на кількість секунд взятого періоду часу). Величину стоку в даному випадку виражається об'ємно. Сток великих річок виражається звичайно в кубічних кілометрах.

Так, наприклад, середній річний стік Волги 270 км 3,Дніпра 52 км 3,Обі 400 км 3,Єнісею 548 км 3, Амазонки 3787 км, 3і т.д.

При характеристиці річок дуже важливе значення має відношення величини стоку до кількості опадів, що випадають на площі басейну взятої нами річки. Кількість опадів, як ми знаємо, виражається товщиною шару води в міліметрах. Отже, для порівняння величини стоку з величиною опадів необхідно величину стоку висловити також товщиною шару води в міліметрах. Для цього величину стоку за даний період, виражену в об'ємних заходи, розподіляють рівномірним шаром по всій площі басейну річки, що лежить вище пункту спостереження. Ця величина, яка називається висотою стоку (А), обчислюється за формулою:

А - це висота стоку, виражена в міліметрах, Q - витрата, Т- період часу, 10 3 служить перекладом метрів в міліметри і 10 6 для перекладу квадратних кілометрів в квадратні метри.

Відношення кількості стоку до кількості опадів, що випали називають коефіцієнтом стоку.Якщо коефіцієнт стоку позначити буквою а,а кількість опадів, виражене в міліметрах, - h, то

Коефіцієнт стоку, як і будь-яке відношення, - величина абстрактна. Її можна виразити в процентах. Так, наприклад, для р. Неви А \u003d 374 мм, h \u003d 532 мм; отже, а\u003d 0,7, або 70%. В даному випадку коефіцієнт стоку р. Неви дозволяє нам сказати, що з усієї кількості опадів, що випадають в басейні р. Неви, 70% стікає в море, а 30% випаровується. Зовсім іншу картину ми спостерігаємо на р. Нілі. тут А \u003d 35 мм, h =826 мм;отже а \u003d 4%. Значить, 96% всіх опадів басейну Нілу випаровується і лише 4% доходить до моря. Вже з наведених Прикладів видно, яке величезне значення коефіцієнт стоку має для географів.

Наведемо як приклад середнє значення опадів і стоку для деяких річок Європейської частини СРСР.

У наведених нами прикладах кількість опадів, величини стоків, а, отже, і коефіцієнти стоків обчислені як середні річні на підставі багаторічних даних. Само собою зрозуміло, що коефіцієнти стоків можуть бути виведені на будь-який період часу: добу, місяць, пору року і т. Д.

У деяких випадках стік виражається кількістю літрів в секунду на 1 км 2 площі басейну. Ця величина стоку носить назву модуля стоку.

Величину середнього багаторічного стоку за допомогою ізоліній можна покласти на карту. На такій карті стік виражений модулями стоку. Вона дає уявлення про те, що середній річний стік на рівнинних частинах території нашого Союзу має зональний характер, причому величина стоку зменшується на північ. За такою карті можна бачити, яке величезне значення для стоку має рельєф.

Харчування річок. Розрізняють три основних види харчування річок: харчування поверхневими водами, харчування підземними водами і змішане харчування.

Харчування поверхневими водами можна поділити на дощове, снігове і льодовикове. Дощове живлення властиво річках тропічних областей, більшості мусонних областей, а також багатьом районам Західної Європи, Який вирізняється м'яким кліматом. Снігове живлення характерно для країн, де протягом холодного періоду накопичується багато снігу. Так само як більшість річок території СРСР. Навесні для них характерні потужні паводки. Особливо необхідно виділити снігу високих гірських країн, які найбільше води дають в кінці весни і в літній час. Це харчування, що носить назву горноснегового, близько до льодовикового харчування. Льодовики, як і гірські снігу, дають воду головним чином в літню пору.

Харчування підземними водами здійснюється двома шляхами. Перший шлях - це харчування річок більш глибокими водоносними шарами, що виходять (або, як кажуть, виклінівающіміся) в русло річки. Це досить стійке харчування для всіх пір року. Другий шлях - харчування грунтовими водами алювіальних товщ, безпосередньо пов'язаних з річкою. У періоди високого стояння води аллювий насичується водою, а після спаду вод повільно повертає річці свої запаси. Це харчування менш стійко.

Річки, які отримують своє харчування від одних поверхневих або одних підземних вод, зустрічаються рідко. Значно частіше зустрічаються річки зі змішаним харчуванням. В одні періоди року (весна, літо, початок осені) для них переважне значення мають поверхневі води, в інші періоди (взимку або в періоди посухи) грунтове харчування стає єдиним.

Можна згадати ще про річках, що харчуються конденсаційними водами, які можуть бути і поверхневими і підземними. Подібні річки частіше зустрічаються в гірських районах, де скупчення брил і каменів на вершинах і схилах конденсують вологу в помітних кількостях. Ці води можуть впливати на збільшення стоку.

Умови постачання рік в різні пори року. У зимовий час більшая частина наших річок харчується виключно грунтовими водами. Це харчування досить рівномірно, тому зимовий стік для більшості наших річок можна характеризувати як найбільш рівномірний, дуже слабо регресний від початку зими до весни.

Навесні характер стоку і взагалі весь режим річок різко змінюється. Нагромаджені за зиму опади у вигляді снігу швидко тануть, і талі води у величезній кількості зливаються в річки. В результаті виходить весняна повінь, яке в залежності від географічних умов басейну річки триває більш-менш тривалий час. Про характер весняних повеней ми будемо говорити трохи пізніше. В даному ж випадку відзначимо лише один факт: навесні до ґрунтового харчування додається величезна кількість весняних талих снігових вод, що збільшує стік у багато разів. Так, наприклад, для Ками середня витрата в весняне час перевищує зимовий витрата в 12 і навіть в 15 разів, для Оки в 15-20 разів; витрата Дніпра у Дніпропетровська навесні в деякі роки перевищує зимовий витрата в 50 разів, у дрібних річок різниця ще більша.

У літню пору харчування річок (в наших широтах) здійснюється, зодного боку, ґрунтовими водами, з іншого - безпосереднім стоком дощових вод. Згідно зі спостереженнями акад. Оппоковав басейні верхнього Дніпра цей безпосередній стік дощових вод протягом літніх місяців досягає 10%. У гірських районах, де умови стоку більш сприятливі, цей відсоток значно збільшується. Але особливо великий величини він досягає в тих районах, які відрізняються широким поширенням вічної мерзлоти. Тут після кожного дощу рівень річок швидко підвищується.

Восени в міру зниження температур випаровування і транспірація поступово зменшуються, і поверхневий стік (стік дощових вод) збільшується. В результаті восени стік, взагалі кажучи, збільшується аж до того моменту, коли рідкі атмосферні опади (дощі) змінюються твердими (снігом). Таким чином, восени, як і

ми маємо грунтове плюс дощове живлення, причому дощове поступово зменшується і до початку зими припиняється зовсім.

Такий хід харчування звичайних річок в наших широтах. У високогірних країнах влітку додаються ще талі води гірських снігів і льодовиків.

У пустельних і сухостепну областях талі води гірських снігів і льодів відіграють домінуючу роль (Аму-Дар'я, Сирдар'я і ін.).

Коливання рівнів вод в річках. Ми тільки що говорили про умови постачання рік в різні пори року і в зв'язку з цим відзначали, як змінюється стік в різні пори року. Найбільш наочно ці зміни показує крива коливання рівнів води в річках. Ось перед нами три графіка. Перший графік дає уявлення про коливання рівня річок лісової зони Європейської частини СРСР (рис. 116). На першому графіку (р. Волги) характерний

швидкий і високий підйом з тривалістю близько 1/2 місяці.

Тепер зверніть увагу на другий графік (рис. 117), характерний для річок тайговій зони Східного Сибіру. Тут різкий підйом навесні і ряд підйомів влітку в зв'язку з дощами і наявністю вічної мерзлоти, що збільшує швидкість стоку. Наявність тієї ж мерзлоти, що знижує зимовий грунтове харчування, призводить до особливо низького рівня води в зимовий період.

