Зависимость скорости течения от рельефа реки лена. Движение жидкости по трубам

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

В предыдущих параграфах были рассмотрены законы равновесия жидкостей и газов. Теперь рассмотрим некоторые явления, связанные с их движением.

Движение жидкости называют течением , а совокупность частиц движущейся жидкости потоком. При описании движения жидкости определяют скорости, с которыми частицы жидкости проходят через данную точку пространства.

Если в каждой точке пространства, заполненного движущейся жидкостью, скорость не изменяется со временем, то такое движение называется установившимся, или стационарным . При стационарном течении любая частица жидкости проходит через данную точку пространства с одним и тем же значением скорости. Мы будем рассматривать только стационарное течение идеальной несжимаемой жидкости. Идеальной называют жидкость, в которой отсутствуют силы трения.

Как известно, неподвижная жидкость в сосуде, согласно закону Паскаля, передает внешнее давление ко всем точкам жидкости без изменения. Но когда жидкость течет без трения по трубе переменного поперечного сечения, давление в разных местах трубы неодинаково. Оценить распределение давлений в трубе, по которой течет жидкость, можно с помощью установки, схематически изображенной на рисунке 1. Вдоль трубы впаивают вертикальные открытые трубки-манометры. Если жидкость в трубе находится под давлением, то в манометрической трубке жидкость поднимается на некоторую высоту, зависящую от давления в данном месте трубы. Опыт показывает, что в узких местах трубы высота столбика жидкости меньше, чем в широких. Это значит, что в этих узких местах давление меньше. Чем это объясняется?

Предположим, что несжимаемая жидкость течет по горизонтальной трубе с переменным сечением (рис. 1). Выделим мысленно несколько сечений в трубе, площади которых обозначим и . При стационарном течении через любое поперечное сечение трубы за равные промежутки времени переносятся одинаковые объемы жидкости.

Пусть - скорость жидкости через сечение , - скорость жидкости через сечение . За время объемы жидкостей, протекающих через эти сечения, будут равны:

Так как жидкость несжимаема, то . Следовательно, для несжимаемой жидкости. Это соотношение называется уравнением неразрывности.

Из этого уравнения , т.е. скорости жидкости в двух любых сечениях обратно пропорциональны площадям сечений. Это значит, что частицы жидкости при переходе из широкой части трубы в узкую ускоряются. Следовательно, на жидкость, поступающую в более узкую часть трубы, действует со стороны жидкости, еще находящейся в широкой части трубы, некоторая сила. Такая сила может возникнуть только за счет разности давлений в различных частях жидкости. Так как сила направлена в сторону узкой части трубы, то в широком участке трубы давление должно быть больше, чем в узком. Учитывая уравнение неразрывности, можно сделать вывод: при стационарном течении жидкости давление меньше в тех местах, где больше скорость течения, и, наоборот, больше в тех местах, где скорость течения меньше.

К этому выводу впервые пришел Д. Бернулли, поэтому данный закон называют законом Бернулли .

Применение закона сохранения энергии к потоку движущейся жидкости позволяет получить уравнение, выражающее закон Бернулли (приводим без вывода)

- уравнение Бернулли для горизонтальной трубки .

Здесь и - статические давления, - плотность жидкости. Статическое давление равно отношению силы давления одной части жидкости на другую к площади соприкосновения, когда скорость их относительного движения равна нулю. Такое давление измерил бы манометр, движущийся вместе с потоком. Неподвижная монометрическая трубка с отверстием, обращенным навстречу потоку, измерит давление

Рассмотрим случай, когда невязкая жидкость течет по горизонтальной цилиндрической трубе с изменяющимся поперечным сечением.

Течение жидкости называют стационарным , если в каждой точке пространства, занимаемого жидкостью, ее скорость с течением времени не изменяется. При стационарном течении через любое поперечное сечение трубы за равные промежутки времени переносятся одинаковые объемы жидкости.

Жидкости практически несжимаемы , т. е. можно считать, что данная масса жидкости всегда имеет неизменный объем. Поэтому одинаковость объемов жидкости, проходящих через разные сечения трубы, означает, что скорость течения жидкости зависит от сечения трубы.

Пусть скорости стационарного течения жидкости через сечения трубы S 1 и S 2 равны соответственно v 1 и v 2 . Объем жидкости, протекающей за промежуток времени t через сечение S 1 , равен V 1 =S 1 v 1 t, а объем жидкости, протекающей за то же время через сечение S2, равен V 2 =S 2 v 2 t. Из равенства V 1 =V 2 следует, что

S 1 V 1 =S 2 V 2 . (5.10)

Соотношение (5.10) называют уравнением неразрывности . Из него следует, что

v 1 /v 2 =S 2 /S 1 .

Следовательно, при стационарном течении жидкости скорости движения ее частиц через разные поперечные сечения трубы обратно пропорциональны площадям этих сечений.

