Гидродинамика - раздел гидравлики, в котором изучаются законы движения жидкости и ее взаимодействие с неподвижными и подвижными поверхностями.

Если отдельные частицы абсолютно твердого тела жестко связаны между собой, то в движущейся жидкой среде такие связи отсутствуют. Движение жидкости состоит из чрезвычайно сложного перемещения отдельных молекул.

3.1. Основные понятия о движении жидкости

Живым сечением ω (м²) называют площадь поперечного сечения потока, перпендикулярную к направлению течения. Например, живое сечение трубы - круг (рис.3.1, б); живое сечение клапана - кольцо с изменяющимся внутренним диаметром (рис.3.1, б).

Рис. 3.1. Живые сечения: а - трубы, б - клапана

Смоченный периметр χ ("хи") - часть периметра живого сечения, ограниченное твердыми стенками (рис.3.2, выделен утолщенной линией).

Рис. 3.2. Смоченный периметр

Для круглой трубы

если угол в радианах, или

Расход потока Q - объем жидкости V , протекающей за единицу времени t через живое сечение ω.

Средняя скорость потока υ - скорость движения жидкости, определяющаяся отношением расхода жидкости Q к площади живого сечения ω

Поскольку скорость движения различных частиц жидкости отличается друг от друга, поэтому скорость движения и усредняется. В круглой трубе, например, скорость на оси трубы максимальна, тогда как у стенок трубы она равна нулю.

Гидравлический радиус потока R - отношение живого сечения к смоченному периметру

Течение жидкости может быть установившимся и неустановившимся. Установившимся движением называется такое движение жидкости, при котором в данной точке русла давление и скорость не изменяются во времени

υ = f(x, y, z)

P = φ f(x, y, z)

Движение, при котором скорость и давление изменяются не только от координат пространства, но и от времени, называется неустановившимся или нестационарным

υ = f 1 (x, y, z, t)

P = φ f 1 (x, y, z, t)

Линия тока (применяется при неустановившемся движении) это кривая, в каждой точке которой вектор скорости в данный момент времени направлены по касательной.

Трубка тока - трубчатая поверхность, образуемая линиями тока с бесконечно малым поперечным сечением. Часть потока, заключенная внутри трубки тока называется элементарной струйкой .

Рис. 3.3. Линия тока и струйка

Течение жидкости может быть напорным и безнапорным. Напорное течение наблюдается в закрытых руслах без свободной поверхности. Напорное течение наблюдается в трубопроводах с повышенным (пониженным давлением). Безнапорное - течение со свободной поверхностью, которое наблюдается в открытых руслах (реки, открытые каналы, лотки и т.п.). В данном курсе будет рассматриваться только напорное течение.

Рис. 3.4. Труба с переменным диаметром при постоянном расходе

Из закона сохранения вещества и постоянства расхода вытекает уравнение неразрывности течений. Представим трубу с переменным живым сечением (рис.3.4). Расход жидкости через трубу в любом ее сечении постоянен, т.е. Q 1 =Q 2 = const , откуда

ω 1 υ 1 = ω 2 υ 2

Таким образом, если течение в трубе является сплошным и неразрывным, то уравнение неразрывности примет вид:

3.2. Уравнение Бернулли для идеальной жидкости

3.3. Уравнение Бернулли для реальной жидкости

Гидрология 2012

ЛЕКЦИЯ 8. СПЕЦИАЛЬНЫЕ ВОПРОСЫ ГИДРОЛОГИИ РЕК И ВОДОЕМОВ

Вопросы:

Движение воды в реках

Движение наносов в реках

Русловые процессы

Термический и ледовый режим рек и водоемов

Озера и их морфометрические характеристики

1. Движение воды в реках.

Движение воды в реках происходит под действием силы тяжести при наличии продольного уклона или напора. Скорость течения зависит от соотношения горизонтальной составляющей силы тяжести, определяемой уклоном и разностью напоров, и силы трения, определяемой взаимодействием между частицами внутри потока и частицами и дном.

Для рек характерен турбулентный режим движения воды, отличительной особенностью которого является пульсация скорости или изменение ее во времени в каждой точке по значению и направлению относительно среднего значения.

Вследствие неравномерности потерь по ширине русла скорости течения распре­делены в речном потоке неравномерно: наибольшие скорости на­блюдаются на поверхности потока над наиболее глубокой частью русла, наименьшие - у дна и берегов. В наиболее часто встречающихся условиях закономерном распределении скоростей течения эпюра (график распределения) средних скоростей по глубине речного потока имеет максимум (u max) вблизи поверхности, скорость, близ­кую к средней на вертикали,- на глубине 0,6h от дна (h - полная глубина) и минимум (u min), не равный нулю,- у дна (рис. 8.1, а).

Рис. 8.1. Вертикальное распределение скоростей течения в речном потоке:

а - типичное; 6-под ледяным покровом; в - под слоем внутриводного льда (шуги); г - при попутном и встречном ветре; д- при влиянии растительности; е - при влиянии неровностей дна; 1 -ледяной покров; 2-слой шуги; V-направление ветра; u max - максимальная скорость течения; -и - обратное течение

Однако под влиянием ледяного покрова, ветра, растительности, неровностей рельефа дна и берегов это распределение скоростей нарушается (рис. 8.1, б - e ).

Среднюю скорость течения в поперечном сечении v рассчиты­вают по известным расходу воды - Q и площади поперечного сечения -  по формуле: v=Q/.

Наиболее простые закономерности наблюдаются при равномерном движении жидкости в русле, близком к прямолинейному. В этом случае средняя скорость течения в русле может описана формулой Шези.

, (8.1)

где C – коэффициент Шези;

h ср – средняя глубина в русле, м;

I – уклон водной поверхности.

При сотношении ширины русла (В) и средней глубины (h ср) менее 10 вместо h ср используют гидравлический радиус R = / ( - площадь живого сечения, - смоченный периметр).

Коэффициент Шези вычисляют по эмпирическим формулам, среди которых наиболее распространены

формула Маннинга (для рек):

C=h ср 1/6 /n. (8.2)

формула Павловского (для искусственных водотоков – каналов, канав):

C=(1/n) R y /n (8.3)

y = 0,37+2,5
- 0,75(
-0,1) 
,

где n – коэффициент шероховатости, который находят по специальным таблицам (в России – по таблицам Срибного, Карасева, в США – таблицам Бредли).

Для ровных незаросших русел с песчаным дном п = 0,020 - 0,023; для извилистых русел с неров­ным дном n= 0,023-0,033; для пойм, заросших кустарником, п = 0,033 - 0,045.

Формула Шези показывает, что скорость течения в речном потоке тем больше, чем больше глубина русла и уклон водной поверхности и меньше шероховатость русла.

Путем умножения обеих частей формулы Шези на площадь поперечного сечения  с учетом формулы (8.1) можно получить формулу для определения расхода воды:

. (8.4)

Если морфометрические харак­теристики речного потока изменяются по длине реки, то движение речного потока будет неравномерное и скорость течения будет изменяться вдоль реки. На небольшом участке реки, где расход не меняется из закона сохранения массы вещества можно записать уравнение непрерывности

 1 v 1 =  2 v 2 = Q = const . (8.5)

Отсюда следует, что увеличение площади поперечного сечения вдоль реки (от створа 1 к створу 2) повлечет за собой уменьшение на данном участке скорости течения, как, например, в межень на плесе, уменьшение же площади поперечного сечения вдоль реки приведет к увеличению на этом участке скорости течения, как, например, в межень на перекате.

В случае неравномерного движения уклон водного зеркала уже не будет равен уклону дна, поэтому вдоль реки могут наблюдаться явления подпора (увеличения глубины воды с увеличением расстояния) или явления спада (уменьшения глубины с увеличением расстояния). Причиной неравномерного движения могут быть различные сооружения, возводимые в русле реки – плотины, дамбы, мостовые переходы, спрямление и расчистка русел рек.

Более сложные случаи движения возникают на повороте русла, где наряду с силой тяжести на скорость течения влияет центробежная сила.Этоприводит к отклонению течения в поверхностных слоях в сторону вогнутого берега, что создает поперечный перекос уровня воды. В результате избытка гидростатического давления у вогнутого берега в придонных слоях возникает течение, направленное в сторону выпуклого берега. Скла­дываясь с основным продольным переносом воды в реке, разно­направленные течения на поверхности и у дна создают спирале­видное движение воды на изгибе речного русла - поперечную цир­куляцию (рис.8.2).

Рис.8.2. Схема поперечной циркуляции на изгибе речного потока в плане (а) и поперечном разрезе (б) и схема действующих сил (в):

1 – поверхностные струи; 2)придонные струи.

Поперечный уклон (I поп = sin  ), который возникает на повороте русла, может определен по формуле

. (8.6)

где v -средняя скорость течения;

g – ускорение свободного падения, м/с2;

r - радиус изгиба русла.

Величина перекоса уровня между обо­ими берегами ( H поп ) равна

H поп = I поп  В , (8.7)

где В - ширина русла.

Пример . При скорости v=1 м/с, r=100 м, B=50 м, величина I поп =0,001,  H поп = 0,05 м.

Наряду с силой тяжести, силой трения и центростремительной силой на частицы жидкости действует отклоняющая сила вращения Земли.

