Jak zmienia się prędkość prądu na rzece. Zależność prędkości przepływu od rzeźby rzeki Leny. Jeziora i ich charakterystyka morfometryczna
Średnie prędkości przepływu zmieniają się na długości rzeki ze względu na zmienność wymiarów przekroju poprzecznego koryta. Na danym przekroju poprzecznym prędkość średnią wyznacza się poprzez uśrednienie prędkości lokalnych zmierzonych w poszczególnych punktach przepływu na głębokości i szerokości rzeki. Z kolei prędkości lokalne w różnych punktach przepływu znacznie się od siebie różnią. Są one zwykle większe na powierzchni niż na dnie, a przy brzegach wręcz przeciwnie, mniejsze niż w środkowej części rzeki.
Na rozkład ten duży wpływ ma kształt przekroju poprzecznego koryta oraz warunki ruchu wody w okolicy.
Obecność roślinności lub innych dodatkowych nierówności na dnie rzeki powoduje zmniejszenie prędkości przepływu wody przydennej. Tworzenie się pokrywy lodowej na wolnej powierzchni zimą stwarza dodatkowy opór ruchu wody. W rezultacie prędkości prądu powierzchniowego maleją, a prędkości maksymalne przesuwają się w grubość przepływu. Prowadzi to do tego, że średnie prędkości na przekroju rzeki w okresie zimowym również maleją w porównaniu z okresem letnim, przy wszystkich innych czynnikach niezmienionych.
Aby przeanalizować rozkład lokalnych prędkości przepływu na przekroju użytkowym, w praktyce mierzy się je w poszczególnych punktach na głębokości przepływu na całym szeregu szybkie piony, zarysowane wzdłuż szerokości rzeki. Na ryc. Rycina 4.4 przedstawia profil przekroju poprzecznego koryta rzeki z zmierzonymi prędkościami przepływu na pionach. W tym przykładzie zmierzono prędkość prądu w 5 punkty wzdłuż głębokości przepływu. Widać profil rzeki izotachy – linie jednakowych prędkości w przekroju poprzecznym kanału.
Widać górną część konstrukcji diagram rozkład średnich prędkości przepływu na pionach wzdłuż szerokości rzeki, a linia przerywana to wartość średniej prędkości prądu na odcinku otwartym.
Na podstawie pomiarów prędkości przepływu wody w poszczególnych punktach na głębokości przepływu można ją skonstruować diagram ich rozkład pionowy. Przykład takiej konstrukcji pokazano na ryc. 4,5. Oś pionowa na tym wykresie przedstawia odległości od swobodnej powierzchni wody do punktów pomiaru prędkości na skali, a oś pozioma przedstawia wartości tych prędkości. Średnia prędkość pionowa jest zwykle podawana na odległość 0,4 godz, licząc od dna rzeki.
W każdym konkretnym przypadku rozkład prędkości przepływu w pionie i na szerokości koryta zależy od warunków ruchu wody w danym rejonie. Zazwyczaj maksymalne prędkości przepływu powierzchniowego i najwyższe średnie prędkości prądu na pionach obserwuje się w obszarze maksymalnych głębokości w części mieszkalnej kanału. Na strzelnicach wykres średnich prędkości prądu pokrywa się z szerokością rzeki w porównaniu z zasięgiem dolin. Największą nierówność rozkładu prędkości na szerokości rzeki obserwuje się w obszarach, w których koryto skręca. W tym przypadku maksymalne prędkości przepływu skupiają się w pobliżu wklęsłego – wciśniętego brzegu rzeki. Na ryc. Na rycinie 4.6 przedstawiono wykresy rozkładu średnich prędkości pionowych w ryflowym odcinku rzeki.
Ryż. 4.6. Rozkład średnich prędkości prądu
na strzelniczym odcinku rzeki
Z analizy rozkładu prędkości przepływu na szerokości rzeki wynika, że w rdzeniu przepływu, w najgłębszej części koryta, rzeczywiste prędkości przepływu wody są zawsze większe od średnich dla czynnego przekroju.
Dlatego przy wykonywaniu obliczeń techniczno-ekonomicznych wprowadza się pojęcie aktualna prędkość robocza, którego wartość można znaleźć z następującej zależności:
, (4.8)
Gdzie: Waw –średnia prędkość przepływu na przekroju użytkowym rozpatrywanego odcinka rzeki, m/s;
D.V.– różnica prędkości przepływu na osi kanału żeglugowego i średniej prędkości na odcinku otwartym na danym odcinku rzeki, m/s.
Średnią prędkość prądu można wyznaczyć korzystając ze wzoru Chezy’ego lub na podstawie pomiarów terenowych. Aktualne prędkości na rzece mierzone są za pomocą specjalnych przyrządów - mierniki hydrometryczne(Rys. 4.7) lub poprzez wypuszczenie pływaków. Określ wartość wielkości D.V. bezpośrednie pomiary na dłuższym odcinku rzeki wydają się bardzo trudne.
Ryż. 4.7. Gramofon hydrometryczny:
1 – ostrza; 2 – korpus; 3 – część ogonowa;
4 – pręt; 5 – zaciski elektryczne
W praktyce prędkość eksploatacyjną dla wydzielonego odcinka rzeki wyznacza się mierząc prędkość statku względem brzegu podczas podążania z prądem Win i pod prąd Vвв według formuły
. (4.9)
Do przybliżonych obliczeń często jest to brane
Znając prędkość eksploatacyjną prądu, możesz znaleźć prędkość statku względem brzegu:
podczas poruszania się w dół rzeki
, (4.11)
podczas poruszania się pod prąd
, (4.12)
Gdzie: Vс – prędkość statku na spokojnej wodzie (przy braku prądu), m/s.
Uzyskane wartości prędkości statków wykorzystywane są w praktyce przy planowaniu terminów dostaw ładunków i sporządzaniu harmonogramów wysyłek.
ZOBACZ WIĘCEJ:
Budując wiele obiektów inżynierskich na rzekach, należy znać ilość wody przepływającej w danym miejscu w ciągu sekundy, czyli, jak to się mówi, przepływ wody. Jest to konieczne do określenia długości mostów, tam, a także do nawadniania i zaopatrzenia w wodę.
Przepływ wody mierzy się zwykle w metrach sześciennych na sekundę. Przepływ wody podczas wysokiego poziomu wody bardzo różni się od przepływu podczas niskiego poziomu wody, to znaczy przy niskim poziomie wody w lecie. Tabela 7 przedstawia jako przykład natężenia przepływu w niektórych rzekach.
Jeśli mentalnie przetniemy rzekę w poprzek nurtu, otrzymamy tzw. „żywy przekrój” rzeki. Rozkład prędkości przepływu na przekroju użytkowym rzeki jest bardzo nierównomierny. Na prędkość przepływu wpływa głębokość koryta, jego kształt oraz przeszkody, jakie rzeka napotyka na swojej drodze, np. podpora mostu, wyspa itp.
Zwykle w pobliżu brzegów prędkość jest mniejsza, jednak w środku, w głębszej części rzeki, prędkość jest znacznie większa niż w części płytkiej. W górnej części przepływu prędkości są większe, a im bliżej dna, tym mniejsze. Na płaskim odcinku rzeki największa prędkość występuje zwykle nieco pod powierzchnią wody, ale czasami największą prędkość obserwuje się na powierzchni.
Jeśli nurt napotka przeszkodę, na przykład podporę mostu lub wyspę, wówczas największe prędkości mogą zbliżyć się do dna rzeki. Na starorzeczach podczas wezbrań prędkości w pobliżu dna spadają do zera.
Rycina 14 przedstawia rozkład prędkości prądu na czynnym przekroju Wołgi w pobliżu Saratowa podczas wezbrania. Prędkość na powierzchni w lewym ramieniu wynosi 1,3 na sekundę, a w prawym ramieniu 1,7 na sekundę. Nad wyspą, która w czasie wezbrań jest pokryta wodą, prędkość spada do 0,5 na sekundę. Na dnie rzeki prędkości spadają do 0,4. Latem najwyższa prędkość na tym odcinku w kanale głównym nie przekraczała 0,4 na sekundę.
Wzdłuż rzeki prędkości mogą się znacznie różnić w zależności od konturów odcinka pod napięciem. Na przykład czternaście kilometrów poniżej Saratowa, niedaleko Uveka, gdzie kanał nie ma wysp i jest ograniczony tamami, podczas wysokich wód prędkość na powierzchni osiągała 3 sekundy na sekundę, podczas gdy w Saratowie prędkość sięgała 1,8 na sekundę.
W głębokich miejscach rzeki, zwanych dorzeczami, przekrój żywy jest większy. W płytkich miejscach lub karabinach żywy przekrój jest znacznie mniejszy. Ponieważ na krótkim odcinku rzeki przepływy są równe, a przekroje na biegu są większe niż na ryfie, wówczas prędkości przepływu będą inne: w głębokim miejscu woda płynie spokojnie, ale na ryfie płynie znacznie szybciej.
Prędkość prądu zależy również od nachylenia przepływu, szorstkości dna i głębokości. Im większe nachylenie, tym gładsze złoże i bardziej regularny jego zarys, tym większa prędkość przepływu. Przybliżone wartości prędkości na rzekach przedstawiono w tabeli 8.
Tabela pokazuje „średnią prędkość”. Prędkość tę określa się, dzieląc przepływ wody przez pole przekroju poprzecznego rzeki. Najwyższa prędkość powierzchniowa jest zwykle półtora razy większa, a prędkość przy dnie jest półtora razy mniejsza od prędkości średniej.