Согласно второму закону Ньютона, причиной ускорения является сила. Этой силой в данном случае является разность сил давления, действующих на текущую жидкость в широкой и узкой частях трубы. Следовательно, б широкой части трубы давление жидкости должно быть больше, чем в узкой. Это можно непосредственно наблюдать на опыте. На рис. показано, что на участках разного поперечного сечения S 1 и S 2 в трубу, по которой течет жидкость, вставлены манометрические трубки.

Как показывают наблюдения, уровень жидкости в манометрической трубке у сечения S 1 трубы выше, чем у сечения S 2 . Следовательно, давление в жидкости, протекающей через сечение с большей площадью S 1 , выше, чем давление в жидкости, протекающей через сечение с меньшей площадью S 2 . Следовательно, при стационарном течении жидкости в тех местах, где скорость течения меньше, давление в жидкости больше и, наоборот, там, где скорость течения больше, давление в жидкости меньше. К этому выводу впервые пришел Бернулли, поэтому данный закон называется законом Бернулли.

Закон Бернулли является следствием закона сохранения энергии для стационарного потока идеальной (то есть без внутреннего трения) несжимаемой жидкости:

ρ - плотность жидкости,

v - скорость потока,

h - высота, на которой находится рассматриваемый элемент жидкости,

p - давление.

Константа в правой части обычно называется напором , или полным давлением. Размерность всех слагаемых - единица энергии, приходящейся на единицу объёма жидкости.

Это соотношение называют уравнением Бернулли . Величина в левой части имеет отношение к интегралу Бернулли.

Для горизонтальной трубы h = const и уравнение Бернулли принимает вид.

Согласно закону Бернулли полное давление в установившемся потоке жидкости остается постоянным вдоль этого потока. Полное давление состоит из весового, статического и динамического давления. Из закона Бернулли следует, что при уменьшении сечения потока, из-за возрастания скорости, то есть динамического давления, статическое давление падает. Закон Бернулли справедлив и для ламинарных потоков газа. Явление понижения давления при увеличении скорости потока лежит в основе работы различного рода расходомеров, водо- и пароструйных насосов.

Закон Бернулли справедлив в чистом виде только для жидкостей, вязкость которых равна нулю, то есть таких жидкостей, которые не прилипают к поверхности трубы. На самом деле экспериментально установлено, что скорость жидкости на поверхности твердого тела всегда в точности равна нулю.

Закон Бернулли можно применить к истечению идеальной несжимаемой жидкости через малое отверстие в боковой стенке или дне широкого сосуда.

Согласно закону Бернулли приравняем полные давления на верхней поверхности жидкости и на выходе из отверстия:

p 0 - атмосферное давление,

h - высота столба жидкости в сосуде,

v - скорость истечения жидкости.

Отсюда: . Это - формула Торричелли. Она показывает, что при истечении идеальной несжимаемой жидкости из отверстия в широком сосуде жидкость приобретает скорость, какую получило бы тело, свободно падающее с высоты h .

§ 5. ТЕЧЕНИЯ В РЕЧНОМ ПОТОКЕ

В речных руслах течение воды возникает в связи с продольным уклоном. Казалось бы, что под влиянием уклона скорость движения потока будет увеличиваться все больше и больше. Однако этого не происходит. Энергия речного потока расходуется на внутреннее тре-ние воды и на преодоление трения ее о дно и берега. Поэтому в целом ускорения движения воды в речном потоке не наблюдается, однако может возникнуть местное ускорение, например, на перекатах и поро-гах.

В природе различают два режима движения жидкости: ламинар-ное, (параллельно-струйчатое) и турбулентное (беспорядочно-вихре-вое).

При ламинарном режиме отдельные струйки воды движут-ся параллельно друг другу, не смешиваясь между собой. Скорости от-дельных частиц воды постоянны по величине и направлению. У стенок скорости равны нулю, затем они постепенно увеличиваются, достигая

Рис. 8. Внутренние течения на изгибах русла

Наибольшего значения в середине потока. В природе ламинарное те-чение встречается при движении воды по порам грунта. Оно возможно лишь при очень малых скоростях. Например, по расчетам, водный по-ток глубиной в 1 м при песчаном русле и температуре 20° С будет иметь ламинарное движение в том случае, если скорость не превышает 0,5 мм/с. При большей скорости движение воды будет турбулентным.

При турбулентном виде движения частички воды переме-щаются беспорядочно, постоянно перемешиваясь и образуя в отдель-ных случаях вихри. Скорость их непрерывно и мгновенно изменяется по величине и направлению (т. е. происходит пульсация скорости). В реках движение воды всегда турбулентное. Степень турбулентности, или интенсивность перемешивания масс воды речного потока, зависит от шероховатости русла и скорости течения. При неровном русле и большой скорости течения степень турбулентности выше, при отно-сительно ровном русле и небольшой скорости течения-ниже.

Скорость перехода одного движения в другое при данной глубине потока называется критической. При увеличении глубины кри-тическая скорость уменьшается. По данным М. А. Великанова, пере-ход ламинарного движения потока в турбулентное и обратно при глу-бинах 10, 100, 200 см происходит с критическими скоростями, равными соответственно 0,4; 0,04, 0,02 м/с.