На третьому графіку (рис. 118) крива коливань рівня річок тайговій зони Далекого Сходу. Тут в зв'язку з мерзлотою той же дуже низький рівень в холодний період і безперервні різкі коливання рівня в теплі періоди. Вони обумовлюються навесні верб початку літа таненням снігів, а пізніше дощами. Наявність гір і вічної мерзлоти прискорює стік, що особливо різко позначається на коливанні рівня.

Характер коливання рівнів однієї і тієї ж річки в різні роки неоднаковий. Ось перед нами графік коливання рівнів р. Ками для різних років (рис. 119). Як бачите, річка в різні роки має досить різний характер коливань. Правда, тут обрані роки найбільш різких відхилень від норми. Але ось перед нами другий графік коливань рівнів р. Волги (рис. 116). Тут все коливання однотипні, але розмах коливань і тривалість розливу дуже різні.

На закінчення необхідно сказати, що вивчення коливання рівнів річок, крім наукового значення, має також величезне практичне значення. Знесені мости, зруйновані греблі і прибережні споруди, затоплені, а іноді зовсім зруйновані і змиті селища вже давно змусили людину уважно поставитися до цих явищ і зайнятися їх вивченням. Не дивно, що спостереження за коливаннями рівнів річок ведуться з глибокої давнини (Єгипет, Месопотамія, Індія, Китай і т. Д.). Річкове судноплавство, будівництво доріг, і особливо залізниць, зажадало більш точних спостережень.

Спостереження над коливаннями рівнів річок у нас в Росії почалося, мабуть, дуже давно. У літописах, починаючи з XV в., ми зустрічаємо нерідко вказівки на висоту розливів р. Москви і Оки. Спостереження над коливаннями рівня Москви-ріки проводилися вже щодня. З початку XIX в. щоденні спостереження проводилися вже на всіх великих пристанях всіх судноплавних річок. З року в рік кількість гідрометричних станцій безперервно зростала. У дореволюційний час у нас в Росії існувало понад тисячу водомірних постів. Але особливого розвитку ці станції досягли за радянських часів, що легко бачити з наведеної таблиці.

Весняна повінь. У період весняного танення снігів рівень води в річках різко підвищується, і вода, переповняючи зазвичай русло, виходить з берегів і нерідко заливає заплаву. Це явище, характерне для більшості наших річок, носить назву весняної повені.

Час настання повені залежить від кліматичних умов місцевості, а тривалість періоду повені, крім того, від розмірів басейну, окремі частини якого можуть знаходитися при різних кліматичних умовах. Так, наприклад, для р. Дніпра (за спостереженнями у м.Києва) тривалість водопілля від 2,5 до 3 місяців, тоді як для приток Дніпра - Сули і Псла - тривалість водопілля всього близько 1,5-2 місяців.

Висота весняної повені залежить від багатьох причин, але найголовнішими з них є: 1) кількість снігу в басейні річки до початку танення і 2) інтенсивність весняного танення.

Деяке значення має також ступінь насиченості водою ґрунту в басейні річки, мерзлота або Талосто грунтів, весняні опади тощо.

Для більшості великих річок Європейської частини СРСР характерний весняний підйом води до 4 м.Однак в різні роки висота весняної повені схильна до дуже сильним коливанням. Так, наприклад, для Волги у м Горького підйоми води доходять до 10-12 м,у м Ульяновська до 14 м;для р. Дніпра за 86 років спостережень (з 1845 по 1931 р) від 2,1 мдо 6-7 і навіть 8,53 м(1931 р).

Найбільш високі підйоми води призводять кнаводненіям, які завдають великої шкоди населенню. Прикладом може служити повінь в Москві 1908 року, коли значна частина міста і полотно Московсько-Курської залізниці на десятки кілометрів опинилися під водою. Дуже сильна повінь випробував ряд волзьких міст (Рибінськ, Ярославль, Астрахань і ін.) В результаті надзвичайної високого підйому води р. Волги навесні 1926 р

На великих сибірських річках у зв'язку з заторами підйом води доходить до 15-20 і більше метрів. Так, на р. Єнісеї до 16 м,а на р. Олені (у Булун) до 24 м.

Паводки. Крім періодично повторюваних весняних повеней, спостерігаються ще раптові підйоми води, викликані або випаданням сильних дощів, або будь-якими іншими причинами. Ці раптові підйоми води в річках на відміну від періодично повторюваних весняних повеней називають паводками.Паводки на відміну від повеней можуть мати місце в будь-який час року. В умовах рівнинних областей, де ухил річок дуже невеликий, ці паводки можуть викликати різкі підвищення 1 рівнів головним чином в невеликих річках. У гірських умовах паводки проявляються і на більш великих річках. Особливо сильні паводки спостерігаються у нас на Далекому Сході, де, крім гірських умов, ми маємо раптові тривалі зливи, що дають за один-два дні більше 100 ммопадів. Тут літні паводки нерідко приймають характер сильних, іноді згубних повеней.

Відомо, що на висоту повеней і характер стоку взагалі величезний вплив роблять лісу. Вони перш за все забезпечують повільне танення снігу, що подовжує тривалість водопілля і знижує висоту паводку. Крім того, лісова підстилка (опале листя, хвоя, мохи і т. Д.) Зберігає вологу від випаровування. В результаті коефіцієнт поверхневого стоку в лісі в три-чотири рази менше ніж на ріллі. Звідси і висота паводка зменшується до 50%.

З метою зменшення розливів і взагалі регулювання стоку у нас в СРСР урядом звернуто особливу увагу на збереження лісів в районах харчування річок. Постановою (від 2 /VII1936 г.) передбачено збереження лісів по обидва береги річок. При цьому в верхніх течіях річок повинні зберігатися смуги лісу в 25 км ширини, а в нижньому течії 6 км.

Можливості подальшої боротьби з розливами і розвиток заходів з регулювання поверхневого стоку в нашій країні, можна сказати, необмежені. Створення лісових полезахисних смуг і водосховищ регулює стік на величезних просторах. Створення величезної мережі каналів і колосальних водосховищ ще більшою мірою підпорядковує стік волі і найбільшої вигоди людини соціалістичного суспільства.

Межень. У період, коли річка живе майже виключно за рахунок харчування грунтовими водами при відсутності харчування дощовими водами, рівень річки є найбільш низьким. Цей період найбільш низького стояння рівня вод в річці зветься межені.Початком межені вважають кінець спаду весняної повені, а кінцем межені - початок осіннього підйому рівня. Значить, межень або меженний період для більшості наших річок відповідає літнього періоду.

Замерзання річок. Річки холодних і помірних країн в холодний період року покриваються льодом. Замерзання річок починається звичайно біля берегів, де найбільш слабка течія. Надалі на поверхні води з'являються кристалики і крижані голки, які, збираючись у великій кількості, утворюють так зване «сало». У міру подальшого охолодження води в річці з'являються крижини, кількість яких поступово збільшується. Іноді суцільний осінній льодохід триває кілька днів, а при тихій морозній погоді річка «встає» досить швидко, особливо на поворотах, де накопичується велика кількість крижин. Після того як річка вкрилася льодом, вона переходить на харчування грунтовими водами, причому рівень води нерідко знижується, а лід на річці прогинається.

Лід шляхом наростання знизу, поступово потовщується. Товщина крижаного покриву в залежності від умов клімату може бути дуже різна: від декількох сантиметрів до 0,5- 1 м,а в деяких випадках (в Сибіру) до 1,5 2 м.Від танення і замерзання снігу лід може потовщуватись і зверху.

Виходи великої кількості джерел, що приносять більш теплу воду, в деяких випадках призводять до утворення «ополонки», т. Е. Незамерзаючої ділянки.

Процес замерзання річки починається охолодженням верхнього шару води і утворенням тонких плівок льоду "відомих під назвою сала.В результаті турбулентного характеру течії відбувається перемішування води, що призводить до охолодження всієї маси води. При цьому температура води може бути трохи нижче 0 ° (на р. Неві до - 0 °, 04, на р. Єнісеї -0 °, 1): переохолодження вода створює сприятливі умови для утворення кристалів льоду, в результаті чого виникає так званий глибинний лід.Глибинний лід, що утворився на дні, називається донним льодом.Глибинний лід, що знаходиться в підвішеному стані, називають шугой.Шуга може перебувати в підвішеному стані, а також спливати на поверхню.