Nauka o hydrometrii zajmuje się pomiarem prędkości i przepływu wody w rzekach.
Prędkość przepływu wody można zmierzyć w bardzo prosty sposób.
Aby to zrobić, musisz przynajmniej etapami zmierzyć określoną odległość wzdłuż brzegu, ustawić znaczniki i wrzucić pływak lub po prostu kawałek drewna do wody nieco powyżej górnego znaku. Czas potrzebny pływakowi na podróż z jednego znaku do drugiego mierzy się za pomocą zegara ze wskazówką sekundową. Dzieląc odległość między znakami przez czas, w którym pływak przepłynął od jednego znaku do drugiego, otrzymujemy prędkość powierzchniową przepływu w tym miejscu.
Podczas badań wykrywa się przejście pływaków za pomocą specjalnego goniometru.
Najdokładniejszym sposobem pomiaru prędkości są mierniki hydrometryczne (ryc. 15). Te obrotnice na metalowym pręcie (na głębokości do 4) lub na kablu (na dowolnej głębokości) są opuszczane ze specjalnie wyposażonych statków do wody na różne głębokości. Gdy tylko gramofon wykona określoną liczbę obrotów, znajdujące się w nim przewody elektryczne zamykają się, przez gramofon przepływa prąd, a na górze wytwarza się krótki dzwonek. Odstęp czasowy pomiędzy poszczególnymi wezwaniami odpowiada określonej prędkości przepływu. Opuszczając gramofon coraz niżej, można mierzyć prędkości na całej głębokości rzeki przy danej pionie.
Przepływ wody w rzece oblicza się w następujący sposób. W każdym z 10–20 pionów znajdujących się w poprzek przepływu w tej samej odległości od siebie określa się średnią prędkość przepływu, którą następnie mnoży się przez pole przekroju poprzecznego rzeki pomiędzy pionami. Otrzymane w ten sposób indywidualne koszty prywatne pomiędzy pionami sumuje się. Suma podaje całkowity przepływ rzeki, wyrażony w metrach sześciennych na sekundę.
Na zakończenie podamy kilka informacji na temat brodzenia rzek.
Brodzenie można wykonywać, w zależności od prędkości, na różnych głębokościach. Z reguły przy prędkości 1,5 można brodzić na głębokości 1, konno na głębokości 1,2, a samochodem na głębokości 0,5. Przy prędkości 2 można brodzić na głębokości 0,6, przeprawiać się konno na głębokości 1, samochodem - na głębokości 0,3. Jeżeli woda jest spokojna, największą głębokość brodzenia określa wyłącznie wzrost osoby i konstrukcja samochodu.
Istnieje kilka sposobów pomiaru prędkości rzeki. Można to zrobić przy rozwiązywaniu problemów matematycznych, gdy są jakieś dane, lub można to zrobić, stosując praktyczne działania.
Prędkość przepływu rzeki
Prędkość prądu zależy bezpośrednio od nachylenia koryta rzeki. Nachylenie kanału to stosunek różnicy wysokości dwóch odcinków do długości odcinka. Im większe nachylenie, tym większa prędkość przepływu rzeki.
Możesz dowiedzieć się, jaka jest prędkość prądu rzeki, płynąc łódką w górę i w dół rzeki. Prędkość łodzi z prądem wynosi V1, prędkość łodzi pod prąd wynosi V2. Aby obliczyć prędkość przepływu rzeki, potrzebujesz (V1 - V2): 2.
Do pomiaru prędkości przepływu wody stosuje się specjalne urządzenie opóźniające, wiatraczek, składający się z ostrza, korpusu, części ogonowej i wirnika.
Istnieje inny prosty sposób obliczenia prędkości rzeki.
Możesz mierzyć 10 metrów w górę rzeki, krokami. Twój wzrost będzie dokładniejszy. Następnie zrób znak na brzegu kamieniem lub gałęzią i wrzuć kawałek drewna do rzeki powyżej znaku. Gdy kawałek dotrze do znaku na brzegu, musisz zacząć odliczać sekundy. Następnie podziel zmierzoną odległość 10 metrów przez liczbę sekund na tej odległości. Na przykład kawałek materiału przebył 10 metrów w 8,5 sekundy. Prędkość przepływu rzeki wyniesie 1,18 metra na sekundę.
Elementy reżimu wodnego i metody ich obserwacji
(według L.K. Davydova)
Pod wpływem szeregu przyczyn, które zostaną omówione poniżej, zmienia się przepływ wody w rzekach, zmienia się położenie powierzchni poziomej, jej nachylenia i prędkości przepływu. Skumulowana zmiana natężenia przepływu wody, poziomów, nachyleń i prędkości przepływu wody w czasie nazywana jest reżimem wodnym, a indywidualne zmiany w natężeniu przepływu, poziomach, nachyleniach i prędkościach nazywane są elementami reżimu wodnego.
Przepływ wody (Q) to ilość wody przepływająca przez dany żywy odcinek rzeki w jednostce czasu. Natężenie przepływu wyrażane jest w m3/s. Poziom wody (H) to wysokość powierzchni wody (w centymetrach), mierzona od pewnej stałej płaszczyzny porównawczej.
Obserwacje poziomów i metody ich przetwarzania
Obserwacje wahań poziomu prowadzone są na stanowiskach wodomierzowych (ryc. 73) i polegają na pomiarze wysokości zwierciadła wody nad pewną stałą płaszczyzną, przyjmowaną jako początkowa lub zerowa. Za taką płaszczyznę przyjmuje się zwykle płaszczyznę przechodzącą przez znak znajdujący się nieco poniżej najniższego poziomu wody. Bezwzględne lub względne wzniesienie tej płaszczyzny nazywa się zerem wykresu, w nadmiarach podane są wszystkie poziomy.
Ryż. 73. Wodomierz palowy (a) i odczyt poziomu wody za pomocą przenośnej szyny (b).
Pomiarów dokonuje się wodomierzem z dokładnością do 1 cm.Występują dwa rodzaje łat – stałe i przenośne. Listwy stałe mocuje się do przyczółków mostu lub do pala wbijanego w dno koryta rzeki w pobliżu brzegu. Przy płaskich brzegach i dużych amplitudach wahań poziomu obserwacje prowadzi się przy pomocy przenośnej łaty. W tym celu w koryto rzeki i równinę zalewową wbija się pewną liczbę pali znajdujących się w linii trasowania.
Oznaczenia głowic pali łączy się poprzez niwelację z reperem stacji pomiarowej wody zainstalowanej na brzegu, którego oznaczenie bezwzględne lub względne jest znane. Poziom wody mierzony jest za pomocą przenośnego pręta mocowanego na głowicy pala. Znając wysokość głowicy każdego pala, można wyrazić wszystkie zmierzone poziomy w nadmiarach powyżej powierzchni zerowej, czyli zera wykresu. Obserwacje na stanowiskach pomiarowych wody prowadzone są najczęściej 2 razy dziennie – o godzinie 8 i 20. W okresach, gdy poziomy zmieniają się szybko, przeprowadza się dodatkowe obserwacje po 1, 2, 3 lub 6 godzinach w ciągu dnia. Do ciągłego rejestrowania poziomów w ciągu dnia stosuje się rejestratory poziomu, których opis można znaleźć w podręczniku hydrometrii (V.D. Bykov i A.V. Vasiliev). Można tam również zapoznać się z automatyczną rejestracją reżimu (poziomu i temperatury wody) stanowiska hydrologicznego. Przejście na zautomatyzowany system obserwacji przyspiesza pozyskiwanie informacji hydrologicznych i zwiększa efektywność jej wykorzystania.
Na podstawie wszystkich pomiarów obliczane są średnie poziomy na każdy dzień i sporządzane są tabele średnich dziennych poziomów dla roku. Ponadto tabele te zawierają średnie poziomy dla każdego miesiąca i roku oraz wybierają najwyższy i najniższy poziom dla każdego miesiąca i roku.
Poziomy średni, najwyższy i najniższy nazywane są poziomami charakterystycznymi. Dane z obserwacji poziomu publikowane są w ZSRR w wydawnictwach specjalnych – rocznikach hydrologicznych. W okresie przedrewolucyjnym dane te publikowano w „Informacjach o stanach wody na śródlądowych drogach wodnych Rosji na podstawie obserwacji na punktach wodomierzowych”.
Na podstawie codziennych obserwacji poziomów konstruowane są wykresy ich wahań, dające wizualną reprezentację reżimu poziomów w danym roku.
Metody pomiaru prędkości przepływu rzek
Prędkości przepływu rzek są zwykle mierzone za pomocą pływaków lub mierników. W niektórych przypadkach średnią prędkość dla całej części mieszkalnej oblicza się za pomocą wzoru Chezy’ego. Najprostsze i najczęściej stosowane pływaki wykonane są z drewna. Pływaki wrzuca się do wody na małych rzekach z brzegu, na dużych rzekach – z łodzi. Za pomocą stopera wyznacza się czas t przejścia pływaka pomiędzy dwoma sąsiednimi celami, których odległość l jest znana. Prędkość powierzchniowa prądu jest równa prędkości pływaka
Dokładniej, prędkości prądu mierzy się za pomocą areometru. Pozwala określić średnią prędkość przepływu w dowolnym punkcie przepływu. Istnieją różne typy gramofonów. W ZSRR obecnie zaleca się stosowanie zmodernizowanych gramofonów hydrometrycznych Zhestovsky'ego i Burtseva GR-21M, GR-55, GR-11.