Общее течение речного потока вдоль русла при своем движении видоизменяется, в нем создаются внутренние течения. Причинами воз-никновения таких течений являются изгибы русла, подъем и спад уров-ней, наличие в потоке слоев воды с разной температурой, вращение Земли, а также воздействие рельефа дна, ветра, сооружений и др.

Под влиянием центробежной силы на изгибах русла образуется поверхностное течение, направленное от выпуклого берега к вогнутому, а у дна, наоборот, - от вогнутого к выпуклому (рис. 8). -За счет трения о дно скорость глубинного течения от вогнутого берега к выпуклому меньше по сравнению с поверхностным, поэтому у вы-пуклого берега происходит повышение уровня и создается попереч-ный уклон поверхности воды. На-пример, для реки, имеющей радиус кривизны 1000 м, скорость течения 1 м/с и глубину 5 м, скорость попе-речного поверхностного течения со-ставляет около 3,8 см/с, а у дна - 3,3 см/с. Взаимодействие продольно-го течения с поперечным придает По-току винтовой характер. Так как речное русло состоит из извилин, пе-реходящих одна в другую, направле-ние поперечного течения постоянно меняется.

Рис. 9. Внутренние течения при подъемах и спадах воды в русле

В результате вращения Земли в речных руслах возникает сила инерции, направленная к право-му берегу, и под действием этой силы

создается постоянное поперечное те-чение. Последнее направлено в по-верхностном слое к правому берегу, а в придонном - к левому. Скорости поперечных течений невелики. Напри-мер, для реки с глубиной 5 м и ско-ростью течения 1 м/с поперечные ско-рости у поверхности согласно расче-ту составляют около 0,25 и у дна - 0,23 см/с.

Взаимодействие продольного течения воды с поперечным также

придает потоку винтовой характер, но очень слабый.

Если направление поперечного течения на изгибах русла совпада-ет с направлением поперечного течения от вращения Земли, то вну-треннее винтовое течение усиливается, если же не совпадет - то уменьшается.

При подъемах воды возникают два винтовых течения, идущие от середины вверх, у поверхности - к берегам, а по дну - к середине (рис. 9).

При спаде воды наблюдаются обратные циркуляцион-ные течения.

Следует иметь в виду, что движение воды в речном потоке имеет более сложные формы по сравнению с описанными выше; внутренние течения постоянно видоизменяются, затухают и возникают вновь.

При турбулентном характере движения речного потока, как было уже указано, скорость каждой частички воды непрерывно меняется. Однако если в какой-либо точке потока прибором измерять пульсирую-щую скорость достаточно долго, то можно получить среднюю скорость в данной точке, имеющую определенную величину и направление.

Для представления о распределении скоростей течения в речном русле измеряют их осредненные значения и строят графики. Если измерить осредненные скорости течения в не-скольких точках, затем отложить их от прямой линии в соответствую-щем масштабе на чертеже в виде отрезков, то, соединив концы этих отрезков плавной кривой, получим график скоростей, называемый годографом или эпюрой скоростей.

Обычно эпюры скоростей строят по вертикали, живому сечению и в плане.

В открытых руслах средняя скорость по вертикали Одред (рис. 10, а) обычно находится на расстоянии 0,6 глубины h от поверх-ности. Наибольшая скорость по вертикали и дце располагается обыч-но несколько ниже поверхности, так как на скорость у поверхности Уцов влияют сила трения о воздух и поверхностное натяжение воды. Наименьшая скорость течения - у дна. Такое распределение скоростей течения по вертикали подвергается значительным изменениям под дей-ствием различных факторов. Например, при ветре, направление ко-торого совпадает с направлением течения, поверхностная скорость уве-личивается и наоборот. Неровности дна и водная растительность так-

Рис. 10. Распределение скоростей течения по вертикали в открытом речном русле (о) и русле с ледяным покровом (б)

же вызывают перераспределение скоростей. В местах сжатия потока, например между устоями моста, скорости течения увеличиваются.

В период скорость течения вблизи ледяного покрова быва-ет такая же, как у дна, или меньше, а наибольшая скорость Vmax (рис. 10, б) находится на расстоянии 0,3-0,4 глубины русла.

Изотахи - линии равных скоростей - распределяются по живому сечению реки в соответствии с очертанием попереч-ного профиля русла. Для открытого русла изотахи имеют вид разом-кнутых кривых (рис. 11, а), для русла под ледяным покровом - зам-кнутых кривых (рис. 11,6).

Если определить средние скорости течения по вертикалям по всей ширине русла, затем отложить их в виде отрезков на плане реки или от горизонтальной линии вверх или вниз, то получится эпюра средних скоростей речного потока в плане (рис. 12). Такую эпюру можно построить и для наибольших скоростей. Обычно очертание эпюры по-добно очертанию живого сечения реки. Средние скорости течения уве-личиваются от берегов к середине русла. Местам с наибольшей глу-биной, как правило, соответствуют наибольшие скорости течения.