Донний лід, поступово наростаючи, відривається від дна і в силу своєї меншої щільності спливає на поверхню. При цьому донний лід, відриваючись від дна, захоплює з собою і частину грунту (пісок, гальку і навіть каміння). Донний лід, що сплив на поверхню, також називають шугой.

Прихована теплота льодоутворення швидко витрачається, і вода річки весь час, аж до утворення крижаного покриву, залишається переохолодженої. Але як тільки виникає крижаний покрив, втрата тепла в повітря в значній мірі припиняється і вода більше вже не переохолоджується. Зрозуміло, що і освіту кристалів льоду (а отже, і глибинного льоду) припиняється.

При значній швидкості течії освіту крижаного покриву сильно сповільнюється, що в свою чергу призводить до утворення глибинного льоду в величезних кількостях. Як приклад можна вказати на р. Ангару. Тут шуга. і. донний лід, забиваючи русло, утворюють зажори. Закупорка русла призводить до високого підйому рівня води. Після утворення крижаного покриву процес утворення глибинного льоду різко скорочується, і рівень річки швидко знижується.

Освіта крижаного покриву починається з берегів. Тут при меншій швидкості течії швидше утворюється лід (зберігає). Але цей лід нерідко захоплюється течією і разом з масою шуги обумовлює так званий осінній льодохід.Осінній льодохід іноді супроводжується заторами,т. е. освітою крижаних гребель. Затори (як і зажори) можуть викликати значні підйоми води. Затори виникають звичайно в звужених ділянках річки, на крутих поворотах, на перекатах, а також у штучних споруд.

На великих річках, що течуть на північ (Об, Єнісей, Лена), пониззя річок замерзають раніше, що сприяє утворенню особливо потужних заторів. Піднімається при цьому рівень вод у деяких випадках може створити умови для виникнення зворотних течій в нижніх ділянках приток.

З моменту утворення крижаного покриву річка вступає в період льодоставу. З цього моменту лід повільно наростає знизу. На товщину крижаного покриву, крім температур, великий вплив надає сніговий покрив, що оберігає поверхню річки від охолодження. В середньому товщина льоду на території СРСР досягає:

Ополонки. Нерідкі випадки, коли деякі ділянки річки взимку не замерзають. Ці ділянки називають ополонками.Причини їх утворення різні. Найчастіше вони спостерігаються на ділянках швидкої течії, на місці виходу великої кількості джерел, на місці спуску фабричних вод і ін. В деяких випадках подібні ділянки спостерігаються також при виході річки з глибокого озера. Так, наприклад, р. Ангара при виході з оз. Байкал кілометрів на 15, а в деякі роки навіть на 30, не замерзає зовсім (Ангара "підсмоктує» теплішу воду Байкалу, яка нескоро потім охолоджується до точки замерзання).

Розтин річок. Під впливом весняних сонячних променів сніг на льоду починає танути, в результаті чого на поверхні льоду утворюються галактика скупчення води. Потоки води, що стікають з берегів, підсилюють танення льоду особливо біля берегів, що призводить до утворення закраин.

Зазвичай перед початком розтину спостерігається переміщення льоду.При цьому лід починає рухатися, то зупиняється. Момент зрушень є найбільш небезпечним для споруд (гребель, дамб, мостових підвалин). Тому близько споруд лід завчасно обколюють. Починається підйом вод зламує льоди, що в кінцевому підсумку призводить до льодоходу.

Весняний льодохід зазвичай буває багато сильніше осіннього, що обумовлюється значно більшою кількістю води і льоду. Крижані затори навесні також більше осінніх. Особливо великих розмірів вони досягають на північних річках, де розтин річок починається зверху. Принесені річкою льоди затримуються на нижче розташованих ділянках, де лід ще міцний. В результаті утворюються потужні крижані греблі, які за 2-3 години піднімають рівень води накілька метрів. Наступний прорив греблі викликає дуже сильні руйнування. Наведемо приклад. Річка Об розкривається у Барнаула в кінці квітня, а у Салехарда на початку червня. Товщина льоду у Барнаула близько 70 см, а в пониззі Обі близько 150 см.Тому явище заторів тут зовсім звичайно. При утворенні заторів (або, як тут називають, «зажоров») рівень вод за 1 годину піднімається на 4-5 мі так само швидко знижується після прориву крижаних гребель. Грандіозні потоки води і льоду можуть знищувати ліси на великих площах, руйнувати берега, прокладати нові русла. Затори можуть легко руйнувати навіть найміцніші споруди. Тому при плануванні споруд необхідно враховувати місця споруд, тим більше, що затори зазвичай бувають на одних і тих же ділянках. Для захисту споруд або зимових стоянок річкового флоту лід на даних ділянках зазвичай вибухає.

Підйом води при заторах на Обі досягає 8-10 м, а в низинах р. Олени (у м Булун) - 20-24 м.

Гідрологічний рік. Сток і інші характерні риси життя річок, як ми вже бачили, в різні пори року різні. Однак пори року в житті річки не збігаються зі звичайними календарними порами року. Так, наприклад, зимовий сезон для річки починається з того моменту, коли дощове живлення припиняється і річка переходить до зимового грунтовому харчуванню. У межах території СРСР цей момент в північних районах настає в жовтні, а в південних в грудні. Таким чином, одного точно встановленого моменту, відповідного для всіх річок СРСР, не існує. Те ж саме треба сказати і щодо інших сезонів. Само собою зрозуміло, що початок року в житті річки, або, як кажуть, початок гідрологічного року не може збігатися з початком календарного року (1 січня). Початком гідрологічного року вважають момент переходу річки до виключно грунтовому харчуванню. Для різних місць території навіть одного нашої держави початок гідрологічного року не може бути один і той же. Для більшості річок СРСР початок гідрологічного року припадає на період від 15 /XIдо 15 / ХII.

Кліматична класифікація річок. Вже з того, що було сказано прорежимі річок в різні пори року, ясно, що клімат впливає на річки. Досить, наприклад, порівняти річки Східної Європи з річками Західної і Південної Європи, щоб помітити різницю. Наші річки замерзають на зиму, розкриваються навесні і дають виключно високий підйом води в період весняної повені. Річки Західної Європи дуже рідко замерзають і майже не дають весняних розливів. Що ж стосується річок Південної Європи, то вони зовсім не замерзають, і самий високий рівень вод мають в зимовий час. Ще більш різку різницю ми знаходимо між річками інших країн, що лежать в інших кліматичних областях. Досить згадати річки мусонних областей Азії, річки північній, центральній і південній Африки, річки Південної Америки, Австралії і т. Д. Все це разом узяте дало підставу нашому кліматології Воєйкова класифікувати річки в залежності від тих кліматичних умов, в яких вони знаходяться. Відповідно до цієї класифікації (дещо зміненій пізніше) все річки Землі діляться на три типи: 1) річки, що харчуються майже виключно талими водами снігів і льодів, 2) річки, що харчуються тільки дощовими водами, і 3) річки, які отримують воду обома способами, зазначеними вище .

До річок першого типу відносяться:

а) річки пустель, оточених високими горами зі сніговими вершинами. Прикладами можуть служити: Сирдар'я, Аму-Дар'я, Тарим і ін .;

б) річки полярних областей (північній Сибіру і Північної Америки), що знаходяться головним чином на островах.

До річок другого типу відносяться:

а) річки Західної Європи з більш-менш рівномірним дощовим живленням: Сена, Майн, Мозель і ін .;

б) річки середземноморських країн із зимовим розливом: річки Італії, Іспанії ін .;

в) річки тропічних країн і мусонних областей з літніми розливами: Ганг, Інд, Ніл, Конго та ін.

До річок третього типу, що живиться як талої, так і дощовою водою, відносяться:

а) річки Східно-Європейської, чи Російської, рівнини, Західному Сибіру, \u200b\u200bПівнічної Америки та інші з весняним розливом;

б) річки, які отримують харчування з високих гір, з весняним і літнім розливом.