Podczas pomiaru prędkości gramofon na pręcie lub kablu opuszcza się do wody na różne głębokości, tak aby jego ostrza były skierowane pod prąd. Łopatki zaczynają się obracać, a im szybciej wzrasta prędkość przepływu. Po określonej liczbie obrotów osi gramofonu (zwykle 20) za pomocą specjalnego urządzenia podawany jest sygnał świetlny lub dźwiękowy. Liczba obrotów na sekundę jest określona przez odstęp czasu między dwoma sygnałami.
Kalibrację talerzy obrotowych przeprowadza się w specjalnych laboratoriach lub w fabrykach, w których są produkowane, tzn. ustala się zależność pomiędzy liczbą obrotów ostrza obrotnicy na sekundę (n obr/min) a prędkością przepływu (v m/s). Z tej zależności, znając n, możemy wyznaczyć v. Pomiarów wiatrakiem dokonujemy na kilku pionach, w kilku punktach na każdym z nich.
Metody wyznaczania przepływu wody
Przepływ wody w danym przekroju otwartym można wyznaczyć ze wzoru
Gdzie v jest średnią prędkością całej części mieszkalnej; w jest obszarem tej sekcji. Tę ostatnią wyznacza się w wyniku pomiarów głębokości koryta rzeki w przekroju poprzecznym.
Stosując powyższy wzór, natężenie przepływu oblicza się tylko wtedy, gdy prędkość wyznacza się za pomocą wzoru Chezy'ego. Przy pomiarze prędkości pływakami lub obrotnicą na poszczególnych pionach, natężenie przepływu wyznacza się inaczej. Niech w wyniku pomiarów będą znane średnie prędkości dla każdego pionu. Następnie schemat obliczania zużycia wody sprowadza się do następującego. Przepływ wody można przedstawić jako objętość zbiornika wodnego - model przepływu (ryc. 76 a), ograniczony płaszczyzną części mieszkalnej, poziomą powierzchnią wody i zakrzywioną powierzchnią v = f (H, B) , pokazujący zmianę prędkości wzdłuż głębokości i szerokości przepływu. Objętość tę, a tym samym natężenie przepływu, wyraża się wzorem
Ponieważ prawo zmian v = f(H,B) jest matematycznie nieznane, natężenie przepływu oblicza się w przybliżeniu.
Ryż. 76 Schemat obliczania zużycia wody. a — model przepływu, b — przepływ częściowy.
Model przepływu można podzielić płaszczyznami pionowymi prostopadłymi do pola przekroju otwartego na objętości elementarne (rys. 76 b). Całkowite natężenie przepływu oblicza się jako sumę częściowych natężeń przepływu AQ, z których każdy przechodzi przez część obszaru przekroju otwartego wi, zawartą pomiędzy dwoma pionami prędkości lub pomiędzy krawędzią a pionem znajdującym się najbliżej niej.
Zatem całkowite natężenie przepływu Q jest równe
gdzie K jest parametrem zmiennym zależnym od charakteru wybrzeża i waha się od 0,7 do 0,9. W obecności martwej przestrzeni K = 0,5.
Średnią prędkość całej części mieszkalnej przy znanym natężeniu przepływu wody Q oblicza się ze wzoru vcр = Q/w.
Do pomiaru przepływów wody stosuje się także inne metody, np. na rzekach górskich stosuje się metodę powodzi jonowej.
Szczegółowe informacje dotyczące wyznaczania i obliczania natężenia przepływu wody zawarte są na kursie hydrometrii. Istnieje pewna zależność pomiędzy natężeniem i poziomem przepływu wody Q - f(H), znana w hydrologii jako krzywa przepływu wody. Podobną krzywą empiryczną przedstawiono na ryc. 77 a.
Opierano się na pomiarach przepływów wody w rzece w okresie wolnym od lodu. Punkty odpowiadające przepływom wody w zimie leżą na lewo od krzywej letniej, ponieważ przepływy zmierzone podczas zamarzania Qwinter (na tej samej wysokości) są mniejsze niż letnie QL. Spadek przepływów jest konsekwencją wzrostu nierówności koryta rzeki na skutek zlodzenia oraz zmniejszenia otwartej powierzchni przekroju poprzecznego. Zależność pomiędzy Qwin i Ql, wyrażona współczynnikiem przejścia
Nie jest ona stała i zmienia się w czasie wraz ze zmianami intensywności tworzenia się lodu, grubości lodu i chropowatości jego dolnej powierzchni. Przebieg zmian Kzim=f(T) od początku zamarzania do otwarcia przedstawiono na rys. 77 b.
Krzywa przepływu umożliwia określenie dobowego przepływu wody rzecznej na podstawie znanych poziomów obserwowanych na stacjach wodomierzowych. Dla okresu wolnego od lodu zastosowanie krzywej Q = f(H) nie nastręcza trudności. Koszty dzienne podczas zamarzania lub innych formacji lodowych można wyznaczyć korzystając z tej samej krzywej Q = f(H) i wykresu chronologicznego Kzim = f/(T), z którego pobierane są wartości Kzim dla żądanej daty:
QZIM = Kzim Ql
Istnieją inne sposoby określenia kosztów zimowych, na przykład za pomocą „zimowej” krzywej przepływu, jeśli można ją skonstruować.
W wielu przypadkach jednoznaczność krzywej przepływu wody zostaje naruszona również w okresie wolnym od lodu. Najczęściej obserwuje się to w przypadku, gdy koryto jest niestabilne (namuły, erozja), a także gdy występują zmienne cofki spowodowane niedopasowaniem poziomów danej rzeki i jej dopływami, pracą budowli hydrotechnicznych, zarastaniem koryta przez roślinność wodna i inne zjawiska. W każdym z tych przypadków wybiera się tę lub inną metodę określania dobowych przepływów wody, jak określono w kursie hydrometrii.
Na podstawie danych dotyczących dziennego zużycia wody można obliczyć średnie zużycie za dekadę, miesiąc lub rok. Wydatki charakterystyczne nazywane są wydatkami średnimi, najwyższymi i najniższymi w danym roku lub liczbie lat. Na podstawie danych o przepływach dobowych tworzony jest kalendarzowy (chronologiczny) wykres wahań przepływu wody, zwany hydrografem (ryc. 78).
Ryż. 78. Hydrograf.
Mechanizm przepływu rzeki
(według L.K. Davydova)
Ruch jest laminarny i turbulentny
W przyrodzie istnieją dwa tryby ruchu płynów, w tym wody: laminarny i turbulentny. Ruch laminarny jest równoległy do strumienia. Przy stałym przepływie wody prędkości w każdym punkcie przepływu nie zmieniają się w czasie, ani pod względem wielkości, ani kierunku. W przepływach otwartych prędkość od dołu, gdzie wynosi zero, płynnie wzrasta do największej wartości na powierzchni. Ruch zależy od lepkości płynu, a opór ruchu jest proporcjonalny do prędkości do pierwszej potęgi. Mieszanie w przepływie ma charakter dyfuzji molekularnej. Reżim laminarny jest charakterystyczny dla przepływów podziemnych płynących w glebach drobnoziarnistych.
W nurcie rzeki ruch jest burzliwy. Charakterystyczną cechą reżimu turbulentnego jest pulsacja prędkości, tj. jej zmiana w czasie w każdym punkcie pod względem wielkości i kierunku. Te wahania prędkości w każdym punkcie występują wokół stabilnych wartości średnich, które są zwykle stosowane przez hydrologów. Największe prędkości obserwuje się na powierzchni przepływu. W kierunku dna zmniejszają się stosunkowo powoli, a w bezpośrednim sąsiedztwie dna nadal mają dość duże wartości. Zatem w przepływie rzeki prędkość na dnie jest praktycznie niezerowa. Teoretyczne badania przepływu turbulentnego wskazują na obecność bardzo cienkiej warstwy granicznej na dnie, w której prędkość gwałtownie maleje do zera.
Ruch turbulentny jest praktycznie niezależny od lepkości płynu. Opór ruchu w przepływach turbulentnych jest proporcjonalny do kwadratu prędkości.
Ustalono doświadczalnie, że przejście z trybu laminarnego do turbulentnego i z powrotem następuje przy określonych zależnościach pomiędzy prędkością vav i głębokością Hav przepływu. Zależność tę wyraża bezwymiarowa liczba Reynoldsa
mianownik (ν) jest współczynnikiem lepkości kinematycznej.
Dla kanałów otwartych krytyczne liczby Reynoldsa, przy których następuje zmiana trybu ruchu, wahają się w przybliżeniu w zakresie 300-1200. Jeśli przyjmiemy Re = 360 i współczynnik lepkości kinematycznej = 0,011, to na głębokości 10 cm prędkość krytyczna (prędkość, przy której ruch laminarny staje się turbulentny) wynosi 0,40 cm/s; na głębokości 100 cm maleje do 0,04 cm/s. Niskie wartości prędkości krytycznej wyjaśniają turbulentny charakter ruchu wody w przepływach rzecznych.
Według współczesnych koncepcji (A.V. Karaushev i inni) elementarne objętości wody (elementy konstrukcyjne) o różnych rozmiarach poruszają się w turbulentnym przepływie w różnych kierunkach i z różnymi prędkościami względnymi. Zatem wraz z ogólnym ruchem strumienia można zauważyć ruch poszczególnych mas wody, prowadzących niejako samodzielną egzystencję przez krótki czas. To oczywiście wyjaśnia pojawianie się na powierzchni turbulentnego przepływu małych lejków - wirów, szybko pojawiających się i równie szybko znikających, jakby rozpuszczały się w całkowitej masie wody. Wyjaśnia to również nie tylko pulsację prędkości przepływu, ale także pulsacje zmętnienia, temperatury i stężenia rozpuszczonych soli.