Линию, соединяющую точки с наибольшей скоростью течения в смежных живых сечениях русла, называют динамической осью речного потока. Наибольшие скорости течения рас-пределяются в живых сечениях весьма разнообразно, поэтому динами-ческая ось изгибается как в плане, так и по вертикали.

Рис. 11. Распределение скоростей течения по живому сечению реки

В судоводительской практике употребляется понятие стре-жень реки. Под ним подра-зумеваются места в реке с наиболь-шими глубиной и скоростями те-чения.

Обычно под скоростью течения речного потока понимают среднюю скорость по всему живому сече-нию. Зависимость скорости тече-ния от продольного уклона, глу-бины и шероховатости русла вы-ражается формулой Шези:

Рис. 12. Распределение скоростей те-чения речного потока в плане

где См - коэффициент Шези (скоростной множитель);

ρ -гидравлический радиус, м. Представляет собой отношение живого се-чения русла со, м 2 , к его смоченному периметру (контуру) x, м;

l - поверхностный уклон.

Ширина реки значительно больше высоты берегов, поэтому вместо всего периметра x часто принимают только ширину реки В; при деле-нии к на В получают среднюю глубину hср. Следовательно, р~ hср.

Из уравнения (8) видно, что при увеличении уклона / увеличива-ется скорость течения и наоборот. При увеличении расхода воды Q увеличивается площадь живого сечения, а следовательно, и р w~ hср. Отсюда следует, что при увеличении глубины скорость течения увели-чивается, а при уменьшении - уменьшается.

Скоростной множитель См учитывает влияние шероховатости русла. Для ориентировочных расчетов его можно определить по формуле Базена:

где у - коэффициент шероховатости, учитывающий состояние поверхности русла. Для земляных русл у= 1,3, для русла с крупногалечным дном y = 1,75, для пойм с растительностью у = 2 - 4 и т. д.

Таким образом, чем больше шероховатость русла, тем меньше Сд, и, как следует из формулы Шези, меньше средняя скорость течения.

Скорости течения, м/с (км/ч), на отдельных участках крупных рав-нинных рек характеризуются следующими ориентировочными дан-ными:

Свободный плес в половодье. . . . . . 1,5-2,0(5,4-7,2)

Свободный плес в межень....... 0,25-0,4(0,9-1,14)

Перекаты с быстрым течением..... 1,5-2,0(5,4-7,2)

Перекаты с тихим течением...... 0,5-1,0(1,9-3,6)

Тиховоды - медленные тече-ния, образующиеся за выпуклыми, бе-регами, крупными песчаными отложе-ниями в русле и т. п. При движении судна вверх для увеличения скоро-сти движения следуют по тиховоду.

Водоворот - постоянное вра-щательное движение воды в русле. Водовороты нередко создают глубо-кие ямы (омуты) и являются типич-ными для горных и полугорных рек.

Рис. 13. Суводь за рынком горы

Суводь - водное пространст-во с вращательным движением во-ды (рис. 13), обычно находящееся за выступами берегов, мысами, вы-пуклыми берегами, сильно вдающи-мися в русло. В этих местах тече-ние, с большой скоростью обтекая берег, встречает на своем пути выступ и создает перед ним подпор воды и повышение уровня. Проходя выступ, водный поток отклоняется от него и по инерции проходит не-которое расстояние. За выступом уровень воды понижен, из-за чего в низовой части суводи вода затягивается из основного потока, а в верх-ней части, наоборот, - из области суводи в основную струю потока. Этот процесс происходит непрерывно и вызывает вращательное дви-жение воды.

При вращении воды в суводи дно оказывает тормозящее действие. Вследствие этого ближе к поверхности суводи скорость вращения воды и центробежные силы увеличиваются. Под воздействием центробежных сил происходит большее отбрасывание воды от оси суводи у поверх-ности и меньшее - у дна. Снизу вверх вдоль оси суводи образуется восходящий поток, восполняющий отбрасываемую воду. Он размывает дно, захватывает продукты размыва, создавая воронкообразное углуб-ление дна.

При уменьшении скорости вода плавно обтекает выступ, образуя за ним тиховод.

У вогнутых берегов в крутых изгибах русла реки также образуют-ся суводи. В отличие от суводей, расположенных за выступами бере-гов, здесь нисходящие токи воды спускаются в центре суводи ко дну и растекаются в стороны. Этот тип суводи с отчетливо выраженной воронкой на поверхности воды иногда называется омутом.

Суводи у вогнутых берегов образуются, когда нарушается условие плавного обтекания берегов излучины. Это условие удовлетворяется,

если радиус кривизны излучены R более чем втрое превосходит ширину русла В, т. е. R/B> 3. При меньшем радиусе R у вогнутого берега

в вершине излучины, а также у выпуклого берега непосредственно ниже вершины возникают зоны резкого отклонения потока воды, в которых создаются суводи.