Існують і інші більш нові класифікації. Серед них слід відзначити класифікацію М. І. Львовича,який взяв в основу ту ж класифікацію Воєйкова, але в цілях уточнення взяв до уваги не тільки якісні, а й кількісні показники джерел живлення річок і сезонний розподіл стоку. Так, наприклад, він бере величину річного стоку і визначає, який відсоток стоку обумовлюється тим або іншим джерелом живлення. Якщо величина стоку будь-якого джерела більше 80%, то цього джерела надається виключне значення; якщо величина стоку від 50 до 80%, то - переважне; менше 50% -переважають. В результаті у нього виходить 38 груп водного режиму річок, які об'єднуються в 12 типів. Ці типи наступні:

1. Амазонский тип - майже виключно для зрошення і переважання осіннього стоку, т. Е. В ті місяці, які в помірному поясі вважаються осінніми (Амазонка, Ріо-Негро, Блакитний Ніл, Конго та ін.).

2. Нігеріанскій тип - переважно дощове живлення з переважанням осіннього стоку (Нігер, Луалаба, Ніл і ін.).

3. Меконгский тип - майже виключно для зрошення з переважанням річного стоку (Меконг, верхів'я Мадейри, Мараньона, Парагваю, Парани і ін.).

4. Амурський - переважно дощове живлення з переважанням річного стоку (Амур, Витим, верхів'я Олекми, Яни і ін.).

5. Середземноморський - виключно або переважно дощове живлення і панування зимового стоку (Мозель, Рур, Темза, Агри в Італії, Альма в Криму та ін.).

6. Одеріанскій - переважання дощового харчування і весняного стоку (По, Тиса, Одер, Морава, Ебро, Огайо і ін.).

7. Волзький - в основному снігове живлення з переважанням весняного стоку (Волга; Міссісіпі, Москва, Дон, Урал, Тобол, Кама і ін.).

8. Юконскій - переважна снігове живлення і панування річного стоку (Юкон, Кола, Атабаска, Колорадо, Вилюй, Пясина і Др.).

9. Нурінскій - переважання снігового харчування і майже виключно весняний стік (Нура, Еруслан, Бузулук, Б. Узень, Інгулець та ін.).

10. Гренландский - виключно льодовикове харчування і короткочасний стік влітку.

11. Кавказький - переважна або переважно льодовикове харчування і панування річного стоку (Кубань, Терек, Рона, Інн, Ааре і ін.).

12. Лоанскій - виняткове або переважне харчування за рахунок підземних вод і рівномірний розподіл стоку протягом року (р. Лоа в північній частині Чилі).

Багато річки, особливо ті, які мають велику довжину і велику площу харчування, можуть виявитися окремими своїми частинами в різних групах. Так, наприклад, річки Катунь і Бія (від злиття яких утворюється Об) харчуються головним чином талими водами гірських снігів і льодовиків з підйомом води влітку. У тайговій зоні притоки Обі харчуються талими сніговими і дощовими водами з розливами навесні. У пониззі Обі притоки відносяться до річок холодного пояса. Річка Іртиш сама по собі має складний характер. Все це, звичайно, необхідно враховувати.

- Джерело-

Половинкин, А.А. Основи загального землезнавства / А.А. Половінкін.- М .: Державне навчально-педагогічне видавництво міністерства освіти РРФСР, 1958.- 482 с.

Post Views: 55

Рух рідини по трубах.
Залежність тиску рідини від швидкості її течії

Стаціонарна течія рідини. рівняння нерозривності

Розглянемо випадок, коли невязкая рідина тече по горизонтальній циліндричній трубі із змінним поперечним перерізом.

Перебіг рідини називають стаціонарним, Якщо в кожній точці простору, займаного рідиною, її швидкість з плином часу не змінюється. При стаціонарному перебігу через будь-який поперечний переріз труби за рівні проміжки часу переносяться однакові обсяги рідини.

рідини практично нестисливі, Т. Е. Можна вважати, що дана маса рідини завжди користується незмінним обсяг. Тому однаковість обсягів рідини, що проходять через різні перетину труби, означає, що швидкість течії рідини залежить від перетину труби.

Нехай швидкості стаціонарного течії рідини через перетину труби S1 і S2 рівні відповідно v1 і v2. Обсяг рідини, що протікає за проміжок часу t через перетин S1, дорівнює V1 \u003d S1v1t, а об'єм рідини, що протікає за той же час через перетин S2, дорівнює V2 \u003d S2v2t. З рівності V1 \u003d V2 слід, що

Співвідношення (1) називають рівнянням нерозривності. З нього випливає, що

отже, при стаціонарному перебігу рідини швидкості руху її частинок через різні поперечні перерізи труби обернено пропорційні площам цих перерізів.

Тиск в рідині, що рухається. закон Бернуллі

Збільшення швидкості течії рідини при переході з ділянки труби з більшою площею поперечного перерізу в ділянку труби з меншою площею поперечного перерізу означає, що рідина рухається з прискоренням.

Згідно з другим законом Ньютона, причиною прискорення є сила. Цією силою в даному випадку є різниця сил тиску, що діють на поточну рідину в широкій і вузькій частинах труби. Отже, в широкій частині труби тиск рідини має бути більше, ніж у вузькій. Це можна безпосередньо спостерігати на досвіді. На рис. показано, що на ділянках різного поперечного перерізу S1 і S2 в трубу, по якій тече рідина, вставлені манометрические трубки.

Як показують спостереження, рівень рідини в манометричної трубці у перетину S1 труби вище, ніж у перетину S2. Отже, тиск в рідині, що протікає через перетин з більшою площею S1, вище, ніж тиск в рідині, що протікає через перетин з меншою площею S2. отже, при стаціонарному перебігу рідини в тих місцях, де швидкість течії менше, тиск в рідині більше і, навпаки, там, де швидкість течії більше, тиск в рідині менше. До цього висновку вперше прийшов Бернуллі, тому даний закон називається законом Бернуллі.

Розбирання вирішення завдань:

ЗАВДАННЯ 1. Вода тече в горизонтально розташованої трубі змінного перерізу. Швидкість течії в широкій частині труби 20 см / с. Визначити швидкість течії води у вузькій частині труби, діаметр якої в 1,5 рази менше діаметра широкої частини.

ЗАВДАННЯ 2. У горизонтально розташованої трубі перетином 20 см2 тече рідина. В одному місці труба має звуження перетином 12 см2. Різниця рівнів рідини в манометричних трубках, встановлених в широкій і вузькій частинах труби, дорівнює 8 см. Визначити об'ємну витрату рідини за 1 с.

ЗАВДАННЯ 3. До поршня спринцівки, розташованої горизонтально, прикладена сила 15 Н. Визначити швидкість витікання води з наконечника спринцівки, якщо площа поршня 12 см2.

гідрологія 2012

Лекція 8. СПЕЦІАЛЬНІ ПИТАННЯ гідрології РЕК І ВОДОЙМ

питання:

Рух води в річках

Рух наносів в річках

руслових процесів

Термічний і льодовий режим річок та водойм

Озера і їх морфометричні характеристики

1. Рух води в річках.

Рух води в річках відбувається під дією сили тяжіння при наявності поздовжнього ухилу або напору. Швидкість течії залежить від співвідношення горизонтальної складової сили тяжіння, яка визначається ухилом і різницею напорів, і сили тертя, яка визначається взаємодією між частинками всередині потоку і частинками і дном.

Для річок характерний турбулентний режим руху води, відмінною рисою якого є пульсація швидкості або зміна її в часі в кожній точці за значенням і напрямку щодо середнього значення.

Внаслідок нерівномірності втрат по ширині русла швидкості течії розподілені в річковому потоці нерівномірно: найбільші швидкості спостерігаються на поверхні потоку над найбільш глибокої частиною русла, найменші - у дна і берегів. У найбільш часто зустрічаються умовах закономірний розподіл швидкостей течії епюра (графік розподілу) середніх швидкостей по глибині річкового потоку має максимум (u max) поблизу поверхні, швидкість, близьку до середньої на вертикалі, - на глибині 0,6h від дна (h - повна глибина ) і мінімум (u min), що не рівний нулю, - у дна (рис. 8.1, а ).