Вследствие суточного вращения Земли с угловой скоростью =2/86400 = 0,0000729 рад/с, всякая материальная точка, движущаяся относительно Земли со скоростью v , испытывает добавочное ускорение ().Сила, соответствующая данному ускорению, называется силой Кориолиса (F кориол), и равна

F кориол =m г =2 mvsin. (8.8)

Сила Кориолиса направлена в северном полушарии под прямым углом вправо к направлению движения частицы, в южном полушарии – влево.

Поперечный уклон, вызываемой силой Кориолиса, равен

I кориол = v sin/67200, (8.9)

Для северной широты =45 sin=0,707 I кориол= v/95000, при v=1 м/с I кориол =1,0510 -5 . При ширине реки B=50 м перепад уровня H=0,00052 м (0,05 см), что в 100 раз меньше уклона за счет центробежной силы. Наиболее сильно влияние силы Кориолиса проявляется для больших рек (Волга, Днепр, Енисей, Обь и др), что было в свое время обнаружено русским академиком, естествоиспытателем К.Бэром. Однако, из-за своей малости сила Корриолиса, не учитывается в гидравлических расчетах.

Движение наносов в реках

Наряду с водой в реках движутся наносы и растворимые примеси. Главными источниками поступления наносов в реки служат поверхность водосборов, подвергающаяся эрозии или процессу разрушения почв и грунтов текущей водой и ветром в период дождей и снеготаяния, и сами русла рек, размываемые речным потоком.

Эрозия поверхности водосборов - процесс сложный, зависящий как от эродирующей способности стекающих по его поверхности дожде­вых и талых вод, так и от противоэрозионной устойчивости почв и грунтов водосбора. Эрозия поверхности водосборов (и поступле­ние ее продуктов в реки) обычно тем больше, чем сильнее дожди и интенсивнее снеготаяние, чем больше неровности рельефа, рых­лее грунты (наиболее легко подвергаются эрозии лёссовые грунты), менее развит растительный покров, сильнее распаханность скло­нов. Эрозия речных русел тем сильнее, чем больше скорости тече­ния в реках и менее устойчивы грунты, слагающие дно и берега. Часть наносов поступает в русло рек при абразии (волновом раз­рушении) берегов водохранилищ и речных берегов на широких плесах. Наносы, слагающие дно рек, называют донными отложени­ями, или аллювием.

Наиболее важные характеристики наносов следующие:

геомет­рическая крупность, выражающаяся через диаметр частиц наносов (D мм);

гидравлическая крупность, т. е. скорость осаждения частиц наносов в неподвижной воде (w, мм/с, мм/мин);

плотность частиц (р н, кг/м 3), равная для наиболее распространенных кварцевых песков2650 кг/м 3 ;

плотность отложений (плотность грунта) (р отл, кг/м 3), зависящая от плотности частиц и пористости грунта согласно формуле (плотность илистых отложений на дне рек обычно составляет в среднем 700-1000 кг/м 3 , песчаных 1500-1700, сме­ шанных 1000-1500 кг/м 3);

концентрация (содержание) наносов в потоке, которую можно представить как в относительных величинах (отношение массы или объема наносов к массе или объему воды), гак и в абсолютных величинах; в последнем случае используют понятие мутность воды (s, г/м 3 , кг/м 3), которая вычисляется по формуле

где m- масса наносов в пробе воды; V- объем пробы воды. Мутность определяют путем фильтрования отобранных с помощью питометров проб воды и взвешивания фильтров.

Наибольшую концентрацию наносов (мутность воды) имеют реки с паводочным режимом и протекающие в условиях засушливого климата и легкоразмываемых грунтов. Самые мутные реки на Зем­ле - Терек, Сулак, Кура, Амударья, Ганг, Хуанхэ. Средняя годовая мутность рек Терека, Амударьи и Хуанхэ в условиях естественного режима составляла, например, 1,7; 2,9 и 25,8 кг/м 3 соответственно. В половодье мутность воды Хуанхэ достигала 250 кг/м 3 ! В насто­ящее время мутность перечисленных рек стала заметно меньше. Для сравнения приведем данные о средней годовой мутности воды в Волге в ее низовьях: до зарегулирования реки она была равна около 60 г/м 3 , а после зарегулирования уменьшилась до 25-30 г/м 3 .

По характеру перемещения в реках наносы разделяют на два основных типа - взвешенные и влекомые. Промежуточным типом являются сальтирующие наносы, движущиеся скачкообразно в при­донном слое; наносы этой промежуточной группы условно объеди­няют с влекомыми.

Влекомые наносы - это наносы, перемещающиеся речным пото­ком в придонном слое и движущиеся скольжением, перекатывани­ем или сальтацией. Путем влечения по дну перемещаются наиболее крупные частицы наносов (песок, гравий, галька, валуны).

Таким образом, критерием начала движения влекомых наносов в реках является условие

(8.11)

где u дно - фактическая придонная скорость течения.

Между «начальной скоростью» и объе­мом или весом перемещающихся частиц:

F g ~D"~u 6 дно0 . (8.12)

Эта формула получила название закона Эри, утверждающего, что вес влекомых наносов пропорционален шестой степени скорости течения. Из формулы Эри следует, что увеличение скорости тече­ния, например в 2, 3, 4 раза, приводит к увеличению веса переме­щающихся по дну частиц наносов соответственно в 64, 729, 4096 раз. Это как раз и объясняет, почему на равнинных реках с малыми скоростями течения поток может переносить по дну лишь песок, а на горных с большими скоростями - гальку и даже огромныевалуны. Для перемещения по дну песка необходимы придонные скорости течения не менее 0,10-0,15 м/с, гравия - не менее 0,15- 0,5, гальки - 0,5-1,6, валунов - 1,6-5 м/с. Средняя скорость по­тока должна быть еще больше.

Влекомые наносы могут перемещаться по дну рек либо сплош­ным слоем, либо в виде скоплений, т. е. дискретно. Второй харак­тер движения для рек наиболее типичен. Скопления влекомых наносов представлены донными грядами различного размера (рис. 8.3). Наносы перемещаются слоем по верховому склону гряды и скатываются по низовому склону (его наклон близок к углу естественного откоса) в подвалье гряды. Здесь частицы наносон могут быть «захоронены» надвигающейся грядой и вновь придут в движение лишь после смещения гряды на всю ее полную длину.

Рис.8.3. Донные гряды на дне реки в два последовательных момента времени (1 и 2).

Взвешенные наносы переносятся в толще речного потока. Усло­вием такого перемещения служит соотношение

u + z  w, (8.13)

где u + z - направленная вверх вертикальная составляющая вектора скорости течения в данной точке потока; w - гидравлическая круп­ность частицы наносов.

Важнейшие характеристики при дви­жении взвешенных наносов в реках - это мутность воды s, определяемая по формуле (8.10), и расход взвешенных наносов:

R=10 -3 sQ, (8.14)

где R в кг/с, s в г/м 3 , Q в м 3 /с.

Взвешенные наносы распределены в речном потоке неравномерно: в при­донных слоях мутность максимальна и уменьшается по направлению к по­верхности, причем для взвешенных на­носов более крупных фракций быстрее, для наносов мелких фракций - медлен­нее.

Наряду со стоком воды в гидрологии определяют сток наносов.Сток наносов реки включает сток взвешенных и сток влекомых наносов, причем главная роль обычно принадлежит взвешенным наносам. Считается, что на долю влекомых наносов приходится в среднем лишь 5-10% стока взвешенных наносов рек, причем с увеличением размера реки эта доля, как правило, уменьшается.

Предельный суммарный расход как взвешенных, так и влеко­мых наносов, которые может при данных условиях переносить река, называют транспортирующей способностью потока R тр. Согласно теоретическим и экспериментальным исследованиям R тр зависит прежде всего от скоростей течения и расхода воды:

(8.15)

где s тр - мутность воды, соответствующая транспортирующей спо­собности потока;

v -средняя скорость потока;

h cp - средняя глубина;

w - средняя гидравлическая крупность частиц наносов.

В нашей стране и за рубежом предложено много разных формул вида (8.15). При этом мутность воды s тр, соответствующую транс­портирующей способности потока (т. е. предельно возможную мут­ность при данных гидравлических условиях), часто выражают как функцию средней скорости течения: s rp = av n , где а и n - парамет­ры, причем n изменяется от 2 до 4.

В реальных условиях фактический расход наносов в реке и транспортирующая способность потока могут не совпадать, что и становится причиной русловых деформаций.

Сток наносов реки (прежде всего взвешенных наносов) обычно рассчитывают по построенным на основе измерений связям расхо­да воды и расхода взвешенных наносов R=f(Q). У такой связи имеются две важные особенности: она нелинейна, причем R растет быстрее, чем Q; очень приближенно эту зависимость иногда можно записать в виде степенного уравнения:

R = kQ m , (8.15)

где, по Н. И. Маккавееву, n = 2  3 .

Очень часто связь между R и Q оказывается неоднозначной (петлеобразной). Это объясняет­ся несовпадением изменения в реках расходов воды и расходов наносов во времени (рис. 6.18). Максимальная мутность воды в ре­ках (и максимальные расходы наносов тоже) обычно опережают максимальный расход воды, поскольку наиболее активный смыв грунтов с поверхности водосбора идет в период подъема паводка или половодья.