Turbulentny charakter ruchu wody w rzekach powoduje mieszanie się mas wody. Intensywność mieszania wzrasta wraz ze wzrostem prędkości przepływu. Zjawisko mieszania ma ogromne znaczenie hydrologiczne. Pomaga wyrównać temperaturę, stężenie cząstek zawieszonych i rozpuszczonych wzdłuż czynnego przekroju przepływu.
Ryż. 65. Przykłady zakrzywionego przepływu powierzchniowego wody. a - krzyczące wsparcie, b - krzywa spadku (według A.V. Karausheva).
Ruch wody w rzekach
Woda w rzekach porusza się pod wpływem grawitacji F'. Siłę tę można rozłożyć na dwie składowe: równoległą do dolnego Fx i normalną do dolnego F’y (patrz rys. 68). Siła F' jest równoważona przez siłę reakcji od dołu. Siła F'х w zależności od nachylenia powoduje ruch wody w nurcie. Siła ta, działająca stale, powinna powodować przyspieszenie ruchu. Tak się nie dzieje, gdyż równoważy ją siła oporu powstająca w przepływie w wyniku tarcia wewnętrznego pomiędzy cząsteczkami wody oraz tarcia poruszającej się masy wody o dno i brzegi. Zmiany nachylenia, nierówności dna, zwężenia i poszerzenia koryta powodują zmianę stosunku siły napędowej do siły oporu, co prowadzi do zmiany prędkości przepływu na długości rzeki i na odcinku zamieszkałym.
Wyróżnia się następujące rodzaje ruchu wody w ciekach: 1) równomierny, 2) nierówny, 3) niestacjonarny. Przy równomiernym ruchu prędkości przepływu, otwarty przekrój poprzeczny i natężenie przepływu wody są stałe na całej długości przepływu i nie zmieniają się w czasie. Ten rodzaj ruchu można zaobserwować w kanałach o przekroju pryzmatycznym.
Przy nierównym ruchu nachylenie, prędkość i przekrój otwarty nie zmieniają się w danym odcinku w czasie, ale zmieniają się wzdłuż długości przepływu. Ten typ ruchu obserwuje się w rzekach w okresach niżowych przy stabilnych przepływach wody, a także w warunkach cofki utworzonej przez tamę.
Ruch nieustalony to taki, w którym wszystkie elementy hydrauliczne przepływu (nachylenie, prędkość, otwarta powierzchnia przekroju poprzecznego) na rozpatrywanym odcinku zmieniają się zarówno w czasie, jak i na długości. Niestabilny ruch jest typowy dla rzek podczas powodzi i powodzi.
Przy ruchu równomiernym nachylenie powierzchni przepływu I jest równe nachyleniu dna i, a powierzchnia wody jest równoległa do wypoziomowanej powierzchni dna. Nierówny ruch może być powolny i szybki. W miarę zwalniania przepływu rzeka, krzywa swobodnej powierzchni wody przyjmuje postać krzywej cofki. Nachylenie powierzchni staje się mniejsze niż nachylenie dolne (I< i), и глубина возрастает в направлении течения. При ускоряющемся течении кривая свободной поверхности потока называется кривой спада; глубина убывает вдоль потока, скорость и уклон возрастают (I >i) (ryc. 65).
Ryż. 68. Schemat wyprowadzenia równania Chezy'ego (wg A.V. Karausheva).
Prędkości przepływu wody i ich rozkład na odcinku otwartym
Prędkości przepływu w rzekach nie są takie same w różnych punktach przepływu: różnią się zarówno na głębokości, jak i na szerokości odcinka przepływu. Dla każdego pionu najmniejsze prędkości obserwuje się na dnie, co wynika z wpływu chropowatości kanału. Od dna do powierzchni wzrost prędkości początkowo następuje szybko, następnie maleje, a maksimum w przepływach otwartych osiąga przy powierzchni lub w odległości 0,2H od powierzchni. Krzywe zmian prędkości pionowej nazywane są hodografami lub wykresami prędkości (ryc. 66). Na pionowy rozkład prędkości duży wpływ mają nierówności w topografii dna, pokrywa lodowa, wiatr i roślinność wodna. Jeżeli na dnie występują nierówności (wzgórza, głazy) prędkości przepływu przed przeszkodą gwałtownie maleją w kierunku dna. Prędkości w warstwie dennej zmniejszają się wraz z rozwojem roślinności wodnej, co znacznie zwiększa szorstkość dna koryta. Zimą pod lodem, szczególnie w obecności błota pośniegowego, pod wpływem dodatkowego tarcia na chropowatej dolnej powierzchni lodu, prędkości są niskie. Maksymalna prędkość przesuwa się na środek głębokości i czasami znajduje się bliżej dna. Wiatr wiejący w kierunku prądu zwiększa prędkość na powierzchni. Przy odwrotnej zależności między kierunkiem wiatru a prądem prędkości na powierzchni maleją, a położenie maksimum przesuwa się na większą głębokość w porównaniu z położeniem przy spokojnej pogodzie.
Wzdłuż szerokości cieku zarówno prędkości powierzchniowe, jak i średnie na pionach zmieniają się dość płynnie, w zasadzie powtarzając rozkład głębokości na odcinku pod napięciem: w pobliżu wybrzeża prędkość jest mniejsza, w centrum przepływu największa. Linię łączącą punkty na powierzchni rzeki o największych prędkościach nazywa się rdzeniem. Znajomość położenia wędki ma ogromne znaczenie w przypadku wykorzystywania rzek do transportu wodnego i spływu drewnem. Wizualną reprezentację rozkładu prędkości w odcinku pod napięciem można uzyskać konstruując izotamy – linie łączące punkty o tych samych prędkościach w odcinku pod napięciem (rys. 67). Obszar maksymalnych prędkości zwykle znajduje się na pewnej głębokości od powierzchni. Linię łączącą punkty poszczególnych odcinków pod napięciem na długości przepływu o największych prędkościach nazywamy osią dynamiczną przepływu.
Ryż. 66. Wykresy prędkości. a - kanał otwarty, b - przed przeszkodą, c - pokrywa lodowa, d - nagromadzenie osadu.
Średnią prędkość pionową oblicza się dzieląc obszar wykresu prędkości przez głębokość pionową lub w obecności zmierzonych prędkości w charakterystycznych punktach głębokości (VPOV, V0.2, V0.6, V0.8, VDON) za pomocą na przykład jeden ze wzorów empirycznych
Średnia prędkość na odcinku na żywo. Swietna formuła
Do obliczenia średniej prędkości przepływu przy braku bezpośrednich pomiarów powszechnie stosuje się wzór Chezy'ego. To wygląda tak:
gdzie Hav jest średnią głębokością.
Wartość współczynnika C nie jest wartością stałą. Zależy to od głębokości i nierówności koryta rzeki. Istnieje kilka wzorów empirycznych na określenie C. Oto dwa z nich:
Wzór Maninga
formuła N. N. Pawłowskiego
gdzie n jest współczynnikiem chropowatości, obliczonym według specjalnych tabel M.F. Sribnego. Wskaźnik zmienny we wzorze Pawłowskiego jest określony przez zależność.
Ze wzoru Chezy'ego widać, że prędkość przepływu wzrasta wraz ze wzrostem promienia hydraulicznego lub średniej głębokości. Dzieje się tak dlatego, że wraz ze wzrostem głębokości wpływ chropowatości dna na wartość prędkości w poszczególnych punktach pionowych słabnie, a tym samym zmniejsza się obszar na wykresie prędkości zajmowany przez małe prędkości. Zwiększenie promienia hydraulicznego prowadzi również do wzrostu współczynnika C. Z wzoru Chezy'ego wynika, że prędkość przepływu wzrasta wraz ze wzrostem nachylenia, przy czym wzrost ten jest mniej wyraźny podczas ruchu turbulentnego niż podczas ruchu laminarnego.
Prędkości przepływu rzek górskich i nizinnych
Przepływ rzek nizinnych jest znacznie spokojniejszy niż rzek górskich. Powierzchnia wody rzek nizinnych jest stosunkowo płaska. Przeszkody opływają spokojnie, łuk cofki pojawiający się przed przeszkodą płynnie łączy się z powierzchnią wody obszaru powyżej.
Rzeki górskie charakteryzują się dużą nierównością zwierciadła wody (piaskowe grzbiety, uskoki wsteczne, zagłębienia). Uskoki odwrotne występują przed przeszkodą (stos głazów na dnie kanału) lub przy gwałtownym spadku nachylenia dna. Przypływ wody w hydraulice nazywany jest skokiem hydraulicznym (wodnym). Można to uznać za pojedynczą falę, która pojawia się na powierzchni wody przed przeszkodą. Jak wiadomo, prędkość rozchodzenia się pojedynczej fali na powierzchni wynosi c = , gdzie g to przyspieszenie ziemskie, H to głębokość.
Jeżeli średnia prędkość przepływu vср strumienia okaże się równa prędkości propagacji fali lub ją przekroczy, wówczas fala powstająca na przeszkodzie nie będzie mogła rozprzestrzeniać się pod prąd i zatrzymuje się w pobliżu miejsca jej rozpoczęcia. Tworzy się zatrzymana fala przemieszczenia.