Рис. 14. Прижимное течение на изгибе русла

Суводи могут существовать постоянно или возникать только в по-ловодье. На больших реках создаются крупные суводи, имеющие сферу действия десятки метров и скорость вращения воды в цен-тральной части - несколько метров в секунду.

В некоторых бассейнах суводь имеет свое местное название, напри-мер на Енисее-улово, на Иртыше-заводь.

Суводи представляют серьезное затруднение для судоходства. Суда в них теряют управление, резко смещаются в сторону берега, при этом нередко рвутся счалы и буксиры, ломаются рули и т. п.

Майданы - это беспорядочное вращательное движение воды в виде подвижных вихрей размером от нескольких сантиметров до нескольких метров в поперечнике. Майданы образуются над крупными подводными предметами при небольшой глубине над ними, а также во время паводка в тех местах, где идущий через пойму поток встре-чается под углом с другим потоком, идущим по меженному руслу. Кроме того, майданы возникают при интенсивных местных переформи-рованиях русла и на перекатах, при резких изменениях формы дна и т. д. Майданы неблагоприятны для судо-ходства, так как вызывают рыскли-вость судов.

Спорные воды - это май-даны, образующиеся у устьев при-токов и при слиянии рукавов. Чем ближе угол встречи к прямому, тем сильнее развиваются вихри, которые в поперечнике достигают нескольких метров.

Рис. 15. Свальное течение на пе-рекате

Прижимное течение создается у берега на участках ре-ки, где слив воды направлен к бе-регу. Например, на закруглениях русла прижимное течение возникает у вогнутого берега, так как вода вследствие инерции стремится сохранить прежнее прямолинейное на-правление, но, встречая на своем пути препятствие в виде вогнутого берега, прижимается к нему (рис. 14). На участках с прижимным тече-нием происходит раскат судов в сторону берега.

Рис. 16. Затяжное течение-у протоки

Свальные течения - это слив воды (рис. 15, стрелки), направленный под углом к-судовому ходу (штрих-пунктир). Сваль-ные течения возникают из-за разности в уровнях воды по шири-не реки. На перекатах такие течения создаются в результате подпора потока седловиной переката, поэтому они направлены из верхней плесовой лощины в затонную емкость нижней плесовой лощины. Смещая суда с оси судового хода, свальные течения могут вызвать навал су-дов и плотов на отмели, опоры мостов и т. п.

Затяжные течения возникают у входов в протоки (рис. 16). Особенно сильны затяжные течения во время половодий, когда расход воды в протоках значительно возрастает. Затяжные течения могут вызвать навал судна на остров.

На характер течения влияют также мосты, подъездные дамбы, пло-тины, сооружения в русле и др.

§ 6. НАНОСНЫЕ И КАМЕНИСТЫЕ ОБРАЗОВАНИЯ В РЕЧНОМ РУСЛЕ

Наносы - это твердые частицы, образованные в результате эрозии водосборов и русл, а также берегов водоемов, переноси-мые водотоками, течениями в озерах, морях и водохранилищах и формирующие их ложе. Наносы могут быть двух видов: взвешенные и влекомые.

Взвешенные наносы - наносы, переносимые водным потоком во взвешенном состоянии.

Влекомые наносы - наносы, перемещаемые водным по-током в придонном слое и движущиеся путем скольжения, перекатывания или сальтации (сальтация - перебрасывание наносов на корот-кие расстояния в придонном слое водного потока).

Донные наносы - наносы, формирующие речное русло, пойму или ложе водоема и находящиеся во взаимодействии с водными массами.

Во время движения частицы наносов постоянно переходят из вле-комого состояния во взвешенное и обратно. Взвешенные наносы рас-пределяются в живом сечении очень неравномерно, влекомые же еще более неравномерно, часто они движутся по дну узкими полосами.

Перемещение наносов во взвешенном со-стоянии происходит таким образом. Содержание в потоке во взве-шенном состоянии частиц наносов более тяжелых, чем вода, объясняет-ся следующим. Частица наносов, попав в спокойную воду, будет падать равноускоренно. Сила сопротивления воды растет с увеличением ско-рости падения частицы, а масса частицы постоянна, поэтому с момен-та, когда движущая сила и сила сопротивления воды сравняются, частица будет падать равномерно. Например, скорость падения в воде даже глыб диаметром 1 м к концу третьей секунды cтановится равно-мерной. Мелкие же частицы практически сразу будут приобретать рав-номерную скорость падения.

Скорость равномерного падения твердых частиц в неподвижной воде называют гидравлической крупностью.

В турбулентном потоке, как известно, скорость движения частиц воды изменяется по величине и направлению. В каждой точке потока имеются мгновенные составляющие скорости, направленные вертикаль-но вверх или вниз. Опыты установили, что вертикальная скорость в среднем составляет 1/12-1/20 горизонтальной.

Если частица наносов, содержащаяся в массе воды, падает равно-мерно и скорость опускания частицы меньше или равна вертикальной составляющей скорости потока, направленной вверх, то эта масса бу-дет способна перемещать частицу во взвешенном состоянии. Если ско-рость опускания больше вертикальной составляющей скорости, то частица будет опускаться на дно.