Рис. 8.4. Типичные графики изменения расходов воды и взвешенных наносов (а) и связи между ними (б): 1 - подъем половодья; 2 -спад половодья

С помощью графика связи R = f (Q ) по известным средним су­точным значениям Q легко определить и соответствующие величи ны R.

Средние расходы наносов за любой период R определяют точно так же, как и средние расходы воды. Сток наносов рассчитывают по формуле:

W н = RT, (8.16)

где сток наносов W н, кг; средний расход наносов R, кг/с; интервал времени T, с.

Сток наносов чаще удобнее представить не в кило­граммах, а в тоннах или даже в миллионах тонн. В этих случаях применяют формулы

W н (т)= RT 10 -3 , (8.17)

Если речь идет о годовых величинах, то записы­вают

W н (млн т) = R 31,510 -3 . (8.18)

Модулем стока наносов называют сток наносов в тоннах с 1 км 2 площади водосбора (A):

M H =Wн/A. (8.19)

Для годовых величин стока наносов получим М н, т/км 2:

М н = R31,510 3 /F. (8.20)

Модуль стока наносов характеризует эрозионную деятельность речных потоков (напомним, однако, что фактическая денудация в бассейнах рек во много раз больше модуля стока наносов, рас­считанного только что описанными способами, так как огромное количество смытых со склонов наносов не попадает в реки, а от­лагается у подножья склонов, в устьях балок, оврагов, малых при­токов, на поймах.

Модуль стока взвешенных наносов и средняя мутность воды рек, так же как и модуль стока воды, неравномерно распределены по территории. Так, на севере Европейской территории России (тундра, лесная зона) он часто не превышает 1-2 т/км 2 в год, в северной и западных частях Европейской равнины повышается до 10-20 т/км 2 . На юге Европейской территории бывшего СССР он достигает 50-100 т/км 2 , а в ряде районов Кавказа - даже 500 т/км 2 в год. Для бассейнов некоторых рек мира модуль стока взвешенных наносов в естественных условиях стока составлял: у Волги - 10,3 т/км 2 , Дуная- 63,6, Терека - 350, Хуанхэ- 1590 т/км 2 в год. Мутность рек довольно закономерно распределяется по территории. Так, например, средняя годовая мутность рек на севере Европейской части России весьма невелика – 10-50 г/м 3 , в бассейнах Оки, Днепpa, Дона увеличивается до 150-500 г/м 3 , на Северном Кавказе иногда превышает 1000 г/м 3 .

Из суммарного годового стока наносов всех рек мира (15700 млн. т) наибольшая доля в естественных условиях приходится на Амазонку (1200 млн т), Хуанхэ (1185 млн т), Ганг с Брахмапутрой (1060 млн т), Янцзы (471 млн т), Миссисипи (400 млн т) (см. табл. 6.1). Среди наиболее мутных рек на планете - Хуанхэ (средняя годовая мутность воды более 25 кг/м 3 , а максимальная - в 10 раз больше), Инд, Ганг, Янцзы, Амударья, Терек.

На вопрос Река Лена. Зависимость Скорости течения от рельефа заданный автором Проституировать лучший ответ это Основные сведения
Протяжённость - 4 400 км, площадь бассейна - 2 490 тыс. км². Основное питание, так же как и почти всех притоков, составляют талые снеговые и дождевые воды. Повсеместное распространение вечной мерзлоты мешает питанию рек грунтовыми водами, исключением являются только геотермальные источники. В связи с общим режимом осадков для Лены характерны весеннее половодье, несколько довольно высоких паводков летом и низкая осенне-зимняя межень до 366 м³/с в устье. Весенний ледоход отличается большой мощью и часто сопровождается большими заторами льда. Наибольший среднемесячный расход воды в устье наблюдался в июне 1989 года и составлял 104 000 м³/с, максимальный расход воды в устье во время паводка может превышать 250 000 м³/с. В многолетнем разрезе максимальный расход реки в 530 раз больше минимального.
Гидрографические данные по расходу воды в устье Лены в разных источниках противоречат друг другу и зачастую содержат ошибки. Для реки характерны периодические значительные увеличения годового стока, которые случаются не по причине большого количества осадков в бассейне, а в первую очередь по причине интенсивного таяния наледей и вечной мерзлоты в нижней части бассейна. Такие явления имеют место в ходе теплых лет на севере Якутии и приводят к значительному увеличению стока. Так, например, в 1989 году среднегодовой расход воды составил 23 624 м³/с, что соответствует 744 км³ в год. За 67 лет наблюдений на станции «Кюсюр» вблизи устья среднегодовой расход воды составляет 17 175 м³/с или 541 км³ в год, имел минимальное значение в 1986 году - 13 044 м³/с.
По характеру течения реки различают три её участка: от истока до устья Витима; от устья Витима до места впадения Алдана и третий нижний участок - от впадения Алдана до устья.
[править] Верхнее течение
Истоком Лены считается небольшое болото в 12 километрах от Байкала, расположенное на высоте 1 470 метров. Всё верхнее течение Лены до впадения Витима, то есть почти третья часть её длины, приходится на горное Предбайкалье. Расход воды в районе Киренска - 1 100 м³/сек.
[править] Среднее течение
К среднему течению относят её отрезок между устьями рек Витима и Алдана, длиной 1 415 км. Близ впадения Витима Лена вступает в пределы Якутии и протекает по ней до самого устья. Приняв Витим, Лена превращается в очень большую многоводную реку. Глубины возрастают до 10-12 м, русло расширяется, и в нём появляются многочисленные острова, долина расширяется до 20-30 км. долина асимметрична: левый склон положе; правый, представленный северным краем Патомского нагорья, круче и выше. По обоим склонам растут густые хвойные леса, лишь иногда сменяемые лугами.
От Олёкмы до Алдана Лена не имеет ни одного значительного притока. Более 500 км Лена течёт в глубокой и узкой долине, врезанной в известняки. Ниже посёлка Покровска происходит резкое расширение долины Лены. Сильно замедляется скорость течения, она нигде не превышает 1.3 м/с, а большей частью падает до 0.5-0.7 м/с. Только пойма имеет ширину пять - семь, а местами и 15 км, а вся долина имеет ширину 20 и более километров.
[править] Нижнее течение
Ниже Якутска Лена принимает два главных своих притока - Алдан и Вилюй. Теперь это гигантский водный поток; даже там, где она идёт одним руслом, её ширина доходит до 10 км, а глубина превышает 16-20 м. Там же, где островов много, Лена разливается на 20-30 км. Берега реки суровы и безлюдны. Населённые пункты очень редки.
В нижнем течении Лены её бассейн очень узок: с востока наступают отроги Верхоянского хребта - водораздела рек Лены и Яны, с запада незначительные возвышенности Среднесибирского плоскогорья разделяют бассейны Лены и Оленёка. Ниже села Булун реку сжимают подходящие к ней совсем близко хребты Хараулах с востока и Ч

Средняя скорость по глубине представляет собой отношение площади годографа к максимальной глубине реки. Площадь годографа можно вычислить либо по палетке, либо так как вычисляется площадь живого сечения реки (см. задание 2).

Задание 2

Определите площадь живого сечения реки используя данные таблицы 8:

Таблица 8

Глубина реки по поперечному сечению

Площадь живого сечения реки вычисляется как сумма ряда элементарных геометрических фигур (рис.9).

Фигуры А 1 А 2 В 1 и А 5 В 4 А 6 представляют собой треугольники, площадь каждого из них равна половине произведения основания на высоту. Остальные фигуры - трапеции. Площадь каждой трапеции равна произведению полусуммы оснований на высоту.

Рис. 9. Поперечное сечение реки

Точки А 1 , А 2 , А 3 и т.д., в которых проводились измерения глубины, называются промерными точками. Начальная точка, от которой производят измерения А 1, называется постоянным началом створа.

Задание 3

Вычислите расходы воды в реке, если известно, что площадь живого сечения составляет 42,2 м 2 , максимальная скорость воды в реке 0,5 м/с, средняя глубина реки 4, 5 м.

Вычисление средней скорости реки по максимальной поверхностной производится по формуле:

,

где, V ср - средняя скорость; V мах - максимальная скорость, К – коэффициент перехода максимальной скорости к средней. Коэффициент К представлен в табл. 9.

Таблица 9

Значения коэффициента перехода от максимальной скорости к средней

Задание 4

Определить по формуле Шези (
, гдеС скоростной коэффициент, R – гидравлический радиус, i – средний уклон реки), среднюю скорость реки, если известно, что на данном отрезке дно русла сложено песчаным материалом, встречаются острова и отмели. Средний уклон реки – 0,000056, гидравлически радиус – 1,8 м.

Скоростной коэффициент С в формуле Шези определяется по формуле Базена
.

Коэффициент шероховатости y определяется по таблице 10.

Уклон русла. Наиболее характерным признаком всякой реки является то непрерывное движение воды от истока к устью, которое называют течением. Причина течения заключается в наклоне русла, по которому, повинуясь силе тяжести, вода движется с большей или меньшей скоростью. Что же касается скорости, то она находится в прямой зависимости от уклона русла. Уклон же русла определяется отношением разности высот двух пунктов к длине участка, расположенного между этими пунктами. Так, например, если от истока Волги до Калинина 448 км, а разность высот между истоком Волги и Калин и ном равна 74,6 м, то средний уклон Волги на данном участке равен 74,6 м, деленным на 448 км, т. е. 0,00017. Это значит, что на каждый километр длины Волги на данном участке падение - 17 см.