Niech wav = c. Podstawiając wartość z poprzedniego wzoru do tej równości, otrzymujemy vav = , lub
Lewa strona tego równania znana jest jako liczba Froude'a (Fr). Liczba ta pozwala oszacować warunki istnienia reżimu przepływu burzliwego lub spokojnego: u ks< 1 — спокойный режим, при Fr >1 - tryb burzowy.
Zatem pomiędzy charakterem przepływu, głębokością, prędkością i w konsekwencji nachyleniem istnieją następujące zależności: wraz ze wzrostem nachylenia i prędkości oraz spadkiem głębokości przy danym natężeniu przepływu przepływ staje się bardziej turbulentny; wraz ze spadkiem nachylenia i prędkości oraz wzrostem głębokości przy danym natężeniu przepływu przepływ staje się spokojniejszy.
Rzeki górskie charakteryzują się z reguły szybkimi przepływami, podczas gdy rzeki nizinne charakteryzują się spokojnym reżimem przepływu. Turbulentny reżim przepływu może również wystąpić w obszarach bystrzy rzek nizinnych. Przejście do przepływu wzburzonego gwałtownie zwiększa turbulencje przepływu.
Cyrkulacja poprzeczna
Jedną z cech ruchu wody w rzekach jest nierównoległy przepływ prądów. Wyraźnie objawia się to na zakrętach i obserwuje się je na prostych odcinkach rzek. Wraz z ogólnym ruchem strumienia równolegle do brzegów, w przepływie występują na ogół prądy wewnętrzne, skierowane pod różnymi kątami do osi przepływu i powodujące ruchy mas wody w kierunku poprzecznym do przepływu. Pod koniec ubiegłego wieku zwrócił na to uwagę rosyjski badacz N.S. Lelyavsky. Strukturę przepływów wewnętrznych wyjaśnił w następujący sposób. Na pręcie, ze względu na duże prędkości na powierzchni wody, strumienie są zasysane z boku, w wyniku czego w środku przepływu powstaje nieznaczne podniesienie poziomu. W rezultacie w płaszczyźnie prostopadłej do kierunku przepływu tworzą się dwa strumienie cyrkulacyjne wzdłuż zamkniętych konturów, rozbieżnych u dołu (ryc. 69 a). W połączeniu z ruchem do przodu te poprzeczne prądy cyrkulacyjne przyjmują postać ruchów śrubowych. Lelyavsky nazwał prąd powierzchniowy skierowany w stronę rdzenia wadliwym, a dolny rozbieżny – wachlarzowatym.
Na zakrzywionych odcinkach kanału wyrzucane są z niego strumienie wody, które spotykają się z wklęsłym brzegiem. Masy wody niesione przez te odbite strumienie, które mają mniejsze prędkości, nałożone na masy wody niesione przez kolejne strumienie uderzające w nie, zwiększają poziom powierzchni wody w pobliżu wklęsłego brzegu. W efekcie dochodzi do skośnego zwierciadła wody, a strumienie wody zlokalizowane w pobliżu wklęsłego brzegu opadają po jego zboczu i w dolnych warstwach kierują się w stronę przeciwległego wypukłego brzegu. Na zakrzywionych odcinkach rzek występuje prąd cyrkulacyjny (ryc. 69 b).
Ryż. 69. Prądy cyrkulacyjne na prostym (a) i zakrzywionym (b) odcinku kanału (według N. S. Lelyavsky'ego). 1 - plan strumieni powierzchniowych i dennych, 2 - prądy cyrkulacyjne w płaszczyźnie pionowej, 3 - prądy śrubowe.
Cechy przepływów wewnętrznych badał A.I. Losievsky w warunkach laboratoryjnych. Ustalił zależność kształtu prądów cyrkulacyjnych od stosunku głębokości i szerokości przepływu oraz wyróżnił cztery rodzaje przepływów wewnętrznych (ryc. 70).
Typy I i II reprezentowane są przez dwa symetryczne obiegi. Typ I charakteryzuje się zbieżnością strumieni na powierzchni i rozbieżnością na dnie. Przypadek ten jest typowy dla cieków o szerokim i płytkim korycie, gdzie wpływ brzegów na przepływ jest nieznaczny. W drugim przypadku strumienie denne skierowane są od brzegów do środka. Ten typ cyrkulacji jest typowy dla głębokich przepływów z dużymi prędkościami. Typ III z cyrkulacją jednokierunkową obserwuje się w kanałach o kształcie trójkątnym. Typ IV – pośredni – może wystąpić podczas przejścia z typu I do typu II. W takim przypadku strumienie w środku przepływu mogą odpowiednio zbiegać się lub rozchodzić w pobliżu wybrzeża - rozbieżne lub zbieżne. Idea prądów cyrkulacyjnych została rozwinięta w pracach M. A. Velikanova, V. M. Makkaveeva, A. V. Karausheva i innych.Teoretyczne badania występowania tych prądów prezentowane są na specjalnych kursach z hydrauliki i dynamiki przepływów kanałowych. Pojawienie się prądów poprzecznych na zakrętach kanałów tłumaczy się rozwijającą się tutaj siłą odśrodkową bezwładności i związanym z tym poprzecznym nachyleniem powierzchni wody. Siła odśrodkowa bezwładności powstająca na zakrętach nie jest taka sama na różnych głębokościach.
Ryż. 70. Schemat przepływów wewnętrznych (wg A.I. Losievsky'ego). 1 - strumień powierzchniowy, 2 - strumień dolny. 
Ryż. 71. Schemat dodawania sił powodujących krążenie. a - pionowa zmiana siły odśrodkowej P1, b - nadciśnienie, c - wynikowy wykres sił odśrodkowych i nadciśnienia działających na pion, d - cyrkulacja poprzeczna.
Na powierzchni jest ona większa, na dnie mniejsza ze względu na spadek prędkości wzdłużnej wraz z głębokością (ryc. 71 a).
W zależności od kierunku zakrętu odchylająca siła Coriolisa wzmacnia lub osłabia przepływy poprzeczne na zakręcie. Ta sama siła wzbudza przepływy poprzeczne na prostych odcinkach.
Przy niskich poziomach na krzywej prądy cyrkulacyjne prawie nie są wyrażane. Wraz ze wzrostem poziomu, prędkością i siłą odśrodkową, prądy cyrkulacyjne stają się wyraźne. Prędkość prądów poprzecznych jest zwykle niewielka - kilkadziesiąt razy mniejsza niż podłużna składowa prędkości. Opisany charakter prądów cyrkulacyjnych obserwuje się zanim woda dotrze do równiny zalewowej. Od chwili przedostania się wody na teren zalewowy w rzece tworzą się dwa przepływy – górny w kierunku doliny i dolny w korycie głównym. Interakcja tych przepływów jest złożona i wciąż słabo poznana.
Współczesna literatura dotycząca dynamiki przepływów kanałowych (K.V. Grishanin, 1969) najwyraźniej dostarcza bardziej rygorystycznego wyjaśnienia pojawienia się cyrkulacji poprzecznych w przepływie rzeki. Geneza takich cyrkulacji związana jest z mechanizmem przenoszenia przyspieszenia Coriolisa na elementarne objętości wody w przepływie przez gradient ciśnienia wywołany nachyleniem poprzecznym (i stałym w pionie) oraz różnicą naprężeń stycznych powstających na krawędziach objętości elementarnych wody na skutek różnic w prędkościach przepływu pionowego.
Rolę podobną do przyspieszenia Coriolisa pełni przyspieszenie dośrodkowe na zakręcie kanału.
Oprócz cyrkulacji poprzecznej w przepływie obserwuje się ruchy wirowe o pionowej osi obrotu (ryc. 72).
Ryż. 72. Schemat wirów o osiach pionowych (wg K.V. Grishanina).
Niektóre z nich są mobilne i niestabilne, inne są stacjonarne i mają duże wymiary poprzeczne. Częściej powstają na zbiegu przepływów, za stromymi półkami przybrzeżnymi, podczas opływania podwodnych przeszkód itp. Warunki powstawania stacjonarnych wirów nie zostały jeszcze zbadane. Grishanin sugeruje, że powstawanie stabilnego, zlokalizowanego wiru ułatwia znaczna głębokość przepływu i istnienie przepływu wody w górę. Te wiry w przepływie, zwane wirami, przypominają wiry powietrzne – tornada.
Cyrkulacja poprzeczna i ruchy wirów odgrywają dużą rolę w transporcie osadów i tworzeniu się koryt rzecznych.
§ 5. PRĄDY W PRZEPŁYWIE RZEKI
W korytach rzek przepływ wody następuje w wyniku nachylenia podłużnego. Wydawać by się mogło, że pod wpływem nachylenia prędkość przepływu będzie coraz bardziej rosła. Jednak tak się nie dzieje. Energia przepływu rzeki jest zużywana na tarcie wewnętrzne wody i pokonywanie tarcia o dno i brzegi. Dlatego w zasadzie nie ma przyspieszenia ruchu wody w nurcie rzeki, ale może wystąpić lokalne przyspieszenie, na przykład na rafach i bystrzach.
W przyrodzie istnieją dwa tryby ruchu płynu: laminarny (strumień równoległy) i turbulentny (losowo wirowy).