Мал. 8.1. Вертикальний розподіл швидкостей течії в річковому потоці:

а - типове; 6-під крижаним покривом; в - під шаром внутрішньоводного льоду (шуги); г - при попутному і зустрічному вітрі; д при впливі рослинності; е - при впливі нерівностей дна; 1 -ледяной покрив; 2-шар шуги; V-напрям вітру; u max - максимальна швидкість течії; -і - зворотна течія

Однак під впливом крижаного покриву, вітру, рослинності, нерівностей рельєфу дна і берегів цей розподіл швидкостей порушується (рис. 8.1, б -e).

Середню швидкість течії в поперечному перерізі v розраховують за відомими витраті води - Q і площі поперечного перерізу -  за формулою: v \u003d Q / .

Найбільш прості закономірності спостерігаються при рівномірному русі рідини в руслі, близькому до прямолінійного. У цьому випадку середня швидкість течії в руслі може описана формулою Шезі.

, (8.1)

де C - коефіцієнт Шезі;

h ср - середня глибина в руслі, м;

I - ухил водної поверхні.

При співвідношенні ширини русла (В) і середньої глибини (h ср) менше 10 замість h ср використовують гідравлічний радіус R \u003d  /  ( - площа живого перетину, - змочений периметр).

Коефіцієнт Шезі обчислюють за емпіричними формулами, серед яких найбільш поширені

формула Маннинга (для річок):

C \u003d h ср 1/6 / n. (8.2)

формула Павловського (для штучних водотоків - каналів, канав):

C \u003d (1 / n) R y / n (8.3)

y \u003d 0,37 + 2,5
- 0,75(
-0,1) 
,

де n - коефіцієнт шорсткості, який знаходять за спеціальними таблицями (в Росії - за таблицями Срібного, Карасьова, в США - таблицями Бредлі).

Для рівних незарослий русел з піщаним дном п \u003d 0,020 - 0,023; для звивистих русел з нерівним дном n \u003d 0,023-0,033; для заплав, зарослих чагарником, п \u003d 0,033 - 0,045.

Формула Шезі показує, що швидкість течії в річковому потоці тим більше, чим більше глибина русла і ухил водної поверхні і менше шорсткість русла.

Шляхом множення обох частин формули Шезі на площу поперечного перерізу  з урахуванням формули (8.1) можна отримати формулу для визначення витрати води:

. (8.4)

Якщо морфометрические характеристики річкового потоку змінюються по довжині річки, то рух річкового потоку буде нерівномірне і швидкість течії буде змінюватися уздовж річки. На невеликій ділянці річки, де витрата не змінюється із закону збереження маси речовини можна записати рівняння безперервності

 1 v 1 =  2 v 2 = Q= const. (8.5)

Звідси випливає, що збільшення площі поперечного перерізу вздовж річки (від створу 1 до створу 2) спричинить за собою зменшення на даній ділянці швидкості течії, як, наприклад, в межень на плесі, зменшення ж площі поперечного перерізу вздовж річки призведе до збільшення на цій ділянці швидкості течії, як, наприклад, в межень на перекатах.

У разі нерівномірного руху ухил водного дзеркала вже не буде дорівнює ухилу дна, тому уздовж річки можуть спостерігатися явища підпору (збільшення глибини води зі збільшенням відстані) або явища спаду (зменшення глибини зі збільшенням відстані). Причиною нерівномірного руху можуть бути різні споруди, які зводяться в руслі річки - греблі, дамби, мостові переходи, випрямлення і розчищення русел річок.

Більш складні випадки руху виникають на повороті русла, де поряд з силою тяжіння на швидкість течії впливає відцентрова сіла.Етопріводіт до відхилення течії в поверхневих шарах в сторону увігнутого берега, що створює поперечний перекіс рівня води. В результаті надлишку гідростатичного тиску у увігнутого берега в придонних шарах виникає течія, направлена \u200b\u200bв сторону опуклого берега. Складаючись з основним поздовжнім перенесенням води в річці, різноспрямовані течії на поверхні і у дна створюють спиралевидное рух води на вигині річкового русла - поперечну циркуляцію (рис.8.2).

Рис.8.2. Схема поперечної циркуляції на вигині річкового потоку в плані (а) і поперечному розрізі (б) і схема діючих сил (в):

1 - поверхневі струмені; 2) придонні струменя.

Поперечний ухил ( I поп = sin ), Який виникає на повороті русла, може бути встановлений за формулою

. (8.6)

де v-середня швидкість течії;

g - прискорення вільного падіння, м / с2;

r - радіус вигину русла.

Величина перекосу рівня між обома берегами (  H поп) дорівнює

H поп = I поп В, (8.7)

де В- ширина русла.

приклад. При швидкості v \u003d 1 м / с, r \u003d 100 м, B \u003d 50 м, величина I поп=0,001,  H поп = 0,05 м.

Поряд з силою тяжіння, силою тертя і доцентровою силою на частинки рідини діє сила обертання Землі.

Внаслідок добового обертання Землі з кутовий швидкістю  \u003d 2 / 86400 \u003d 0,0000729 рад / с, яка матеріальна точка, що рухається до Землі зі швидкістю v, відчуває додаткове прискорення () .Сіла, що відповідає даному прискоренню, називається силою Коріоліса (F коріол), і дорівнює

F коріол \u003d m г \u003d 2 mvsin. (8.8)

Сила Коріоліса направлена \u200b\u200bв північній півкулі під прямим кутом вправо до напрямку руху частинки, в південній півкулі - вліво.

Поперечний ухил, що викликається силою Коріоліса, дорівнює

I коріол \u003d v sin / 67200, (8.9)

Для північної широти  \u003d 45 sin \u003d 0,707 I коріол \u003d v / 95000, при v \u003d 1 м / с I коріол \u003d 1,0510 -5. При ширині річки B \u003d 50 м перепад рівня H \u003d 0,00052 м (0,05 см), що в 100 разів менше ухилу за рахунок відцентрової сили. Найбільш сильний вплив сили Коріоліса проявляється для великих річок (Волга, Дніпро, Єнісей, Об і ін), що було свого часу виявлено російським академіком, натуралістом К. Бером. Однак, через свою малість сила Корріоліса, не враховується в гідравлічних розрахунках.

Рух наносів в річках

Поряд з водою в річках рухаються наноси і розчинні домішки. Головними джерелами надходження наносів в річки служать поверхню водозборів, піддається ерозії або процесу руйнування ґрунтів і ґрунтів проточною водою і вітром в період дощів і сніготанення, і самі русла річок, розмивні річковим потоком.

Ерозія поверхні водозборів - процес складний, що залежить як від еродують здатності стікають по його поверхні дощових і талих вод, так і від протиерозійної стійкості ґрунтів і ґрунтів водозбору. Ерозія поверхні водозборів (і надходження її продуктів в річки) зазвичай тим більше, чим сильніше дощі і інтенсивніше сніготанення, чим більше нерівності рельєфу, пухкі грунти (найбільш легко піддаються ерозії лесові ґрунти), менш розвинений рослинний покрив, сильніше розораність схилів. Ерозія річкових русел тим сильніше, чим більше швидкості течії в річках і менш стійкі грунти, що складають дно і береги. Частина наносів надходить в русло річок при абразії (хвильовому руйнуванні) берегів водосховищ і річкових берегів на широких плесах. Наноси, що складають дно річок, називають донними відкладеннями,або аллювием.

Найбільш важливі характеристики наносів наступні:

геометрична крупність,виражається через діаметр частинок наносів (D мм);

гідравлічна крупність,т. е. швидкість осадження частинок наносів в нерухомій воді (w, мм / с, мм / хв);

щільність частинок(Р н, кг / м 3), що дорівнює для найбільш поширених кварцових песков2650 кг / м 3;

щільність відкладень (Щільність грунту) (р отл, кг / м 3), що залежить від щільності частинок і пористості грунту згідно з формулою (щільність мулистих відкладень на дні річок зазвичай становить в середньому 700-1000 кг / м 3, піщаних 1500-1700, сме ­ шанних 1000-1500 кг / м 3);

концентрація (Зміст) наносів в потоці, яку можна уявити як в відносних величинах (відношення маси або обсягу наносів до маси або об'єму води), гак і в абсолютних величинах; в останньому випадку використовують поняття каламутність води (s, г / м 3, кг / м 3), яка обчислюється за формулою

де m- маса наносів в пробі води; V- обсяг проби води. Каламутність визначають шляхом фільтрування відібраних за допомогою пітометров проб води та зважування фільтрів.