Продольный профиль реки. Отложим по горизонтальной линии последовательно длину различных участков реки, а по вертикальным линиям- высоты этих участков. Соединив концы вертикалей линией, мы получим чертеж продольного профиля реки (рис. 112). Если не обращать особенного внимания на детали, то продольный профиль большинства рек упрощенно можно представить в виде ниспадающей, слегка вогнутой кривой, наклон которой прогрессивно уменьшается от истоков к устью.

Уклон продольного профиля реки для различных участков реки неодинаков. Так, например, для верхнего участка Волги, как мы уже видели, он равен 0,00017, для участка же, расположенного между Горьким и устьем Камы 0,00005, а для участка от Сталинграда до Астрахани - 0,00002.

Примерно то же у Днепра, где в верхнем участке (от Смоленска до Орши) уклон равен 0,00011, а в нижнем участке (от Каховки до Херсона) 0,00001. На участке же, где расположены пороги (от Лоцманской Каменки до Никополя), средний уклон продольного профиля реки 0,00042, т. е. почти в четыре раза больше, чем между Смоленском и Оршей.

Приведенные примеры показывают, что продольный профиль различных рек далеко не одинаков. Последнее понятно: на продольном профиле реки отражается рельеф, геологическое строение и многие другие, географические особенности местности.

Для примера рассмотрим «ступени» на продольном профиле р. Енисея. Здесь участки крупных уклонов мы видим в районе пересечения Западного Саяна, потом Восточного Саяна и, наконец, у северной оконечности Енисейского кряжа (рис. 112). Ступенчатый характер продольного профиля р. Енисея свидетельствует о том, что поднятия в районах указанных гор произошли (геологически) сравнительно недавно, и река еще не успела выровнять продольную кривую своего русла. То же самое приходится сказать о Буреинских горах, прорезаемых р. Амуром.

До сих пор мы говорили о продольном профиле всей реки. Но при изучении рек иногда бывает необходимо определить уклон реки на данном небольшом участке. Этот уклон определяется непосредственно путем нивелировки.

Поперечный профиль реки. В поперечном профиле реки мы различаем две части: поперечный профиль речной долины и поперечный профиль самой реки. Представление о поперечном профиле долины реки мы уже имеем. Он получается в результате обычной съемки рельефа местности. Для получения же представления о профиле самой реки или, точнее, речного русла необходимо произвести промеры глубин реки.

Промеры производятся или ручным способом или механическим. Для промеров ручным способом применяют наметку или ручной лот. Наметка представляет собой шест из гибкого и прочного дерева (ель, ясень, орешник) круглого сечения диаметром 4-5 см, длиной от 4 до 7 м.

Нижний конец наметки отделывается железом (железо предохраняет от раскалывания и помогает своим весом). Наметка окрашивается в белый цвет и размечается на десятые доли метра. Нулевое деление соответствует нижнему концу наметки. При всей простоте устройства наметка дает точные результаты.

Измерение глубин производится также и ручным лотом. Течением реки лот отклоняется от вертикали на некоторый угол, что и заставляет вносить соответствующую поправку.

Промеры на малых реках обычно производятся с мостиков. На реках, достигающих 200-300 м ширины, при скорости течения не более 1,5 м в сек., промеры можно производить с лодки по тросу, протянутому с одного берега реки на другой. Трос должен быть туго натянут. При ширине реки более 100 м необходимо в середине реки ставить на якоре лодку для поддержания троса.

На реках, ширина которых более 500 ж, линия промера определяется створными знаками, поставленными на обоих берегах, и точки промеров определяются угломерными инструментами с берега. Количество промеров по створу зависит от характера дна. Если рельеф дна меняется быстро, промеров должно быть больше, при однообразии дна - меньше. Понятно, что чем больше промеров, тем точнее получается профиль реки.

Для вычерчивания профиля реки проводится горизонтальная линия, на которой по масштабу откладываются точки промеров. От каждой течки вниз проводится перпендикулярная линия, на которой также по масштабу откладываются полученные от промеров глубины. Соединяя нижние концы вертикалей, мы получаем профиль. Ввиду того что глубина рек по сравнению с шириной очень небольшая, при вычерчивании профиля вертикальный масштаб берут больше горизонтального. Поэтому профиль является искаженным (преувеличенным), но более наглядным.

Имея профиль русла реки, мы можем вычислить площадь живого сечения (или площадь водного сечения) реки (Fm 2 ), ширину реки (В), длину смоченного периметра реки (Рм) , наибольшую глубину (h max м), среднюю глубину реки ( h cp м) и гидравлический радиус реки.

Живым сечением реки называют поперечное сечение реки, заполненное водой. Профиль русла, полученный в результате промеров, как раз и дает представление о живом сечении реки. Площадь живого сечения реки по большей части вычисляется аналитически (реже определяется по чертежу при помощи планиметра). Для вычисления площади живого сечения ( F м 2) берут чертеж поперечного профиля реки, на котором вертикали разбивают площадь живого сечения на ряд трапеций, а береговые участки имеют вид треугольников. Площадь каждой отдельной фигуры определяется по формулам, известным нам из геометрии, а потом берется сумма всех этих площадей.

Ширина реки просто определяется по длине верхней горизонтальной линии, изображающей поверхности реки.

Смоченный периметр - это длина линии дна реки на профиле от одного уреза берега реки до другого. Вычисляется он путем сложения длины всех отрезков линии дна на чертеже живого сечения реки.

Гидравлический радиус - это частное от деления площади живого сечения на длину смоченного периметра ( R = F /Р м).

Средняя глубина - это частное от деления площади живого сечения

реки на ширину реки ( h ср = F / B м).

Для равнинных рек величина гидравлического радиуса обыкновенно очень близка к величине средней глубины ( R ≈ h cp ).

Наибольшая глубина восстанавливается по данным промеров.

Уровень реки. Ширина и глубина реки, площадь живого сечения и другие приводимые нами величины могут оставаться неизменными лишь в том случае, если уровень реки остается неизменным. На самом же деле этого никогда не бывает, потому что уровень реки все время изменяется. Отсюда совершенно ясно, что при изучении реки измерение колебания уровня реки является важнейшей задачей.

Для водомерного поста выбирается соответствующий участок реки с прямолинейным руслом, поперечное сечение которого не осложнено мелями или островами. Наблюдение над колебаниями уровня реки обычно ведется при помощи футштока. Футшток - это шест или рейка, разделенная на метры и сантиметры, установленная у берега. За нуль футштока принимается (по возможности) наиболее низкий горизонт реки в данном месте. Выбранный один раз нуль остается постоянным для всех последующих наблюдений. Нуль футштока связывается постоянным репером .

Наблюдение колебаний уровня обычно производится два раза в день (в 8 и 20 час). На некоторых постах устанавливаются самопишущие лимниграфы, которые дают непрерывную запись в виде кривой.

На основании данных, полученных из наблюдений над футштоком, вычерчивается график колебания уровней за тот или другой период: за сезон, за год, за целый ряд лет.

Скорость течения рек. Мы уже говорили, что скорость течения реки находится в прямой зависимости от уклона русла. Однако эта зависимость не так уж проста, как она может показаться с первого взгляда.

Всякий, кто хоть немного знаком с рекой, знает, что скорость течения у берегов значительно меньше, нежели на середине. Особенно хорошо это известно лодочникам. Всякий раз, когда лодочнику приходится подниматься по реке вверх, он держится берега; когда же ему необходимо быстро спуститься вниз, он держится середины реки.

Более точные наблюдения, производимые в реках и искусственных потоках (имеющих правильное корытообразное русло), показали, что слой воды, непосредственно примыкающий к руслу, в результате трения о дно и стенки русла движется с наименьшей скоростью. Следующий слой имеет уже большую скорость, потому что он соприкасается не с руслом (которое неподвижно), а с медленно движущимся первым слоем. Третий слой имеет еще большую скорость и т. д. Наконец, самую большую скорость обнаруживают в части потока, далее всего отстоящей от дна и стенок русла. Если взять поперечное сечение потока и соединить места с одинаковой скоростью течения линиями (изотахами), то у нас получится схема, наглядно изображающая расположение слоев различной скорости (рис. 113). Это своеобразное слоистое движение потока, при котором скорость последовательно увеличивается от дна и стенок русла к средней части, называют ламинарным. Типичные особенности ламинарного движения можно коротко характеризовать так:

1) скорость всех частиц потока имеет одно постоянное направление;

2) скорость вблизи стенки (у дна) всегда равна нулю, а с удалением от стенок плавно возрастает к середине потока.

Однако мы должны сказать, что в реках, где форма, направление и характер русла сильно отличаются от правильного корытообразного русла искусственного потока, правильного ламинарного движения почти никогда не наблюдается. Уже при одном только изгибе русла в результате действия центробежных сил вся система слоев резко перемещается в сторону вогнутого берега, что в свою очередь вызывает ряд других

движений. При наличии же выступов на дне и по краям русла возникают вихревые движения, противотечения и прочие, весьма сильные отклонения, еще более усложняющие картину. Особенно сильные изменения в движении воды происходят в мелких местах реки, где течение разбивается на струи, расположенные веерообразно.