W trybie laminarnym poszczególne strumienie wody poruszają się równolegle do siebie, nie mieszając się ze sobą. Prędkości poszczególnych cząstek wody są stałe pod względem wielkości i kierunku. Prędkości na ścianach wynoszą zero, następnie stopniowo rosną, osiągając
Ryż. 8. Prądy wewnętrzne na zakrętach kanałów
Najwyższa wartość występuje w środku przepływu. W naturze przepływ laminarny występuje, gdy woda przepływa przez pory gleby. Jest to możliwe tylko przy bardzo małych prędkościach. Przykładowo, według obliczeń, przepływ wody o głębokości 1 m z piaszczystym podłożem i temperaturze 20°C będzie miał ruch laminarny, jeśli prędkość nie przekroczy 0,5 mm/s. Przy większych prędkościach ruch wody będzie turbulentny.
W ruchu turbulentnym cząsteczki wody poruszają się losowo, stale mieszając i tworząc w niektórych przypadkach wiry. Ich prędkość zmienia się w sposób ciągły i natychmiastowy pod względem wielkości i kierunku (tj. występuje pulsacja prędkości). W rzekach ruch wody jest zawsze burzliwy. Stopień turbulencji, czyli intensywność mieszania się mas wody w przepływie rzeki, zależy od szorstkości koryta i prędkości przepływu. Przy nierównym kanale i dużej prędkości przepływu stopień turbulencji jest większy, przy stosunkowo płaskim kanale i małej prędkości przepływu – niższy.
Szybkość przejścia jednego ruchu do drugiego na danej głębokości przepływu nazywa się krytyczną. Wraz ze wzrostem głębokości prędkość krytyczna maleje. Według M.A. Velikanova przejście od przepływu laminarnego do przepływu turbulentnego i z powrotem na głębokościach 10, 100, 200 cm następuje z prędkościami krytycznymi wynoszącymi odpowiednio 0,4; 0,04, 0,02 m/s.
Ogólny przepływ rzeki wzdłuż koryta ulega modyfikacji w trakcie jego ruchu i powstają w nim prądy wewnętrzne. Przyczynami występowania takich prądów są zakręty kanału, podnoszenie się i opadanie poziomów, obecność w przepływie warstw wody o różnych temperaturach, obrót Ziemi, a także wpływ topografii dna , wiatr, konstrukcje itp.
Pod wpływem siły odśrodkowej na zakrętach kanału powstaje prąd powierzchniowy, skierowany od brzegu wypukłego do wklęsłego, a na dole przeciwnie, od wklęsłego do wypukłego (ryc. 8). -Z powodu tarcia o dno prędkość głębokiego prądu od brzegu wklęsłego do wypukłego jest mniejsza w porównaniu z brzegiem powierzchniowym, dlatego w pobliżu brzegu wypukłego poziom się podnosi i tworzy się poprzeczne nachylenie zwierciadła wody. Przykładowo dla rzeki o promieniu zakrzywienia 1000 m, prędkości przepływu 1 m/s i głębokości 5 m prędkość poprzecznego prądu powierzchniowego wynosi około 3,8 cm/s, a w dnie - 3,3 cm/s Z. Współdziałanie przepływu wzdłużnego z przepływem poprzecznym nadaje przepływowi charakter spiralny. Ponieważ koryto rzeki składa się z meandrów, przechodzących w siebie, kierunek przepływu poprzecznego ulega ciągłym zmianom.
Ryż. 9. Prądy wewnętrzne podczas przypływów i spadków wody w kanale
W wyniku obrotu Ziemi w korytach rzek powstaje siła bezwładności skierowana w stronę prawego brzegu i pod wpływem tej siły
powstaje stały przepływ krzyżowy. Ten ostatni jest skierowany w warstwie powierzchniowej na prawy brzeg, a w warstwie dolnej - na lewy. Prędkości prądu krzyżowego są niskie. Przykładowo dla rzeki o głębokości 5 m i prędkości przepływu 1 m/s prędkości poprzeczne na powierzchni, zgodnie z obliczeniami, wynoszą około 0,25, a na dnie - 0,23 cm/s.
Interakcja przepływu wody wzdłużnego z poprzecznym również
nadaje przepływowi charakter spiralny, ale bardzo słaby.
Jeżeli kierunek przepływu poprzecznego na zakrętach kanału pokrywa się z kierunkiem przepływu poprzecznego z obrotu Ziemi, wówczas wewnętrzny przepływ ślimakowy nasila się, a jeśli nie pokrywa się, maleje.
Kiedy woda się podnosi, powstają dwa prądy śrubowe, biegnące od środka do góry, przy powierzchni - do brzegów i wzdłuż dna - do środka (ryc. 9).
Gdy poziom wody opada, obserwuje się odwrotne prądy cyrkulacyjne.
Należy pamiętać, że ruch wody w nurcie rzeki ma bardziej złożone formy w porównaniu z opisanymi powyżej; prądy wewnętrzne stale się zmieniają, zanikają i pojawiają się ponownie.
Przy turbulentnym charakterze ruchu rzeki, jak już wskazano, prędkość każdej cząsteczki wody stale się zmienia. Jeśli jednak w dowolnym punkcie przepływu mierzona jest za pomocą przyrządu prędkość pulsacyjna przez wystarczająco długi czas, to możliwe jest uzyskanie w tym punkcie prędkości średniej, która ma określoną wielkość i kierunek.
Aby zorientować się w rozkładzie prędkości przepływu w korycie rzeki, mierzone są ich średnie wartości i rysowane są wykresy. Jeżeli mierzymy średnie prędkości przepływu w kilku punktach, to na rysunku wykreślamy je z linii prostej w odpowiedniej skali w postaci odcinków, a następnie łącząc końce tych odcinków gładką krzywą otrzymujemy wykres prędkości zwany hodograf lub wykres prędkości.
Zazwyczaj wykresy prędkości są konstruowane pionowo, w przekroju i w rzucie.
W kanałach otwartych średnia prędkość pionowa wynosi Odred (ryc. 10, A) zwykle znajduje się w odległości 0,6 głębokości H z powierzchni. Największa prędkość pionowa zwykle występuje nieco pod powierzchnią, ponieważ prędkość jest na powierzchni Utsow na nie wpływa siła tarcia z powietrzem i napięcie powierzchniowe wody. Najniższa aktualna prędkość znajduje się na dole. Ten pionowy rozkład prędkości przepływu podlega istotnym zmianom pod wpływem różnych czynników. Na przykład przy wietrze, którego kierunek pokrywa się z kierunkiem prądu, prędkość powierzchniowa wzrasta i odwrotnie. Nierówności dna i roślinność wodna są takie
Ryż. 10. Pionowy rozkład prędkości prądu w otwartym korycie rzeki (o) i korycie z pokrywą lodową (B)
powodują również redystrybucję prędkości. W miejscach zagęszczenia przepływu, np. pomiędzy przyczółkami mostów, prędkości przepływu wzrastają.
W tym okresie aktualna prędkość w pobliżu pokrywy lodowej jest taka sama jak na dnie lub mniejsza, a najwyższa prędkość to Vmax (ryc. 10, B) zlokalizowane w odległości 0,3-0,4 głębokości kanału.
Isotachy – linie jednakowych prędkości – są rozłożone na żywym przekroju rzeki zgodnie z obrysem profilu poprzecznego koryta. Dla kanału otwartego izotachy mają postać otwartych krzywych (rys. 11, A), dla kanału pod pokrywą lodową - krzywe zamknięte (ryc. 11.6).
Jeśli wyznaczysz średnie prędkości przepływu pionowego na całej szerokości koryta, a następnie naniesiesz je w postaci odcinków na planie rzeki lub od poziomej linii w górę lub w dół, otrzymasz wykres średnich prędkości przepływu rzeki w planu (ryc. 12). Taki wykres można zbudować także dla najwyższych prędkości. Zwykle zarys diagramu jest podobny do zarysu żywego przekroju rzeki. Średnie prędkości prądu rosną od brzegów do środka kanału. Miejsca o największej głębokości z reguły odpowiadają najwyższym prędkościom prądu.
Linię łączącą punkty o największej prędkości przepływu w sąsiadujących ze sobą odcinkach mieszkalnych koryta nazywa się dynamiczną osią przepływu rzeki. Największe prędkości przepływu rozkładają się w odcinkach mieszkalnych w bardzo zróżnicowany sposób, dlatego oś dynamiczna załamuje się zarówno w poziomie, jak i w pionie.
Ryż. 11. Rozkład prędkości przepływu na żywym przekroju rzeki
W praktyce nawigacyjnej posługuje się pojęciem rdzenia rzecznego. Dotyczy miejsc w rzece o największej głębokości i prędkości przepływu.
Zwykle przez prędkość przepływu rzeki rozumie się średnią prędkość na całym odcinku przepływu. Zależność prędkości przepływu od nachylenia podłużnego, głębokości i chropowatości koryta wyraża wzór Chezy’ego:
Ryż. 12. Rozkład prędkości przepływu rzek w planie
gdzie Cm jest współczynnikiem Chezy’ego (mnożnikiem prędkości);
ρ - promień hydrauliczny, m. Jest to stosunek części mieszkalnej kanału co, m 2 do jego zwilżonego obwodu (konturu) x, m;
l - nachylenie powierzchni.
Szerokość rzeki jest znacznie większa niż wysokość brzegów, dlatego zamiast całego obwodu x często bierze się tylko szerokość rzeki W; dzieląc k przez B, otrzymuje się średnią głębokość hav. W związku z tym p~ havg.