В процессе падения частица может опуститься до дна и смещаться с донными наносами, оставаясь здесь до тех пор, когда над ней вновь возникнет достаточно мощный вихрь, который опять увлечет ее в тол-щу потока. Поэтому распределение взвешенных наносов в потоке за-висит от степени его турбулентности, которая растет при увеличении скорости течения.

С увеличением скорости течения количество взвешенных наносов увеличивается и они распределяются по глубине потока более равно-мерно.

П

Рис. 17. К перемещению влекомых наносов

Еремещение наносов во влекомом состоянии можно представить себе так. Поток, обтекая отдельно лежащую частицу нано-сов, оказывает на нее гидравлическое давление F (рис. 17). Это дав-ление может быть разложено на две составляющие: сдвигающую силу Fc, параллельную дну, и подъемную силу Гц, направленную вверх. Достаточно частице под действием подъемной силы немного приподнять-ся одним краем, как в результате увеличения площади, на которую воздействует поток, подъемная си-ла резко возрастает.

Если подъемная сила меньше веса частицы в воде, то под дейст-вием сдвигающей силы /частица бу-дет перекатываться. Если подъем-ная сила больше веса частицы, то последняя оторвется от дна. У ча-стицы в потоке, при условии ее полного обтекания водой, подъем-ная сила исчезнет. Если частица не будет подхвачена восходящей

струёй, то упадет на дно, где опять возникнет подъемная сила, и т. д. Так возникают «скачки» частиц. Скольжение частиц по дну наблюдается редко.

При скорости, меньшей 0,20-0,25 м/с, наносы обычно не двигают-ся. Движение частицы определенного диаметра зависит от глубины и скорости течения. Так, частицы диаметром 1 мм на глубине 1 м начи-нают двигаться, если средняя скорость течения достигнет 0,5 м/с, на глубине Зм - если она будет 0,75 м/с. Таким образом, при больших глубинах воды в русле для сдвига частицы требуется большая скорость течения и наоборот.

Реки обладают большой энергией, которая зависит от массы дви-жущейся воды и ее скорости. Большая часть энергии речного потока расходуется на размыв русла, трение частиц жидкости между собой и о дно, взвешивание твердых частиц и на их истирание при перекаты-вании по дну.

Зависимость веса Р влекомой частицы от скорости течения опреде-ляется законом Эри:

где А - коэффициент, зависящий от формы и материала твердой частицы;

v - скорость, при которой частица начинает двигаться.

Закон Эри говорит о том, что вес влекомой частицы пропорционален шестой степени скорости, действующей на частицу, т. е. если скорость увеличится вдвое, вес передвигаемой частицы - в 64 раза, если вчет-веро - в 4096 раз и т. д. Из этого становится ясной причина переноса горными реками крупных камней.

Перемещение наносов в процессе поверхностного стока называют стоком наносов, а количество наносов, проносимое через живое сечение потока в единицу времени, - расходом нано-сов.

Расход за год или месяц называется соответственно годовым или месячным стоком наносов.

Сток наносов больших рек измеряется миллионами тонн. Реки ежегодно выносят к устьям около 3 млрд. т наносов. Сток взвешенных наносов рек почти равен их общему твердому стоку, количество влекомых наносов составляет l-5% взвешенных. Это объясняется тем, что влекомые наносы совершают преимущественно небольшие перемещения - из одних участков русла в другие, а поэтому их доля в транзитном твердом стоке мала. В то же время объем влекомых на-носов в пределах участков русла чрезвычайно велик.

Большая часть стока наносов равнинных рек, составляющая 50- 90% годового, приходится на время весенних половодий и паводков.

Количество наносов в потоке определяют при помощи специальных приборов (батометров).

К наносным образованиям в русле относятся песчаные гряды, за-струги, косы, побочни, высыпки, осередки.

Песчаные гряды - основной вид наносного образования в русле. Из-за гряд песчаное дно реки - неровное, волнообразное. Наблюдения над песчаными грядами позволили установить наиболее вероятную причину их образования. При турбулентном движении по-тока в различных его местах скорости снижаются, в результате про-исходит беспорядочное отложение наносов, из которых под воздейст-вием течения начинается формирование гряды. Гряды обычно имеют форму чешуек, складывающихся в параллельные ряды. У каждой гря-ды / (рис. 18, а) отлогий напорный 2 и крутой тыловой 4 скаты. На тыловых скатах 4 образуется вращательное движение воды 5.

Наносы, влекомые течением, взбегают на валик из наносов и, преодолевая гребень 3, вращательным движением воды подтягивают-ся к скату, наращивая его в высоту и придавая ему крутую форму. В результате этого через некоторое время образуется гряда, у которой верхний скат пологий, а нижний - крутой и короткий. Такими гряда-ми вскоре покрывается все дно реки. 1

Размер гряд зависит от формы русла, глубины и скорости течения. Высота их пропорциональна глубине потока. Поэтому гряды на пле-сах выше, чем на перекатах. При повышении уровня воды гряды ста-новятся более высокими. При понижении уровня воды высота] их уменьшается, однако значительно медленнее.