Кроме формы и направления русла, большое влияние оказывает увеличение скорости течения. Ламинарное движение даже в искусственных потоках (с правильным руслом) резко изменяется при увеличении скорости течения. В быстро движущихся потоках возникают продольные винтообразные струи, сопровождающиеся мелкими вихревыми движениями и своеобразной пульсацией. Все это в значительной степени усложняет характер движения. Таким образом, в реках вместо ламинарного движения чаще всего наблюдается более сложное движение, называемое турбулентным . (Подробнее на характере турбулентных движений мы остановимся позже при рассмотрении условий формирования русла потока.)

Из всего сказанного ясно, что изучение скорости течения реки является делом сложным. Поэтому вместо теоретических вычислений здесь чаще приходится прибегать к непосредственным измерениям.

Измерение скорости течения. Наиболее простым и самым доступным способом измерения скорости течения является измерение при помощи поплавков. Наблюдая (с часами) время прохождения поплавка мимо двух пунктов, расположенных по течению реки на определенном расстоянии друг против друга, мы всегда можем вычислить искомую скорость. Эту скорость обычно выражают количеством метров в секунду.

Указанный нами способ дает возможность определить скорость только самого верхнего слоя воды. Для определения скорости более глубоких слоев воды употребляют две бутылки (рис. 114). При этом верхняя бутылка дает среднюю скорость между обеими бутылками. Зная среднюю скорость течения воды на поверхности (первый способ), мы легко можем вычислить скорость на искомой глубине. Если V 1 будет скорость на поверхности, V 2 - средняя скорость, а V - искомая скорость, то V 2 =( V 1 + V )/2 , откуда искомая скорость v = 2 v 2 - v 1 .

Несравненно более точные результаты получаются при измерении особым прибором, носящим название вертушки. Существует много типов вертушек, но принцип их устройства одинаков и заключается в следующем. Горизонтальная ось с лопастным винтом на конце подвижно укреплена в раме, имеющей на заднем конце рулевое перо (рис. 115). Прибор, опущенный в воду, повинуясь рулю, встает как раз против течения,

и лопастной винт начинает вращаться вместе с горизонтальной осью. На оси имеется бесконечный винт, который можно соединить со счетчиком. Глядя на часы, наблюдатель включает счетчик, который начинает отсчитывать количество оборотов. Через определенный промежуток времени счетчик выключается, и наблюдатель по количеству оборотов определяет скорость течения.

Кроме указанных способов, применяют еще измерение особыми батометрами, динамометрами и, наконец, химическими способами, известными нам по изучению скорости течения грунтовых вод. Примером батометра может служить батометр проф. В. Г. Глушкова, представляющий собой резиновый баллон, отверстие которого обращено навстречу течению. Количество воды, которое успевает попасть в баллон за единицу времени, дает возможность определить скорость течения. Динамометры определяют силу давления. Сила давления позволяет вычислить скорость.

Когда требуется получить детальное представление о распределении скоростей в поперечном сечении (живом сечении) реки, поступают следующим образом:

1. Вычерчивается поперечный профиль реки, причем для удобства вертикальный масштаб берется в 10 раз больше горизонтального.

2. Проводятся вертикальные линии по тем пунктам, в которых производились измерения скоростей течения на разных глубинах.

3. На каждой вертикали отмечается соответствующая глубина по масштабу и обозначается соответствующая скорость.

Соединив точки с одинаковыми скоростями, мы получим систему кривых (изотах), дающую наглядное представление о распределении скоростей в данном живом сечении реки.

Средняя скорость. Дли многих гидрологических расчетов необходимо иметь данные о средней скорости течения воды живого сечения реки. Но определение средней скорости воды представляет собой довольно сложную задачу.

Мы уже говорили о том, что движение воды в потоке отличается не только сложностью, но и неравномерностью, во времени (пульсация). Однако, исходя из ряда наблюдений, мы всегда имеем возможность вычислить среднюю скорость течения для любой точки живого сечения реки. Имея же величину средней скорости в точке, мы можем на графике изобразить распределение скоростей по взятой нами вертикали. Для этого глубина каждой точки откладывается по вертикали (сверху вниз), а скорость течения по горизонтали (слева направо). То же проделываем и с другими точками взятой нами вертикали. Соединив концы горизонтальных линий (изображающих скорости), мы получим чертеж, дающий ясное представление о скоростях течений на различных глубинах взятой нами вертикали. Этот чертеж носит название графика скоростей или годографа скоростей.

По данным многочисленных наблюдений выявилось, что для получения полного представления о распределении скоростей течения по вертикали достаточно определить скорости на следующих пяти точках: 1) на поверхности, 2) на 0,2 h , 3) на 0,6 h , 4) на 0,8 h и 5) на дне, считая h - глубиной вертикали от поверхности до дна.

Годограф скоростей дает ясное представление об изменении скоростей от поверхности до дна потока на взятой вертикали. Наименьшая скорость у дна потока обусловлена главным образом трением. Чем больше шероховатость дна, тем резче уменьшаются скорости течений. В зимнее время, когда поверхность реки покрыта льдом, возникает трение еще и о поверхность льда, что также отражается на скорости течения.

Годограф скоростей позволяет нам вычислить среднюю скорость течения реки по данной вертикали.

Средняя скорость течения по вертикали живого сечения потока проще всего определить по формуле:

где ώ - площадь годографа скоростей, а Н - высота этой площади. Иначе говоря, для определения средней скорости течения по вертикали живого сечения потока нужно площадь годографа скоростей разделить на ее высоту.

Площадь годографа скоростей определяется или при помощи планиметра или аналитически (т. е. разбивая на простые фигуры - треугольники и трапеции).

Средняя скорость потока определяется различными способами. Наиболее простым способом является умножение максимальной скорости (V max ) на коэффициент шероховатости (п) . Коэффициент шероховатости для горных рек приблизительно можно считать 0,55, для рек с руслом, выстланным гравием, 0,65, для рек с неровным песчаным или глинистым ложем 0,85.

Для точного определения средней скорости течения живого сечения потока пользуются различными форхмулами. Наиболее употребительной является формула Шези.

где v - средняя скорость живого сечения потока, R - гидравлический радиус, J - поверхностный уклон потока и С - коэффициент скорости. Но здесь значительные трудности представляет определение коэффициента скорости.

Коэффициент скорости определяется по различным эмпирическим формулам (т. е. полученным на основе изучения и анализа большого количества наблюдений). Наиболее простой является формула:

где п - коэффициент шероховатости, a R - уже знакомый нам гидравлический радиус.

Расход. Количество воды в м, протекающее через данное живое сечение реки в секунду, называют расходом реки (для данного пункта). Теоретически расход (а) вычислить просто: он равен площади живого сечения реки ( F ), умноженной на среднюю скорость течения ( v ), т. е а = Fv . Так, например, если площадь живого сечения реки равна 150 м 2 , а скорость 3 м/сек, то расход будет равен 450 м 3 в секунду. При вычислении расхода за единицу количества воды берется кубический метр, а за единицу времени - секунда.

Мы уже говорили о том, что теоретически расход реки для того или другого пункта вычислить нетрудно. Выполнить же эту задачу практически дело значительно более сложное. Остановимся на простейших теоретических и практических способах, чаще всего применяемых при изучении рек.

Существует много различных способов определения расхода воды в реках. Но все их можно разбить на четыре группы: объемный способ, способ смешения, гидравлический и гидрометрический.

Объемный способ с успехом применяется для определения расхода самых небольших речек (ключей и ручьев) с расходом от 5 до 10 л (0,005- 0,01 м 3) в секунду. Суть его заключается в том, что ручей запруживается и вода спускается по желобу. Под желоб ставится ведро или бак (в зависимости от величины ручья). Объем сосуда должен быть точно измерен. Время наполнения сосуда измеряется в секундах. Частное от деления объема сосуда (в метрах) на время наполнения сосуда (в секундах) как. раз и дает искомую величину. Объемный способ дает наиболее точные результаты.

Способ смешения основан на том, что в определенном пункте реки впускается в поток раствор какой-либо соли или краски. Определяя содержание соли или краски в другом, ниже расположенном, пункте потока, вычисляют расход воды (простейшая формула

где q - расход соляного раствора, к 1 -концентрация раствора соли при выпуске, к 2 - концентрация раствора соли в нижележащем пункте). Этот способ является одним из наилучших для бурных горных рек.

Гидравлический способ основан на применении различного рода гидравлических формул при протекании воды как через естественные русла, так и искусственные водосливы.

Приведем простейший пример способа водослива. Строится запруда, верх которой имеет тонкую стенку (из дерева, бетона). В стенке прорезан водослив в виде прямоугольника, с точно определенными размерами.основания. Вода переливает через водослив, и расход вычисляется по формуле

(т - коэффициент водослива, b - ширина порога водослива, H -напор над ребром водослива, g -ускорение силы тяжести), При помощи водослива можно с большой точностью измерять расходы от 0,0005 до 10 м 3 /сек. Особенно широко он применяется в гидравлических лабораториях.