Z równania (8) jasno wynika, że wraz ze wzrostem nachylenia/zwiększa się prędkość przepływu i odwrotnie. Wraz ze wzrostem przepływu wody Q zwiększa się otwarta powierzchnia przekroju poprzecznego, a zatem p w~ hav. Wynika z tego, że wraz ze wzrostem głębokości aktualna prędkość wzrasta, a gdy maleje, maleje.
Mnożnik prędkości Cm uwzględnia wpływ chropowatości kanału. Do obliczeń przybliżonych można to wyznaczyć korzystając ze wzoru Bazina:
gdzie y jest współczynnikiem chropowatości, biorąc pod uwagę stan powierzchni kanału. Dla kanałów ziemnych y = 1,3, dla kanału z grubym dnem żwirowym y = 1,75, dla terenów zalewowych z roślinnością y = 2 - 4 itd.
Zatem im większa chropowatość kanału, tym niższa SD i, jak wynika ze wzoru Chezy’ego, tym niższa średnia prędkość przepływu.
Prędkości prądu, m/s (km/h), na niektórych odcinkach dużych rzek nizinnych charakteryzują się następującymi danymi orientacyjnymi:
Swobodny zasięg w wysokiej wodzie. . . . . . 1,5–2,0 (5,4–7,2)
Swobodny zasięg w niskiej wodzie... 0,25-0,4 (0,9-1,14)
Bystrzyce z szybkim prądem..... 1,5-2,0(5,4-7,2)
Karabiny o cichym prądzie...... 0,5-1,0(1,9-3,6)
Wody spokojne to powolne prądy powstające za wypukłymi brzegami, duże osady piasku w korycie rzeki itp. Kiedy statek porusza się w górę, podąża za spokojną wodą, aby zwiększyć prędkość ruchu.
Wir wodny to ciągły ruch obrotowy wody w korycie rzeki. Wiry często tworzą głębokie dziury (baseny) i są typowe dla rzek górskich i półgórskich.
Ryż. 13. Podejście do targu górskiego
Suvod to zbiornik wodny z wirowym ruchem wody (ryc. 13), zwykle umiejscowiony za występami brzegowymi, przylądkami, wypukłymi brzegami, silnie wystający do kanału. W tych miejscach prąd, opływając brzeg z dużą prędkością, napotyka na swojej drodze półkę skalną i tworzy przed nią cofkę wodną oraz podwyższenie poziomu. Mijając półkę, strumień wody odchyla się od niej i pod wpływem bezwładności pokonuje pewną odległość. Za półką poziom wody jest obniżony, dlatego w dolnej części suvodi woda czerpana jest z głównego nurtu, a w górnej odwrotnie, z rejonu suvodi do głównego nurtu przepływu. Proces ten zachodzi w sposób ciągły i powoduje ruch obrotowy wody.
Gdy woda obraca się w wodzie, dno działa hamująco. W rezultacie, bliżej powierzchni wody, wzrasta prędkość obrotu wody i siły odśrodkowe. Pod wpływem sił odśrodkowych więcej wody jest wyrzucane z osi wody na powierzchnię, a mniej na dno. Przepływ w górę tworzy się od dołu do góry wzdłuż osi suvodi, uzupełniając odrzuconą wodę. Eroduje dno, wychwytuje produkty erozji, tworząc w dnie zagłębienie w kształcie lejka.
W miarę zmniejszania się prędkości woda płynnie opływa półkę, tworząc za nią cichą wodę.
Wzdłuż wklęsłych brzegów, w ostrych zakolach koryta rzeki, tworzą się także suwy. W przeciwieństwie do dróg wodnych znajdujących się za półkami brzegów, tutaj prądy skierowane w dół wody schodzą środkiem toru wodnego na dno i rozprzestrzeniają się na boki. Ten rodzaj suvodi z wyraźnie określonym lejkiem na powierzchni wody nazywany jest czasami jacuzzi.
Suwy w pobliżu wklęsłych brzegów powstają, gdy naruszony zostanie warunek płynnego przepływu wokół brzegów zakola. Warunek ten jest spełniony
jeśli promień krzywizny jest promieniowany R ponad trzykrotność szerokości kanału W, tj. R/B> 3. Dla mniejszego promienia R na wklęsłym brzegu
w górnej części zakola, a także na wypukłym brzegu bezpośrednio pod wierzchołkiem powstają strefy ostrych odchyleń przepływu wody, w których tworzą się suwody.
Ryż. 14. Przepływ ciśnienia na kolanie kanału
Suvodi może istnieć stale lub pojawiać się tylko podczas wysokiego poziomu wody. Na dużych rzekach powstają duże drogi wodne, o sferze działania kilkudziesięciu metrów i prędkości obrotu wody w środkowej części kilku metrów na sekundę.
W niektórych basenach suvod ma swoją lokalną nazwę, na przykład na Yenisei-ulovo, na Irtysz-zavod.
Suvodi stwarzają poważne trudności w nawigacji. Statki w nich tracą kontrolę, gwałtownie przesuwają się w stronę brzegu, a belki i holowniki często pękają, stery pękają itp.
Majdan to losowy ruch rotacyjny wody w postaci poruszających się wirów o średnicy od kilku centymetrów do kilku metrów. Majdany powstają nad dużymi obiektami podwodnymi o niewielkiej głębokości nad nimi, a także podczas powodzi w miejscach, gdzie przepływ płynący przez równinę zalewową spotyka się pod kątem z innym strumieniem płynącym wzdłuż koryta niżowego. Ponadto majdany powstają podczas intensywnych lokalnych reform kanału i na strzelnicach, przy nagłych zmianach kształtu dna itp. Majdany są niekorzystne dla żeglugi, gdyż powodują zbaczanie statków.
Wody sporne to maj-dan powstający przy ujściach dopływowych strumieni i u zbiegu gałęzi. Im kąt spotkania jest bliższy linii prostej, tym silniejsze powstają wiry, które osiągają średnicę kilku metrów.
Ryż. 15. Zrzuć prąd na karabin
Prąd ciśnieniowy powstaje w pobliżu brzegu na odcinkach rzeki, gdzie przepływ wody skierowany jest w stronę brzegu. Na przykład na zakrzywionych kanałach prąd ciśnieniowy występuje w pobliżu wklęsłego brzegu, ponieważ woda z powodu bezwładności ma tendencję do utrzymywania poprzedniego prostego kierunku, ale napotykając na swojej drodze przeszkodę w postaci wklęsłego brzegu, zostaje wciśnięta przeciwko niemu (ryc. 14). W obszarach, w których występują prądy ciśnieniowe, statki toczą się w stronę brzegu.
Ryż. 16. Przedłużony przepływ - w pobliżu kanału
Prądy wezgłowe to drenaż wody (ryc. 15, strzałki) skierowany pod kątem do przejścia statku (linia przerywana). Prądy ślizgowe powstają na skutek różnic poziomu wody na całej szerokości rzeki. Na ryfach prądy takie powstają w wyniku wstrzymywania przepływu przez siodło rynny, a więc kierowane są z zagłębienia górnego do zbiornika cofkowego zagłębienia dolnego. Wypychając statki z osi szlaku żeglugowego, prądy dryfujące mogą powodować gromadzenie się statków i tratw na płyciznach, podporach mostów itp.
Przy wejściach do kanałów powstają długotrwałe prądy (ryc. 16). Przedłużające się prądy są szczególnie silne podczas powodzi, kiedy przepływ wody w kanałach znacznie wzrasta. Długie prądy mogą spowodować upadek statku na wyspę.
Na charakter przepływu wpływają także mosty, tamy dojazdowe, tamy, konstrukcje w korycie rzeki itp.
§ 6. UTWORY SUDYMENTÓW I ZASAD W DNIU RZEK
Osad to cząstki stałe powstałe w wyniku erozji zlewni i koryt rzek oraz brzegów zbiorników wodnych, przenoszone przez cieki wodne, prądy w jeziorach, morzach i zbiornikach wodnych oraz tworzące ich koryta. Osad może być dwojakiego rodzaju: zawieszony i wleczony.
Osad zawieszony to osad przenoszony w stanie zawieszonym przez przepływ wody.
Osady wleczone to osady przenoszone przez przepływ wody w warstwie dennej i przemieszczające się poprzez ślizganie, walcowanie lub zasolenie (salanie to przenoszenie osadów na krótkie odległości w dolnej warstwie strumienia wody).
Osady denne to osady tworzące koryto rzeki, równinę zalewową lub koryto zbiornika i będące w interakcji z masami wody.
Podczas ruchu cząstki osadu stale przechodzą ze stanu trakcji do stanu zawieszenia i z powrotem. Osad zawieszony w części mieszkalnej rozkłada się bardzo nierównomiernie, a gdy jest transportowany jeszcze bardziej nierównomiernie, często przemieszcza się po dnie wąskimi pasami.
W ten sposób następuje ruch zawieszonych osadów. Zawartość cząstek osadu zawieszonego w przepływie, które są cięższe od wody, wyjaśniono w następujący sposób. Cząstka osadu wpadająca do spokojnej wody będzie spadać z jednostajnym przyspieszeniem. Siła oporu wody rośnie wraz ze wzrostem prędkości spadającej cząstki, a masa cząstki jest stała, zatem od chwili, gdy siła napędowa i siła oporu wody zrównają się, cząstka będzie spadać równomiernie. Na przykład prędkość, z jaką wpadają do wody nawet bloki o średnicy 1 m, staje się jednolita pod koniec trzeciej sekundy. Małe cząstki niemal natychmiast uzyskają jednakową prędkość opadania.