Рис. 18. Песчаные гряды в русле:

а- продольный профиль русла;

б- русло в плане

П
ри большой скорости течения воды частицы, срываясь с гребня, переходят во взвешенное состояние. В этом случае рост гряды останавли-вается. При дальнейшем увеличении скорости течения гряды размываются и исчезают. Длина сформировавшей-ся гряды может соответствовать де-сяти-двадцати глубинами потока и более. На реках с большой подвиж-ностью влекомых наносов во время паводков наблюдаются гряды и боль-шей длины-примерно до ста. глубин русла. т.е. равной почти ширине русла.

Гряды двигаются вниз по течению. Это объясняется тем, что части-ца наносов лобового ската перемещается течением до гребня гряды и, перевалив его, попадает на ее тыловой скат, засыпается там сле-дующими за ней частицами и остается в теле гряды, пока она не про-двинется настолько, что частица вновь окажется на поверхности напор-ного ската. Такое перемещение последовательно совершают все части-цы, слагающие гряду.

Абсолютная скорость перемещения гряды обычно в сотни раз мень-ше скорости потока. Скорость перемещения крупных гряд на больших реках достигает нескольких метров в сутки. Скорость движения гряд увеличивается с ростом скорости потока.

Заструги - это скопление наносов в русле реки в форме круп-ных гряд, примыкающих к песчаному берегу. На рис. 18, б схематично показаны заструги в плане. У заструги 6 ее конец 7 называют ухвостьем, а понижение дна 8 между застругами- подзастружной ямой.

Размеры заструг зависят от формы русла, глубины и скорости те-чения. Иногда крупные заструги тянутся до противоположного берега. Высота заструг на больших реках достигает 1-2 м. Закономерности роста и перемещения заструг такие же, как у гряд.

Над застругами обычно неровное течение, вызывающее рыскливость судов. При больших скоростях течения заструги размываются. По-этому заструги, тянущиеся от песков, доходя до приглубого берега, где обычно большая скорость течения, срезаются.

Косы - представляют собой невысокие песчаные отмели, вдаю-щиеся в русло длинным клином 3 (рис. 19). На реках косы примыкают обычно к выпуклым песчаным берегам.

Рис. 19. Косы в речном русле

о
сы образуются из крупных заструг в результате их постепен-ного роста. В меженный период у Яров скорости течения больше по-этому ухвостья заструг песка перемещаются быстрее своих оснований. В результате заструги все больше вытягиваются и перемещаются вниз по течению. Конечные заструги песка, в соответствии с направлением потока, вытягиваясь в русло в виде клина, создают начало косы. Постепенно укрепляясь, коса увеличивается в размерах. При дальней-шем росте косы ее ухвостье 2 может соединиться с берегом. За год коса может переместиться на несколь-ко сот метров.

Затониной 1 (см. рис. 19) называется залив между берегом и ухвостьем косы.

Гидравлические сопротивления.

При течении жидкости по трубам ей приходится затрачивать энергию на преодоление сил внешнего и внутреннего трения. В прямых участках труб эти силы сопротивления действуют по всей длине потока и общая потеря энергии на их преодоление прямо пропорциональна длине трубы. Такие сопротивления называются линейными. Их величина (потеря давления) зависит от плотности и вязкости жидкости, а также от диаметра трубы (чем меньше диаметр, тем больше сопротивление), скорости течения (увеличение скорости увеличивает потери) и чистоты внутренней поверхности трубы (чем больше шероховатость стенок, тем больше сопротивление).

Кроме трения в прямых участках, в трубопроводах встречаются дополнительные сопротивления в виде поворотов потока, изменений сечения, кранов, ответвлений и т. п. В этих случаях структура потока нарушается и его энергия затрачивается на перестроение, завихрения, удары. Такие сопротивления называют местными. Линейные и местные сопротивления являются двумя разновидностями так называемых гидравлических сопротивлений, определение которых составляет основу расчета любых гидравлических систем.

Режимы течения жидкости.. В практике наблюдаются два характерных режима течения жидкостей: ламинарный и турбулентный.

При ламинарном режиме элементарные струйки потока текут параллельно, не перемешиваясь. Если в такой поток ввести струйку окрашенной жидкости, то она будет продолжать свое течение в виде тонкой нити среди потока неокрашенной жидкости, не размываясь. Такой режим течения возможен при очень малых скоростях потока. С увеличением скорости выше определенного предела течение становится турбулентным, вихреобразным, при котором жидкость в пределах поперечного сечения трубопровода интенсивно перемешивается. При постепенном увеличении скорости окрашенная струйка в потоке сначала начинает колебаться относительно своей оси, затем в ней появляются разрывы из-за перемешивания с другими струями и затем вследствие этого весь поток получает равномерную окраску.