Гидрометрический способ основан на измерении площади живого сечения и скорости течения. Он является наиболее распространенным. Вычисление ведется по формуле, о чем мы уже говорили.

Сток. Количество воды, протекающее через данное живое сечение реки в секунду, мы называем расходом. Количество же воды, протекающее через данное живое сечение реки на протяжении более долгого периода, называют стоком. Величина стока может быть исчислена за сутки, за месяц, за сезон, за год и даже за ряд лет. Чаще всего сток исчисляется за сезоны, потому что сезонные изменения для большинства рек особенно сильны и характерны. Большое значение в географии имеют величины годовых стоков и в особенности величина среднего годового стока (сток, вычисленный из многолетних данных). Средний годовой сток дает возможность вычислять средний расход реки. Если расход выражается в кубических метрах в секунду, то годовой сток (во избежание очень крупных чисел) выражается в кубических километрах.

Имея сведения о расходе, мы можем получить данные и о стоке за тот или другой период времени (путем умножения величины расхода на количество секунд взятого периода времени). Величину стока в данном случае выражается объемно. Сток крупных рек выражается обыкновенно в кубических километрах.

Так, например, средний годовой сток Волги 270 км 3 , Днепра 52 км 3 , Оби 400 км 3 , Енисея 548 км 3 , Амазонки 3787 км, 3 и т. д.

При характеристике рек очень важное значение имеет отношение величины стока к количеству осадков, выпадающих на площади бассейна взятой нами реки. Количество осадков, как мы знаем, выражается толщиной слоя воды в миллиметрах. Следовательно, для сравнения величины стока с величиной осадков необходимо величину стока выразить также толщиной слоя воды в миллиметрах. Для этого величину стока за данный период, выраженную в объемных мерах, распределяют равномерным слоем по всей площади бассейна реки, лежащей выше пункта наблюдения. Эта величина, называемая высотой стока (А), вычисляется по формуле:

А - это высота стока, выраженная в миллиметрах, Q - расход, Т - период времени, 10 3 служит переводом метров в миллиметры и 10 6 для перевода квадратных километров в квадратные метры.

Отношение количества стока к количеству выпавших осадков называют коэффициентом стока. Если коэффициент стока обозначить буквой а, а количество осадков, выраженное в миллиметрах,- h , то

Коэффициент стока, как и всякое отношение,- величина отвлеченная. Ее можно выразить в процентах. Так, например, для р. Невы А=374 мм, h = 532 мм; следовательно, а = 0,7, или 70%. В данном случае коэффициент стока р. Невы позволяет нам сказать, что из всего количества осадков, выпадающих в бассейне р. Невы, 70% стекает в море, а 30% испаряется. Совершенно иную картину мы наблюдаем на р. Ниле. Здесь А=35 мм, h =826 мм; следовательно а=4%. Значит, 96% всех осадков бассейна Нила испаряется и только 4% доходит до моря. Уже из приведенных Примеров видно, какое огромное значение коэффициент стока имеет для географов.

Приведем в качестве примера среднее значение осадков и стока для некоторых рек Европейской части СССР.

В приведенных нами примерах количество осадков, величины стоков, а, следовательно, и коэффициенты стоков исчислены как средние годовые на основании многолетних данных. Само собой разумеется, что коэффициенты стоков могут быть выведены на любой период времени: сутки, месяц, время года и т. д.

В некоторых случаях сток выражается количеством литров в секунду на 1 км 2 площади бассейна. Эта величина стока носит название модуля стока.

Величину среднего многолетнего стока при помощи изолиний можно положить на карту. На такой карте сток выражен модулями стока. Она дает представление о том, что средний годовой сток на равнинных частях территории нашего Союза имеет зональный характер, причем величина стока уменьшается к северу. По такой карте можно видеть, какое огромное значение для стока имеет рельеф.

Питание рек. Различают три основных вида питания рек: питание поверхностными водами, питание подземными водами и смешанное питание.

Питание поверхностными водами можно подразделить на дождевое, снеговое и ледниковое. Дождевое питание свойственно рекам тропических областей, большинству муссонных областей, а также многим районам Западной Европы, отличающимся мягким климатом. Снеговое питание характерно для стран, где в течение холодного периода накапливается много снега. Сюда относится большая часть рек территории СССР. В весеннее время для них характерны мощные паводки. Особо необходимо выделить снега высоких горных стран, которые наибольшее количество воды дают в конце весны и в летнее время. Это питание, носящее название горноснегового, близко к ледниковому питанию. Ледники, как и горные снега, дают воду главным образом в летнее время.

Питание подземными водами осуществляется двумя путями. Первый путь - это питание рек более глубокими водоносными слоями, выходящими (или, как говорят, выклинивающимися) в русло реки. Это достаточно устойчивое питание для всех времен года. Второй путь - питание грунтовыми водами аллювиальных толщ, непосредственно связанных с рекой. В периоды высокого стояния воды аллювий насыщается водой, а после спада вод медленно возвращает реке свои запасы. Это питание менее устойчиво.

Реки, получающие свое питание от одних поверхностных или одних подземных вод, встречаются редко. Значительно чаще встречаются реки со смешанным питанием. В одни периоды года (весна, лето, начало осени) для них преобладающее значение имеют поверхностные воды, в другие периоды (зимой или в периоды засухи) грунтовое питание становится единственным.

Можно упомянуть еще о реках, питающихся конденсационными водами, которые могут быть и поверхностными и подземными. Подобные реки чаще встречаются в горных районах, где скопления глыб и камней на вершинах и склонах конденсируют влагу в заметных количествах. Эти воды могут влиять на увеличение стока.

Условия питания рек в различные времена года. В зимнее время боль шая часть наших рек питается исключительно грунтовыми водами. Это питание довольно равномерно, поэтому зимний сток для большинства наших рек можно характеризовать как наиболее равномерный, очень слабо убывающий от начала зимы к весне.

Весной характер стока и вообще весь режим рек резко изменяется. Накопившиеся за зиму осадки в виде снега быстро стаивают, и талые воды в огромном количестве сливаются в реки. В результате получается весеннее половодье, которое в зависимости от географических условий бассейна реки длится более или менее продолжительное время. О характере весенних половодий мы будем говорить несколько позже. В данном же случае отметим лишь один факт: весной к грунтовому питанию прибавляется огромное количество весенних талых снеговых вод, что увеличивает сток во много раз. Так, например, для Камы средний расход в весеннее время превышает зимний расход в 12 и даже в 15 раз, для Оки в 15-20 раз; расход Днепра у Днепропетровска в весеннее время в некоторые годы превышает зимний расход в 50 раз, у мелких рек разница еще значительнее.

В летнее время питание рек (в наших широтах) осуществляется, содной стороны, грунтовыми водами, с другой - непосредственным стоком дождевых вод. Согласно наблюдениям акад. Оппокова в бассейне верхнего Днепра этот непосредственный сток дождевых вод в течение летних месяцев достигает 10%. В горных районах, где условия стока более благоприятны, этот процент значительно увеличивается. Но особенно большой величины он достигает в тех районах, которые отличаются широким распространением вечной мерзлоты. Здесь после каждого дождя уровень рек быстро повышается.

В осеннее время по мере понижения температур испарение и транспирация постепенно уменьшаются, и поверхностный сток (сток дождевых вод) увеличивается. В результате осенью сток, вообще говоря, увеличивается вплоть до того момента, когда жидкие атмосферные осадки (дожди) сменяются твердыми (снегом). Таким образом, осенью, как и

мы имеем грунтовое плюс дождевое питание, причем дождевое постепенно уменьшается и к началу зимы прекращается вовсе.

Таков ход питания обычных рек в наших широтах. В высокогорных странах летом прибавляются еще талые воды горных снегов и ледников.

В пустынных и сухостепных областях талые воды горных снегов и льдов играют доминирующую роль (Аму-Дарья, Сыр-Дарья и др.).

Колебание уровней вод в реках. Мы только что говорили об условиях питания рек в различные времена года и в связи с этим отмечали, как изменяется сток в различное время года. Наиболее наглядно эти изменения показывает кривая колебания уровней воды в реках. Вот перед нами три графика. Первый график дает представление о колебании уровня рек лесной зоны Европейской части СССР (рис. 116). На первом графике (р. Волги) характерен

быстрый и высокий подъем с продолжительностью около 1 / 2 месяца.

Теперь обратите внимание на второй график (рис. 117), характерный для рек таежной зоны Восточной Сибири. Здесь резкий подъем весной и ряд подъемов летом в связи с дождями и наличием вечной мерзлоты, увеличивающей быстроту стока. Наличие той же мерзлоты, снижающей зимнее грунтовое питание, приводит к особенно низкому уровню воды в зимний период.

На третьем графике (рис. 118) кривая колебаний уровня рек таежной зоны Дальнего Востока. Здесь в связи с мерзлотой тот же очень низкий уровень в холодный период и непрерывные резкие колебания уровня в теплые периоды. Они обусловливаются весной ив начале лета таянием снегов, а позже дождями. Наличие гор и вечной мерзлоты ускоряет сток, что особенно резко сказывается на колебании уровня.