Найбільшу концентрацію наносів (каламутність води) мають річки з паводковий режимом і що протікають в умовах посушливого клімату і легкоразмиваемих грунтів. Самі каламутні ріки на Землі - Терек, Сулак, Кура, Амудар'я, Ганг, Хуанхе. Середня річна каламутність річок Терека, Амудар'ї і Хуанхе в умовах природного режиму становила, наприклад, 1,7; 2,9 і 25,8 кг / м 3 відповідно. Під час повені каламутність води Хуанхе досягала 250 кг / м 3! В даний час каламутність перерахованих річок стала помітно менше. Для порівняння наведемо дані про середній річній каламутності води у Волзі в її пониззі: до зарегулювання річки вона дорівнювала близько 60 г / м 3, а після зарегулювання зменшилася до 25-30 г / м 3.

За характером переміщення в річках наноси поділяють на два основних типи - зважені і ваблені. Проміжним типом є сальтірующіе наноси, рухомі стрибкоподібно в придонному шарі; наноси цієї проміжної групи умовно об'єднують з ваблених.

Ваблені наноси -це наноси, що переміщаються річковим потоком в придонному шарі і рухомі ковзанням, перекочування або сальтація. Шляхом потягу по дну переміщаються найбільші частки наносів (пісок, гравій, галька, валуни).

Таким чином, критерієм початку руху ваблених наносів в річках є умова

(8.11)

де u дно - фактична придонна швидкість течії.

Між «початковою швидкістю» і обсягом або вагою переміщаються частинок:

F g ~ D "~ u 6 дно0. (8.12)

Ця формула отримала назву закону Ері, який стверджує, що вага ваблених наносів пропорційний шостого ступеня швидкості течії. З формули Ері випливає, що збільшення швидкості течії, наприклад в 2, 3, 4 рази, призводить до збільшення ваги переміщаються по дну частинок наносів відповідно в 64, 729, 4096 разів. Це як раз і пояснює, чому на рівнинних річках з малими швидкостями течії потік може переносити по дну лише пісок, а на гірських з великими швидкостями - гальку і навіть огромниевалуни. Для переміщення по дну піску необхідні придонні швидкості течії не менше 0,10-0,15 м / с, гравію - не менше 0,15 0,5, гальки - 0,5-1,6, валунів - 1,6- 5 м / с. Середня швидкість потоку повинна бути ще більше.

Ваблені наноси можуть переміщатися по дну річок або суцільним шаром, або у вигляді скупчень, т. Е. Дискретно. Другий характер руху для річок найбільш типовий. Скупчення ваблених наносів представлені донними грядами різного розміру (рис. 8.3). Наноси переміщаються шаром по верхового схилу гряди і скочуються по низовому схилу (його нахил близький до кута природного укосу) в підвалі гряди. Тут частинки наносон можуть бути «поховані» насувається грядою і знову почнуть рухатися лише після зсуву гряди на всю її повну довжину.

Ріс.8.3. Донні гряди на дні річки в два послідовних моментів часу (1 і 2).

Зважені наноси переносяться в товщі річкового потоку. Умовою такого переміщення служить співвідношення

u + z  w, (8.13)

де u + z - спрямована вгору вертикальна складова вектора швидкості течії в даній точці потоку; w - гідравлічна крупність частинки наносів.

Найважливіші характеристики при русі зважених наносів в річках - це каламутність води s, яка визначається за формулою (8.10), і витрата зважених наносів:

R \u003d 10 -3 sQ, (8.14)

де R в кг / с, s в г / м 3, Q в м 3 / с.

Зважені наноси розподілені в річковому потоці нерівномірно: в придонних шарах мутність максимальна і зменшується у напрямку до поверхні, причому для зважених наносів більших фракцій швидше, для наносів дрібних фракцій - повільніше.

Поряд зі стоком води в гідрології визначають стік наносов.Сток наносів річки включає стік зважених і стік ваблених наносів, причому головна роль зазвичай належить зваженим наносять. Вважається, що на частку ваблених наносів доводиться в середньому лише 5-10% стоку зважених наносів річок, причому зі збільшенням розміру річки ця частка, як правило, зменшується.

Граничний сумарний витрата як зважених, так і їх вабить наносів, які може за даних умов переносити річка, називають транспортує здатністю потоку R тр. Згідно з теоретичними та експериментальним дослідженням R тр залежить перш за все від швидкостей течії і витрати води:

(8.15)

де s тр - каламутність води, відповідна транспортує здатності потоку;

v -середня швидкість потоку;

h cp - середня глибина;

w- середня гідравлічна крупність частинок наносів.

У нашій країні і за кордоном запропоновано багато різних формул виду (8.15). При цьому каламутність води s тр, відповідну транспортує здатності потоку (т. Е. Гранично можливу каламутність при даних гідравлічних умовах), часто висловлюють як функцію середньої швидкості течії: s rp = av n , де а і n - параметри, причому n змінюється від 2 до 4.

В реальних умовах фактичні витрати наносів в річці і транспортує здатність потоку можуть не збігатися, що і стає причиною руслових деформацій.

Сток наносів річки (насамперед зважених наносів) зазвичай розраховують по побудованим на основі вимірів зв'язків витрати води і витрати зважених наносів R \u003d f (Q). У такого зв'язку є дві важливі особливості: вона нелінійна, причому R зростає швидше, ніж Q; дуже наближено цю залежність іноді можна записати у вигляді статечного рівняння:

R \u003d kQ m, (8.15)

де, по Н. І. Маккавєєва, n = 2  3 .

Дуже часто зв'язок між R і Q виявляється неоднозначною (петлеобразной). Це пояснюється відмінністю зміни в річках витрат води та витрат наносів в часі (рис. 6.18). Максимальна каламутність води в річках (і максимальні витрати наносів теж) зазвичай випереджають максимальна витрата води, оскільки найбільш активний змив грунтів з поверхні водозбору йде в період підйому паводка або повені.

Мал. 8.4. Типові графіки зміни витрат води і зважених наносів (а) і зв'язку між ними (б): 1 - підйом повені; 2 -спад повені

За допомогою графіка зв'язку R= f(Q) по відомим середнім добовим значенням Q легко визначити і відповідні величи ни R.

Середні витрати наносів за будь-який період R визначають точно так же, як і середні витрати води. Сток наносів розраховують за формулою:

W н \u003d RT, (8.16)

де стік наносів W н, кг; середня витрата наносів R, кг / с; інтервал часу T, с.

Сток наносів частіше зручніше уявити не в кілограмах, а в тоннах або навіть в мільйонах тонн. У цих випадках застосовують формули

W н (т) \u003d RT 10 -3, (8.17)

Якщо мова йде про річні величинах, то записують

W н (млн т) \u003d R 31,510 -3. (8.18)

Модулем стоку наносів називають стік наносів в тоннах з 1 км 2 площі водозбору (A):

M H \u003d Wн / A. (8.19)

Для річних величин стоку наносів отримаємо М н, т / км 2:

М н \u003d R31,510 3 / F. (8.20)

Модуль стоку наносів характеризує ерозійну діяльність річкових потоків (нагадаємо, проте, що фактична денудация в басейнах річок у багато разів більше модуля стоку наносів, розрахованого тільки що описаними способами, так як величезна кількість змитих зі схилів наносів потрапляє в річки, а відкладається біля підніжжя схилів, в гирлах балок, ярів, малих приток, на заплавах.