Наличие того или иного режима течения зависит от величины отношения кинетической энергии потока 1 1

(■п-гпи2=ч-рУи2) к работе сил внут-реннего трения (/7 = р„5^/)-см. (2.9).

Это безразмерное отношение

^-pVv21 (р,5^/) можно упростить имея в виду, что Ды пропорционально V. Величины 1 и А/г также имеют одну и ту же размерность, и их можно сократить, а отношение объема V к поперечному сечению 5 является линейным размером й.

Тогда отношение кинетической энергии к работе сил внутреннего трения с точностью до постоянных множителей можно характеризовать безразмерным комплексом:

который называется числом (или критерием) Рейнольдса в честь английского физика Осборна Рейнольдса, в конце прошлого века экспериментально наблюдавшего наличие двух режимов течения.

Малые значения чисел Рейнольдса свидетельствуют о преобладании работы сил внутреннего трения в потоке жидкости и соответствуют ламинарному течению. Большие значения Йе соответствуют преобладанию кинетической энергии и турбулентному режиму течения. Граница начала перехода одного режима в другой - критическое число Рейнольдса - составляет 1?екр = 2300 для круглых труб (в качестве характерного размера принимается диаметр трубы).

В технике, в том числе и тепловозной, в гидравлических (в том числе воздушных и газовых) системах обычно имеет место турбулентное течение жидкостей. Ламинарный режим бывает лишь у вязких жидкостей (например, масло) при малых скоростях течения и в тонких каналах (плоские трубки радиатора).

Расчет гидравлических сопротивлений. Линейные потери напора определяются по формуле Дарси-Вейсбаха:

где X («лямбда») - коэффициент линейного сопротивления, зависящий от числа Рейнольдса. Для ламинарного потока в круглой трубе Я, = 64/Ие (зависит от скорости), для турбулентных потоков величина к мало зависит от скорости и, главным образом, определяется шероховатостью стенок труб.

Местные потери напора также считаются пропорциональными квадрату скорости и определяются так:

где £ («дзета») - коэффициент местного сопротивления, зависящий от типа сопротивления (поворот, расширение и т. п.) и от его геометрических характеристик.

Коэффициенты местного сопротивления устанавливаются опытным путем, их значения приводятся в справочниках.

Понятие о расчете гидравлических систем. При расчете любой гидравлической системы решается обычно одна из двух задач: определение необходимого перепада давлений (напора) для пропуска данного расхода жидкости или определение расхода жидкости в системе при заданном перепаде давлений.

В любом случае должна быть определена полная потеря напора в системе АН, которая равна сумме сопротивлений всех участков системы, т. е. сумме линейных сопротивлений" всех прямых участков трубопроводов и местных сопротивлений других элементов системы:

Если во всех участках трубопровода средняя скорость течения одинакова, уравнение (2.33) упрощается:

Обычно в системе имеются участки, скорости течения в которых отличаются друг от друга. В этом случае удобно привести уравнение (2.33) к другой форме, учитывая что расход жидкости постоянен для всех элементов системы (без ответвлений). Подставив в условие (2.33) значения и = С}/5, получим

гидравлическая характеристика, или общий коэффициент сопротивления системы.

Необходимо иметь в виду, что расчет трубопроводов не является решением задачи с одним определенным ответом. Его результаты зависят от выбора величины диаметров участков трубопровода или скоростей в них. Действительно, можно принять в расчете невысокие значения скоростей и получить небольшие потери напора. Но тогда при заданном расходе сечения трубопроводов (диаметры) должны быть большими, система будет громоздкой и тяжелой. Приняв высокие скорости течения в трубах, мы уменьшим их поперечные размеры, но при этом существенно (пропорционально квадрату скорости) возрастут потери напора и затраты энергии на работу системы. Поэтому при расчетах обычно задаются какими-то средними, «оптимальными», значениями скоростей течения жидкости. Для водяных систем оптимальная скорость имеет порядок примерно 1 м/с, для воздушных систем низкого давления - 8- 12 м/с.

Гидравлический удар представляет собой явление, происходящее в потоке жидкости при быстром изменении скорости его течения (например, при резком закрытии задвижки в трубопроводе или остановке насоса). В этом случае кинетическая энергия потока мгновенно переходит в потенциальную энергию и давление потока перед задвижкой резко возрастает. Область повышенного давления затем распространяется от задвижки в сторону еще не заторможенного полностью потока со скоростью, близкой к скорости звука а в этой среде.

Резкое повышение давления приводит если не к разрушению, то к упругой деформации элементов трубопровода, что уменьшает силу удара, но усиливает колебания давления жидкости в трубе. Величина скачка давления при полной остановке потока жидкости, имевшего скорость v, определяется по формуле выдающегося русского ученого - профессора Н. Е. Жуковского, полученной им в 1898 г.: Др = раа, где р - плотность жидкости.

С целью предотвращения ударных явлений в крупных гидравлических системах (например, водопроводных сетях) запорные устройства выполняют так, чтобы их закрытие происходило постепенно.