Характер колебания уровней одной и той же реки в различные годы неодинаков. Вот перед нами график колебания уровней р. Камы для различных лет (рис. 119). Как видите, река в различные годы имеет весьма различный характер колебаний. Правда, здесь выбраны годы наиболее резких отклонений от нормы. Но вот перед нами второй график колебаний уровней р. Волги (рис. 116). Здесь все колебания однотипные, но размах колебаний и продолжительность разлива весьма различны.

В заключение необходимо сказать, что изучение колебания уровней рек, помимо научного значения, имеет также огромное практическое значение. Снесенные мосты, разрушенные плотины и прибрежные сооружения, затопленные, а иногда совершенно разрушенные и смытые селения уже давно заставили человека внимательно отнестись к этим явлениям и заняться их изучением. Немудрено, что наблюдения за колебаниями уровней рек ведутся с глубокой древности (Египет, Месопотамия, Индия, Китай и т. д.). Речное судоходство, строительство дорог, и в особенности железных дорог, потребовало более точных наблюдений.

Наблюдение над колебаниями уровней рек у нас в России началось, по-видимому, очень давно. В летописях, начиная с XV в., мы встречаем нередко указания на высоту разливов р. Москвы и Оки. Наблюдения над колебаниями уровня Москвы-реки производились уже ежедневно. С начала XIX в. ежедневные наблюдения проводились уже на всех крупных пристанях всех судоходных рек. Из года в год количество гидрометрических станций непрерывно возрастало. В дореволюционное время у нас в России существовало более тысячи водомерных постов. Но особенного развития эти станции достигли в советское время, что легко видеть из приведенной таблицы.

Весеннее половодье. В период весеннего таяния снегов уровень воды в реках резко повышается, и вода, переполняя обычно русло, выходит из берегов и нередко заливает пойму. Это явление, характерное для большинства наших рек, носит название весеннего половодья.

Время наступления половодья зависит от климатических условий местности, а продолжительность периода половодья, кроме того, от размеров бассейна, отдельные части которого могут находиться при различных климатических условиях. Так, например, для р. Днепра (по наблюдениям у г. Киева) продолжительность половодья от 2,5 до 3 месяцев, тогда как для притоков Днепра - Сулы и Псёла - продолжительность половодья всего около 1,5-2 месяцев.

Высота весеннего половодья зависит от многих причин, но главнейшими из них являются: 1) количество снега в бассейне реки к началу таяния и 2) интенсивность весеннего таяния.

Некоторое значение имеет также степень насыщенности водой почвы в бассейне реки, мерзлота или талость почв, весенние осадки и др.

Для большинства крупных рек Европейской части СССР характерен весенний подъем воды до 4 м. Однако в различные годы высота весеннего половодья подвержена очень сильным колебаниям. Так, например, для Волги у г. Горького подъемы воды доходят до 10-12 м, у г. Ульяновска до 14 м; для р. Днепра за 86 лет наблюдений (с 1845 по 1931 г.) от 2,1 м до 6-7 и даже 8,53 м (1931 г.).

Наиболее высокие подъемы воды приводят кнаводнениям, которые причиняют большой ущерб населению. Примером может служить наводнение в Москве 1908 г., когда значительная часть города и полотно Московско-Курской железной дороги на десятки километров оказались под водой. Очень сильное наводнение испытал ряд волжских городов (Рыбинск, Ярославль, Астрахань и др.) в результате необычайно высокого подъема воды р. Волги весной 1926 г.

На больших сибирских реках в связи с заторами подъем воды доходит до 15-20 и более метров. Так, на р. Енисее до 16 м, а на р. Лене (у Булуна) до 24 м.

Паводки. Помимо периодически повторяющихся весенних половодий, наблюдаются еще внезапные подъемы воды, вызванные или выпадением сильных дождей, или какими-либо иными причинами. Эти внезапные подъемы воды в реках в отличие от периодически повторяющихся весенних половодий называют паводками. Паводки в отличие от половодий могут иметь место в любое время года. В условиях равнинных областей, где уклон рек очень невелик, эти паводки могут вызвать резкие повышения 1 уровней главным образом в небольших реках. В горных условиях паводки проявляются и на более крупных реках. Особенно сильные паводки наблюдаются у нас на Дальнем Востоке, где, помимо горных условий, мы имеем внезапные продолжительные ливни, дающие за один-два дня более 100 мм осадков. Здесь летние паводки нередко принимают характер сильных, иногда губительных наводнений.

Известно, что на высоту половодий и характер стока вообще огромное влияние оказывают леса. Они прежде всего обеспечивают медленное таяние снега, что удлиняет продолжительность половодья и снижает высоту паводка. Кроме того, лесная подстилка (опавшая листва, хвоя, мхи и т. д.) сохраняет влагу от испарения. В результате коэффициент поверхностного стока в лесу в три-четыре раза меньше чем на пашне. Отсюда и высота паводка уменьшается до 50%.

В целях уменьшения разливов и вообще регулирования стока у нас в СССР правительством обращено особое внимание на сохранение лесов в районах питания рек. Постановлением (от 2/ VII 1936 г.) предусмотрено сохранение лесов по обоим берегам рек. При этом в верхних течениях рек должны сохраняться полосы леса в 25 км ширины, а в нижнем течения 6 км .

Возможности дальнейшей борьбы с разливами и развитие мероприятий по регулированию поверхностного стока в нашей стране, можно сказать, неограниченны. Создание лесных полезащитных полос и водохранилищ регулирует сток на огромных пространствах. Создание огромной сети каналов и колоссальных водохранилищ еще в большей степени подчиняет сток воле и наибольшей выгоде человека социалистического общества.

Межень. В период, когда река живет почти исключительно за счет питания грунтовыми водами при отсутствии питания дождевыми водами, уровень реки является наиболее низким. Этот период наиболее низкого стояния уровня вод в реке носит название межени. Началом межени считают конец спада весеннего половодья, а концом межени - начало осеннего подъема уровня. Значит, межень или меженный период для большинства наших рек соответствует летнему периоду.

Замерзание рек. Реки холодных и умеренных стран в холодный период года покрываются льдом. Замерзание рек начинается обыкновенно у берегов, где наиболее слабое течение. В дальнейшем на поверхности воды появляются кристаллики и ледяные иглы, которые, собираясь в большом количестве, образуют так называемое «сало». По мере дальнейшего охлаждения воды в реке появляются льдины, количество которых постепенно увеличивается. Иногда сплошной осенний ледоход продолжается несколько дней, а при тихой морозной погоде река «встает» довольно быстро, особенно на поворотах, где накапливается большое количество льдин. После того как река покрылась льдом, она переходит на питание грунтовыми водами, причем уровень воды нередко понижается, а лед на реке прогибается.

Лед путем нарастания снизу, постепенно утолщается. Толщина ледяного покрова в зависимости от условий климата может быть очень различна: от нескольких сантиметров до 0,5- 1 м, а в некоторых случаях (в Сибири) до 1,5-2 м. От таяния и замерзания выпавшего снега лед может утолщаться и сверху.

Выходы большого количества источников, приносящих более теплую воду, в некоторых случаях приводят к образованию «полыньи», т. е. незамерзающего участка.

Процесс замерзания реки начинается охлаждением верхнего слоя воды и образованием тонких пленок льда„ известных под названием сала. В результате турбулентного характера течения происходит перемешивание воды, что приводит к охлаждению всей массы воды. При этом температура воды может быть несколько ниже 0° (на р. Неве до - 0°,04, на р. Енисее -0°,1): Переохлажденная вода создает благоприятные условия для образования кристалликов льда, в результате чего возникает так называемый глубинный лед. Глубинный лед, образовавшийся на дне, называется донным льдом. Глубинный лед, находящийся во взвешенном состоянии, называют шугой. Шуга может находиться во взвешенном состоянии, а также всплывать на поверхность.

Донный лед, постепенно нарастая, отрывается от дна и в силу своей меньшей плотности всплывает на поверхность. При этом донный лед, отрываясь от дна, захватывает с собой и часть грунта (песок, гальку и даже камни). Донный лед, всплывший на поверхность, также называют шугой.

Скрытая теплота ледообразования быстро расходуется, и вода реки все время, вплоть до образования ледяного покрова, остается переохлажденной. Но как только возникает ледяной покров, потеря тепла в воздух в значительной степени прекращается и вода больше уже не переохлаждается. Понятно, что и образование кристалликов льда (а следовательно, и глубинного льда) прекращается.

При значительной скорости течения образование ледяного покрова сильно замедляется, что в свою очередь приводит к образованию глубинного льда в огромных количествах. В качестве примера можно указать на р. Ангару. Здесь шуга. и. донный лед, забивая русло, образуют зажоры. Закупорка русла приводит к высокому подъему уровня воды. После образования ледяного покрова процесс образования глубинного льда резко сокращается, и уровень реки быстро понижается.

Образование ледяного покрова начинается с берегов. Здесь при меньшей скорости течения скорее образуется лед (забереги). Но этот лед нередко увлекается течением и вместе с массой шуги обусловливает так называемый осенний ледоход. Осенний ледоход иногда сопровождается заторами, т. е. образованием ледяных плотин. Заторы (как и зажоры) могут вызывать значительные подъемы воды. Заторы возникают обыкновенно в суженных участках реки, на крутых поворотах, на перекатах, а также у искусственных сооружений.