Модуль стоку зважених наносів і середня каламутність води річок, так само як і модуль стоку води, нерівномірно розподілені по території. Так, на півночі Європейської території Росії (тундра, лісова зона) він часто не перевищує 1-2 т / км 2 на рік, в північній і західних частинах європейської рівнини підвищується до 10-20 т / км 2. На півдні Європейської території колишнього СРСР він досягає 50-100 т / км 2, а в ряді районів Кавказу - навіть 500 т / км 2 на рік. Для басейнів деяких річок світу модуль стоку зважених наносів в природних умовах стоку становив: у Волги - 10,3 т / км 2, Дуная- 63,6, Терека - 350, Хуанхе- 1590 т / км 2 на рік. каламутність річок досить закономірно розподіляється по території. Так, наприклад, середня річна каламутність річок на півночі Європейської частини Росії дуже невелика - 10-50 г / м 3, в басейнах Оки, Днепpa, Дона збільшується до 150-500 г / м 3, на Північному Кавказі іноді перевищує 1000 г / м 3.

З сумарного річного стоку наносів всіх річок світу (15700 млн. т) найбільша частка в природних умовах доводиться на Амазонку (1200 млн т), Хуанхе (1185 млн т), Ганг з Брахмапутра (1060 млн т), Янцзи (471 млн т), Міссісіпі (400 млн т) (див. табл. 6.1). Серед найбільш митних річок на планеті - Хуанхе (середня річна каламутність води більше 25 кг / м 3, а максимальна - в 10 разів більше), Інд, Ганг, Янцзи, Амудар'я, Терек.

Гідравлічні опору.

При перебігу рідини по трубах їй доводиться витрачати енергію на подолання сил зовнішнього і внутрішнього тертя. У прямих ділянках труб ці сили опору діють по всій довжині потоку і загальна втрата енергії на їх подолання прямо пропорційна довжині труби. Такі опору називаються лінійними. Їх величина (втрата тиску) залежить від щільності і в'язкості рідини, а також від діаметра труби (чим менше діаметр, тим більше опір), швидкості течії (збільшення швидкості збільшує втрати) і чистоти внутрішньої поверхні труби (чим більше шорсткість стінок, тим більше опір ).

Крім тертя в прямих ділянках, в трубопроводах зустрічаються додаткові опору у вигляді поворотів потоку, змін перетину, кранів, відгалужень і т. П. У цих випадках структура потоку порушується і його енергія витрачається на перестроювання, завихрення, удари. Такі опору називають місцевими. Лінійні і місцеві опори є двома різновидами так званих гідравлічних опорів, визначення яких становить основу розрахунку будь-яких гідравлічних систем.

Режими течії рідини .. В практиці спостерігаються два характерних режиму течії рідин: ламінарний і турбулентний.

При ламінарному режимі елементарні цівки потоку течуть паралельно, чи не перемішуючись. Якщо в такий потік ввести цівку пофарбованої рідини, то вона буде продовжувати свою течію в вигляді тонкої нитки серед потоку неокрашенной рідини, не розмиваючись. Такий режим течії можливий при дуже малих швидкостях потоку. Зі збільшенням швидкості вище певної межі протягом стає турбулентним, вихреобразное, при якому рідина в межах поперечного перерізу трубопроводу інтенсивно перемішується. При поступовому збільшенні швидкості забарвлена \u200b\u200bцівка в потоці спочатку починає коливатися щодо своєї осі, потім в ній з'являються розриви через перемішування з іншими струменями і потім внаслідок цього весь потік отримує рівномірну забарвлення.

Наявність того чи іншого режиму течії залежить від величини відносини кінетичної енергії потоку 1 + 1

(■ п-гпі2 \u003d ч-рУі2) до роботи сил внут-рішнього тертя (/ 7 \u003d р "5 ^ /) - див. (2.9).

Це безрозмірна ставлення

^ -PVv21 (р, 5 ^ /) можна спростити маючи на увазі, що Ди пропорційно V. Величини 1 і А / г також мають одну і ту ж розмірність, і їх можна скоротити, а відношення обсягу V до поперечного перерізу 5 є лінійним розміром й.

Тоді відношення кінетичної енергії до роботи сил внутрішнього тертя з точністю до постійних множників можна характеризувати безрозмірним комплексом:

який називається числом (або критерієм) Рейнольдса на честь англійського фізика Осборна Рейнольдса, в кінці минулого століття експериментально спостерігав наявність двох режимів течії.

Малі значення чисел Рейнольдса свідчать про переважання роботи сил внутрішнього тертя в потоці рідини і відповідають ламінарному течією. Великі значення Йе відповідають переважанню кінетичної енергії і турбулентному режиму течії. Кордон початку переходу одного режиму в інший - критичне число Рейнольдса - становить 1? ЄКР \u003d 2300 для круглих труб (в якості характерного розміру приймається діаметр труби).

У техніці, в тому числі і тепловоза, в гідравлічних (в тому числі повітряних і газових) системах зазвичай має місце турбулентний плин рідин. Ламінарний режим буває лише у в'язких рідин (наприклад, масло) при малих швидкостях течії і в тонких каналах (плоскі трубки радіатора).

Розрахунок гідравлічних опорів. Лінійні втрати напору визначаються за формулою Дарсі-Вейсбаха:

де X ( «лямбда») - коефіцієнт лінійного опору, що залежить від числа Рейнольдса. Для ламінарного потоку в круглій трубі Я, \u003d 64 / Ії (залежить від швидкості), для турбулентних потоків величина до мало залежить від швидкості і, головним чином, визначається шорсткістю стінок труб.

Місцеві втрати напору також вважаються пропорційними квадрату швидкості і визначаються так:

де £ ( «дзета») - коефіцієнт місцевого опору, що залежить від типу опору (поворот, розширення і т. п.) і від його геометричних характеристик.

Коефіцієнти місцевого опору встановлюються дослідним шляхом, їх значення наводяться в довідниках.

Поняття про розрахунок гідравлічних систем. При розрахунку будь-гідравлічної системи вирішується зазвичай одна з двох завдань: визначення необхідного перепаду тисків (напору) для пропуску даного витрати рідини або визначення витрати рідини в системі при заданому перепаді тисків.

У будь-якому випадку повинна бути визначена повна втрата напору в системі АН, яка дорівнює сумі опорів всіх ділянок системи, т. Е. Сумі лінійних опорів "всіх прямих ділянок трубопроводів і місцевих опорів інших елементів системи:

Якщо у всіх ділянках трубопроводу середня швидкість течії однакова, рівняння (2.33) спрощується:

Зазвичай в системі є ділянки, швидкості течії в яких відрізняються один від одного. У цьому випадку зручно привести рівняння (2.33) до іншої форми, з огляду на що витрата рідини постійний для всіх елементів системи (без відгалужень). Підставивши в умову (2.33) значення і \u003d С) / 5, отримаємо

гідравлічна характеристика, або загальний коефіцієнт опору системи.

Необхідно мати на увазі, що розрахунок трубопроводів не є вирішенням завдання з одним певним відповіддю. Його результати залежать від вибору величини діаметрів ділянок трубопроводу або швидкостей в них. Дійсно, можна прийняти в розрахунку невисокі значення швидкостей і отримати невеликі втрати напору. Але тоді при заданій витраті перетину трубопроводів (діаметри) повинні бути великими, система буде громіздкою і важкою. Прийнявши високі швидкості течії в трубах, ми зменшимо їх поперечні розміри, але при цьому істотно (пропорційно квадрату швидкості) зростуть втрати напору і витрати енергії на роботу системи. Тому при розрахунках зазвичай задаються якимись середніми, «оптимальними», значеннями швидкостей течії рідини. Для водяних систем оптимальна швидкість має порядок приблизно 1 м / с, для повітряних систем низького тиску - 8- 12 м / с.

Гідравлічний удар являє собою явище, що відбувається в потоці рідини при швидкій зміні швидкості його течії (наприклад, при різкому закритті засувки в трубопроводі або зупинці насоса). В цьому випадку кінетична енергія потоку миттєво переходить в потенційну енергію і тиск потоку перед засувкою різко зростає. Область підвищеного тиску потім поширюється від засувки в бік ще не загальмованого повністю потоку зі швидкістю, близькою до швидкості звуку а в цьому середовищі.