На больших реках, текущих на север (Обь, Енисей, Лена), низовья рек замерзают раньше, что способствует образованию особенно мощных заторов. Поднимающийся при этом уровень вод в некоторых случаях может создать условия для возникновения обратных течений в нижних участках притоков.

С момента образования ледяного покрова река вступает в период ледостава. С этого момента лед медленно нарастает снизу. На толщину ледяного покрова, помимо температур, большое влияние оказывает снеговой покров, предохраняющий поверхность реки от охлаждения. В среднем толщина льда на территории СССР достигает:

Полыньи. Нередки случаи, когда некоторые участки реки зимой не замерзают. Эти участки называют полыньями. Причины их образования различны. Чаще всего они наблюдаются на участках быстрого течения, на месте выхода большого количества источников, на месте спуска фабричных вод и др. В некоторых случаях подобные участки наблюдаются также при выходе реки из глубокого озера. Так, например, р. Ангара при выходе из оз. Байкал километров на 15, а в некоторые годы даже на 30, не замерзает вовсе (Ангара «подсасывает» более теплую воду Байкала, которая нескоро потом охлаждается до точки замерзания).

Вскрытие рек. Под влиянием весенних солнечных лучей снег на льду начинает таять, в результате чего на поверхности льда образуются линзообразные скопления воды. Потоки воды, стекающие с берегов, усиливают таяние льда особенно у берегов, что приводит к образованию закраин.

Обычно перед началом вскрытия наблюдается подвижка льда. При этом лед то начинает двигаться, то останавливается. Момент подвижек является наиболее опасным для сооружений (плотин, дамб, мостовых устоев). Поэтому около сооружений лед заблаговременно обкалывается. Начинающийся подъем вод взламывает льды, что в конечном итоге приводит к ледоходу.

Весенний ледоход обыкновенно бывает много сильнее осеннего, что обусловливается значительно большим количеством воды и льда. Ледяные заторы весной также больше осенних. Особенно больших размеров они достигают на северных реках, где вскрытие рек начинается сверху. Приносимые рекой льды задерживаются на ниже расположенных участках, где лед еще крепок. В результате образуются мощные ледяные плотины, которые за 2-3 часа поднимают уровень воды на несколько метров. Последующий прорыв плотины вызывает очень сильные разрушения. Приведем пример. Река Обь вскрывается у Барнаула в конце апреля, а у Салехарда в начале июня. Толщина льда у Барнаула около 70 см, а в низовьях Оби около 150 см. Поэтому явление заторов здесь совершенно обычно. При образовании заторов (или, как здесь называют, «зажоров») уровень вод за 1 час поднимается на 4-5 м и так же быстро понижается после прорыва ледяных плотин. Грандиозные потоки воды и льда могут уничтожать леса на больших площадях, разрушать берега, прокладывать новые русла. Заторы могут легко разрушать даже самые крепкие сооружения. Поэтому при планировании сооружений необходимо учитывать места сооружений, тем более, что заторы обычно бывают на одних и тех же участках. Для защиты сооружений или зимних стоянок речного флота лед на данных участках обычно взрывается.

Подъем воды при заторах на Оби достигает 8-10 м, а в низовьях р. Лены (у г. Булуна) - 20-24 м.

Гидрологический год. Сток и другие характерные черты жизни рек, как мы уже видели, в различные времена года различны. Однако времена года в жизни реки не совпадают с обычными календарными временами года. Так, например, зимний сезон для реки начинается с того момента, когда дождевое питание прекращается и река переходит к зимнему грунтовому питанию. В пределах территории СССР этот момент в северных районах наступает в октябре, а в южных в декабре. Таким образом, одного точно установленного момента, подходящего для всех рек СССР, не существует. То же самое нужно сказать и относительно других сезонов. Само собой разумеется, что начало года в жизни реки, или, как говорят, начало гидрологического года не может совпадать с началом календарного года (1 января). Началом гидрологического года считают момент перехода реки к исключительно грунтовому питанию. Для различных мест территории даже одного нашего государства начало гидрологического года не может быть одно и то же. Для большинства рек СССР начало гидрологического года приходится на период от 15/ XI до 15/Х II .

Климатическая классификация рек. Уже из того, что было сказано о режиме рек в различные времена года, ясно, что климат оказывает огромное влияние на реки. Достаточно, например, сравнить реки Восточной Европы с реками Западной и Южной Европы, чтобы заметить разницу. Наши реки замерзают на зиму, вскрываются весной и дают исключительно высокий подъем воды в период весеннего половодья. Реки Западной Европы очень редко замерзают и почти не дают весенних разливов. Что же касается рек Южной Европы, то они вовсе не замерзают, и самый высокий уровень вод имеют в зимнее время. Еще более резкую разницу мы находим между реками других стран, лежащих в других климатических областях. Достаточно вспомнить реки муссонных областей Азии, реки северной, центральной и южной Африки, реки Южной Америки, Австралии и т. д. Все это вместе взятое дало основание нашему климатологу Воейкову классифицировать реки в зависимости от тех климатических условий, в которых они находятся. Согласно этой классификации (несколько измененной позже) все реки Земли делятся на три типа: 1) реки, питающиеся почти исключительно талыми водами снегов и льдов, 2) реки, питающиеся только дождевыми водами, и 3) реки, получающие воду обоими способами, указанными выше.

К рекам первого типа относятся:

а) реки пустынь, окаймленных высокими горами со снежными вершинами. Примерами могут служить: Сыр-Дарья, Аму-Дарья, Тарим и др.;

б) реки полярных областей (северной Сибири и Северной Америки), находящихся главным образом на островах.

К рекам второго типа относятся:

а) реки Западной Европы с более или менее равномерным дождевым питанием: Сена, Майн, Мозель и др.;

б) реки средиземноморских стран с зимним разливом: реки Италии, Испаниии др.;

в) реки тропических стран и муссонных областей с летними разливами: Ганг, Инд, Нил, Конго и др.

К рекам третьего типа, питающимся как талой, так и дождевой водой, относятся:

а) реки Восточно-Европейской, или Русской, равнины, Западной Сибири, Северной Америки и другие с весенним разливом;

б) реки, получающие питание с высоких гор, с весенним и летним разливом.

Существуют и другие более новые классификации. Среди них следует отметить классификацию М. И. Львовича, который взял в основу ту же классификацию Воейкова, но в целях уточнения принял во внимание не только качественные, но и количественные показатели источников питания рек и сезонное распределение стока. Так, например, он берет величину годового стока и определяет, какой процент стока обусловливается тем или другим источником питания. Если величина стока какого-либо источника более 80%, то этому источнику придается исключительное значение; если величина стока от 50 до 80%, то - преимущественное; менее 50%-преобладающее. В результате у него получается 38 групп водного режима рек, которые объединяются в 12 типов. Эти типы следующие:

1. Амазонский тип - почти исключительно дождевое питание и преобладание осеннего стока, т. е. в те месяцы, которые в умеренном поясе считаются осенними (Амазонка, Рио-Негро, Голубой Нил, Конго и др.).

2. Нигерианский тип - преимущественно дождевое питание с преобладанием осеннего стока (Нигер, Луалаба, Нил и др.).

3. Меконгский тип - почти исключительно дождевое питание с преобладанием летнего стока (Меконг, верховья Мадейры, Мараньона, Парагвая, Параны и др.).

4. Амурский - преимущественно дождевое питание с преобладанием летнего стока (Амур, Витим, верховья Олекмы, Яны и др.).

5. Средиземноморский - исключительно или преимущественно дождевое питание и господство зимнего стока (Мозель, Рур, Темза, Агри в Италии, Альма в Крыму и др.).

6. Одерианский - преобладание дождевого питания и весеннего стока (По, Тисса, Одер, Морава, Эбро, Огайо и др.).

7. Волжский – в основном снеговое питание с преобладанием весеннего стока (Волга; Миссисипи, Москва, Дон, Урал, Тобол, Кама и др.).

8. Юконский - преобладающее снеговое питание и господство летнего стока (Юкон, Кола, Атабаска, Колорадо, Вилюй, Пясина и Др.).

9. Нуринский - преобладание снегового питания и почти исключительно весенний сток (Нура, Еруслан, Бузулук, Б. Узень, Ингулец и др.).

10. Гренландский - исключительно ледниковое питание и кратковременный сток летом.

11. Кавказский - преобладающее или преимущественно ледниковое питание и господство летнего стока (Кубань, Терек, Рона, Инн, Ааре и др.).

12. Лоанский - исключительное или преимущественное питание за счет подземных вод и равномерное распределение стока в течение года (р. Лоа в северной части Чили).

Многие реки, особенно те, которые имеют большую длину и большую площадь питания, могут оказаться отдельными своими частями в различных группах. Так, например, реки Катунь и Бия (от слияния которых образуется Обь) питаются главным образом талыми водами горных снегов и ледников с подъемом воды летом. В таежной зоне притоки Оби питаются талыми снеговыми и дождевыми водами с разливами весной. В низовьях Оби притоки относятся к рекам холодного пояса. Река Иртыш сама по себе имеет сложный характер. Все это, конечно, необходимо учитывать.

— Источник—

Половинкин, А.А. Основы общего землеведения/ А.А. Половинкин.- М.: Государственное учебно-педагогическое издательство министерства просвещения РСФСР, 1958.- 482 с.

Post Views: 55