Різке підвищення тиску призводить якщо не до руйнування, то до пружної деформації елементів трубопроводу, що зменшує силу удару, але посилює коливання тиску рідини в трубі. Величина стрибка тиску при повній зупинці потоку рідини, що мав швидкість v, визначається за формулою видатного російського вченого - професора М. Є. Жуковського, яку він отримав в 1898 р .: Ін \u003d раа, де р - щільність рідини.

З метою запобігання ударних явищ у великих гідравлічних системах (наприклад, водопровідних мережах) запірні пристрої виконують так, щоб їх закриття відбувалося поступово.

Швидкості течії в річках неоднакові в різних точках потоку: вони змінюються і по глибині, і по ширині живого перетину. Найменші швидкості спостерігаються у дна, що пов'язано з впливом шорсткості русла. Від дна до поверхні наростання швидкості спочатку відбувається швидко, а потім сповільнюється, і максимум у відкритих потоках досягається у поверхні або на відстані 0,2H від поверхні. Криві зміни швидкостей по вертикалі називаються годографом або епюрами швидкостей. На розподіл швидкостей по вертикалі великий вплив мають нерівності в рельєфі дна, крижаний покрив, вітер і водна рослинність. При наявності на дні нерівностей (піднесення, валуни) швидкості в потоці перед перешкодою різко зменшуються на дно. Зменшуються швидкості в придонному шарі при розвитку водної рослинності, що значно підвищує шорсткість дна русла. Взимку під льодом під впливом додаткового тертя об шорстку поверхню льоду швидкості малі. Максимум швидкості зміщується до середини глибини і іноді на дно. При вітрі проти течії швидкості біля поверхні зменшуються, а положення максимуму зміщується на більшу глибину в порівнянні з його становищем в безвітряну погоду.

Біля берегів швидкість менше, в центрі потоку більше. Лінії, що з'єднують точки на поверхні річки з найбільшими швидкостями, називаються стрижнем. Знання положення стрижня має велике значення при використанні річок для цілей водного транспорту і лісосплаву. Наочне уявлення про розподіл швидкостей в живому перетині можна отримати побудовою Ізотов- ліній, що з'єднують точки з однаковими швидкостями.

Для обчислення середньої швидкості потоку при відсутності безпосередніх вимірювань широко застосовується формула Шезі. Виділимо в потоці обсяг води, обмежений двома перетинами ω. Величина обсягу V \u003d ωΔx, де Δx - відстань між перетинами. Обсяг знаходиться під впливом рівнодіюча сили гідродинамічного тиску P, дії сили тяжіння F 'і сили опору (тертя) T. Сила гідродинамічного тиску P \u003d 0, так як сили тиску P 1 і P 2 за однакової кількості перетинів і постійному ухилі врівноважуються. Т.ч., V ср \u003d C, де H - середня глибина, I - ухил. - Рівняння Шезі. Формула Манінга:. Формула Н. Н. Павловського:, де n - коефіцієнт шероховаточті, знаходиться за спеціальними таблицями М. Ф. Срібного.

Рухи води в річках. Види руху.

Вода в річках рухається під дією сили тяжіння F '. Цю силу можна розкласти на дві складові: паралельну дну F 'x і нормальну до дна F' y. Сила F 'y врівноважується силою реакції з боку дна. Сила F 'x, що залежить від ухилу, викликає рух води в потоці. Ця сила, діючи постійно, мала б викликати прискорення руху. Цього не відбувається, так як вона врівноважується силою опору, що виникає в потоці в результаті внутрішнього тертя між частинками води і тертя рухається маси води об дно і береги. Зміна ухилу, шорсткості дна, звуження і розширення русла викликають зміни співвідношення рушійної сили і сили опору, що призводить до зміни швидкостей течії по довжині річки і в живому перетині.

Види руху в потоках:

1) рівномірний,

2) нерівномірне,

3) несталий.

при рівномірному русі швидкості течії, живий переріз, витрата хвилі постійні по довжині потоку і не змінюються в часі. Такого роду рух можна спостерігати в каналах з призматичним перетином. При нерівномірному ухил, швидкості, живий переріз не змінюються в даному перетині в часі, але змінюються по довжині потоку. Цей вид руху спостерігається в річках в період межені при стійких витратах води в них, а також в умовах підпору, утвореного греблею. Несталий рух - це таке, при якому всі гідравлічні елементи потоку (ухили, швидкості, площа живого перетину) на даній ділянці змінюються і в часі, і по довжині. Несталий рух характерно для річок під час проходження повеней і паводків.

При рівномірному русі ухил поверхні потоку I дорівнює ухилу дна i і водна поерхность паралельна вирівняною поверхні дна. Нерівномірний рух може бути уповільненим і прискореним. При сповільнюється протягом вниз по річці крива вільної водної поверхні приймає форму кривої підпору. Поверхневий ухил стає менше ухилу дна ( I ), І глибина зростає в напрямку течії. При ускоряющемся перебігу крива вільної поверхні потоку називається кривою спаду; глибина зменшується уздовж потоку, швидкість і ухил зростають ( I\u003e i).

Рейнольдса число, один з подібності критеріїв для течій в'язких рідин і газів, що характеризує співвідношення між інерційними силами і силами в'язкості: Re\u003d r vl/ M, де r - щільність, m - динамічний коефіцієнт в'язкості рідини або газу, v - характерна швидкість потоку, l - характерний лінійний розмір. Так, при перебігу в круглих циліндричних трубах зазвичай приймають l= d, де d - діаметр труби, а v= v cp, де v cp - середня швидкість течії; при обтіканні тіл / - довжина або поперечний розмір тіла, а v = v ¥, де v ¥ - швидкість необуреного потоку, що набігає на тіло. Названий по імені О. Рейнольдса.

Від Р. ч. Залежить також режим течії рідини, що характеризується критичним Р. ч. Re kр . при R<Re kр можливо лише ламінарний плин рідини, а при Re> Re kр протягом може стати турбулентним. значення Re kр залежить від виду течії. Наприклад, для перебігу в'язкої рідини в круглій циліндричній трубці Re kр \u003d 2300.

Розподіл швидкостей течії в річковому потоці.

Однією з особливостей руху частинок води в річках є нерегулярні випадкові зміни швидкостей. Безперервні зміни напрямку і величини швидкостей в кожній точці турбулентного потоку називаються пульсацією. Чим більше швидкість, тим більше турбулентна пульсація. Тоді в кожній точці потоку і в кожен момент часу миттєва швидкість течії - це вектор. Його можна розкласти на складові в прямокутній системі координат (υ x, υ y, υ z,), вони теж будуть пульсуючими. Більшістю гідрометричних приладів вимірюється поздовжня складова швидкості (υ x), усереднена за деякий інтервал часу (на практиці 1-1,5 хвилини).

Швидкості змінюються по глибині і ширині живого перетину річки. На кожній окремо взятій вертикалі найменша швидкість відзначається у дна, що залежить від шорсткості русла. До поверхні швидкість зростає до величини середньої по вертикалі на глибині 0,6h, а максимум відзначається на поверхні або на відстані 0,2h від поверхні, у відкритому руслі. Графік зміни швидкості по глибині називається годографом (епюр швидкостей).

Розподіл швидкості по глибині залежить від рельєфу дна, наявності крижаного покриву, вітру та водної рослинності. Наявність валунів, великих каменів і водної рослинності у дна призводить до різкого зменшення швидкості в придонному шарі. Крижаний покрив і шуга також зменшують швидкість, але в шарі води під льодом. Середня швидкість на вертикалі визначається діленням площі епюри на глибину вертикалі.

По ширині потоку швидкість повторює в основному зміна глибини - від берегів швидкість збільшується до середини. Лінія, що з'єднує точки з найбільшими швидкостями по довжині річки, називається стрижень (лінія найбільших глибин).

Розподіл швидкостей в плані можна відобразити ізотахіі - лініями, що з'єднують точки з рівними швидкостями в живому перетині.

Лінія, що з'єднує уздовж річки точки окремих живих перетинів з максимальними швидкостями, називається динамічною віссю потоку.