Szybkość, z jaką cząstki stałe równomiernie opadają w wodzie stojącej, nazywa się hydrauliczną wielkością cząstek.
Jak wiadomo, w przepływie turbulentnym prędkość ruchu cząstek wody zmienia się pod względem wielkości i kierunku. W każdym punkcie przepływu występują składowe prędkości chwilowej skierowane pionowo w górę lub w dół. Eksperymenty wykazały, że prędkość pionowa wynosi średnio 1/12-1/20 prędkości poziomej.
Jeżeli cząstka osadu zawarta w zbiorniku wodnym opada równomiernie, a prędkość opadania cząstki jest mniejsza lub równa składowej pionowej prędkości przepływu skierowanego do góry, to masa ta będzie w stanie poruszyć cząstkę w zawiesinie. Jeśli prędkość opadania jest większa niż pionowa składowa prędkości, wówczas cząstka opadnie na dno.
Podczas upadku cząstka może opaść na dno i przemieszczać się wraz z osadami dennymi, pozostając tutaj do czasu, aż ponownie pojawi się nad nią dostatecznie silny wir, który ponownie wciągnie ją w grubość strumienia. Zatem rozkład osadu zawieszonego w przepływie zależy od stopnia jego turbulencji, który wzrasta wraz ze wzrostem prędkości przepływu.
Wraz ze wzrostem prędkości przepływu zwiększa się ilość zawieszonego osadu, który rozkłada się bardziej równomiernie na całej głębokości przepływu.
P 
Ryż. 17. Do ruchu osadów trakcyjnych
Ruch osadów w stanie transportowanym można sobie wyobrazić w następujący sposób. Strumień opływający oddzielnie leżącą nanocząstkę wywiera na nią ciśnienie hydrauliczne F(ryc. 17). Ciśnienie to można rozłożyć na dwie składowe: siłę ścinającą FC, równolegle do dna, a siła nośna Hz skierowana do góry. Wystarczy, że cząstka pod działaniem siły nośnej uniesie się nieznacznie jedną krawędzią, a w wyniku zwiększenia powierzchni objętej przepływem siła nośna gwałtownie wzrasta.
Jeśli siła nośna jest mniejsza niż ciężar cząstki w wodzie, to pod działaniem siły ścinającej cząstka będzie się toczyć. Jeśli siła nośna jest większa niż ciężar cząstki, wówczas ta ostatnia spadnie z dna. W przypadku cząstki znajdującej się w przepływie, pod warunkiem, że jest ona całkowicie opływana przez wodę, siła nośna zaniknie. Jeśli cząstka nie zostanie podniesiona przez wstępowanie
strumieniem, spadnie on na dno, gdzie ponownie pojawi się siła nośna itp. W ten sposób powstają „skoki” cząstek. Rzadko obserwuje się przesuwanie cząstek po dnie.
Przy prędkości mniejszej niż 0,20-0,25 m/s osad zwykle się nie porusza. Ruch cząstki o określonej średnicy zależy od głębokości i prędkości prądu. Zatem cząstki o średnicy 1 mm na głębokości 1 m zaczynają się poruszać, jeśli średnia prędkość przepływu osiągnie 0,5 m/s, na głębokości 3 m – jeśli wynosi 0,75 m/s. Zatem przy dużych głębokościach wody w kanale do przemieszczenia cząstki wymagana jest duża prędkość przepływu i odwrotnie.
Rzeki mają ogromną energię, która zależy od masy poruszającej się wody i jej prędkości. Większość energii przepływu rzeki jest zużywana na erozję koryta, tarcie cząstek cieczy między sobą i na dnie, zawieszanie cząstek stałych i ich ścieranie podczas toczenia się po dnie.
Uzależnienie od wagi R przyciąganej cząstki na prędkość przepływu określa prawo Airy’ego:
Gdzie A - współczynnik zależny od kształtu i materiału cząstki stałej;
v- prędkość, z jaką cząstka zaczyna się poruszać.
Prawo Airy’ego mówi, że ciężar ciągniętej cząstki jest proporcjonalny do szóstej potęgi prędkości działającej na cząstkę, czyli jeśli prędkość się podwoi, ciężar poruszanej cząstki będzie 64-krotny, jeśli czterokrotny – 4096-krotny itd. Z To wyjaśnia powód transportu dużych kamieni górskimi rzekami.
Ruch osadów podczas spływu powierzchniowego nazywa się spływem osadów, a ilość osadów przenoszonych przez sekcję przepływu w jednostce czasu nazywa się przepływem osadów.
Zrzut przez rok lub miesiąc nazywany jest odpowiednio roczną lub miesięczną wydajnością osadu.
Zrzut osadów z dużych rzek mierzy się w milionach ton. Rzeki rocznie niosą do ujść około 3 miliardów ton osadów. Spływ osadów zawieszonych w rzekach jest prawie równy ich całkowitemu odpływowi stałemu, ilość transportowanych osadów wynosi 1-5% osadów zawieszonych. Wyjaśnia to fakt, że transportowane osady wykonują przeważnie niewielkie ruchy - z jednego odcinka kanału na drugi, dlatego ich udział w tranzytowym spływie stałym jest niewielki. Jednocześnie objętość osadów transportowanych w obrębie odcinków koryt jest niezwykle duża.
Większość spływu osadów z rzek nizinnych, stanowiąca 50-90% rocznego odpływu, ma miejsce podczas wiosennych powodzi i powodzi.
Ilość osadów w potoku określa się za pomocą specjalnych przyrządów (batometrów).
Formacje aluwialne w kanale obejmują piaszczyste grzbiety, grzbiety, mierzeje, ściany boczne, wysypki i turzyce.
Głównym rodzajem osadów w korycie rzeki są grzbiety piaskowe. Z powodu grzbietów piaszczyste dno rzeki jest nierówne i pofalowane. Obserwacje grzbietów piaskowych pozwoliły ustalić najbardziej prawdopodobną przyczynę ich powstania. Przy turbulentnym ruchu prądu w różnych jego miejscach prędkości maleją, w wyniku czego następuje przypadkowe osadzanie się osadu, z którego pod wpływem prądu rozpoczyna się tworzenie grzbietu. Łóżka mają zwykle kształt łusek, złożonych w równoległe rzędy. Na każdym grzbiecie / (ryc. 18, a) występuje nachylenie 2 i fajny tył 4 płaszczki. Na tylnych zboczach 4 powstaje ruch obrotowy wody 5.
Osad ciągnięty przez prąd przepływa w górę walca osadowego i pokonuje grzbiet 3, Dzięki ruchowi obrotowemu woda jest ściągana w kierunku zbocza, zwiększając jej wysokość i nadając jej stromy kształt. W rezultacie po pewnym czasie tworzy się grzbiet, którego górne zbocze jest łagodne, a dolne zbocze strome i krótkie. Takie grzbiety wkrótce pokrywają całe dno rzeki. 1
Wielkość grzbietów zależy od kształtu koryta, głębokości i prędkości przepływu. Ich wysokość jest proporcjonalna do głębokości przepływu. Dlatego grzbiety na biegach są wyższe niż na ryftach. Wraz ze wzrostem poziomu wody grzbiety stają się coraz wyższe. Wraz ze spadkiem poziomu wody ich wysokość maleje, ale znacznie wolniej.
Ryż. 18. Piaszczyste grzbiety w korycie rzeki:
A- profil podłużny kanału;
B- kanał w planie
P
Kiedy woda płynie z dużą prędkością, cząsteczki spadające z grzbietu zostają zawieszone. W takim przypadku wzrost grzbietu zatrzymuje się. Wraz z dalszym wzrostem prędkości przepływu, grzbiety ulegają erozji i znikają. Długość utworzonego grzbietu może odpowiadać dziesięciu do dwudziestu głębokościom przepływu lub więcej. Na rzekach o dużej mobilności transportowanych osadów podczas powodzi obserwuje się grzbiety o większej długości - około stu. głębokości kanałów. te. prawie równa szerokości kanału.
Grzbiety przesuwają się w dół rzeki. Wyjaśnia to fakt, że cząstki osadów ze zbocza czołowego przemieszczają się wraz z prądem do grzbietu grzbietu i po jego przekroczeniu opadają na jego tylne zbocze, są tam pokrywane podążającymi za nim cząstkami i pozostają w korpusie grzbietu aż przesunie się na tyle, że cząstka ponownie pojawi się na powierzchni nachylenia ciśnienia. Ruch ten jest wykonywany sekwencyjnie przez wszystkie cząstki tworzące grzbiet.
Bezwzględna prędkość ruchu grzbietu jest zwykle setki razy mniejsza niż prędkość przepływu. Prędkość ruchu dużych grzbietów na dużych rzekach sięga kilku metrów dziennie. Szybkość ruchu form dennych wzrasta wraz ze wzrostem prędkości przepływu.
Sastrugi to nagromadzenie osadów w korycie rzeki w postaci dużych grzbietów przylegających do piaszczystego brzegu. Na ryc. 18, B sastrugi pokazane są schematycznie na planie. W Sastrugach 6 jego koniec 7 nazywany jest ogonem, a obniżenie dna 8 pomiędzy sastrugami znajduje się dół pod sastrugiem.
Wielkość sastrugi zależy od kształtu kanału, głębokości i prędkości przepływu. Czasami duże sastrugi rozciągają się na przeciwległy brzeg. Wysokość sastrugi na dużych rzekach sięga 1-2 m. Wzory wzrostu i ruchu sastrugi są takie same jak w przypadku grzbietów.
Nad sastrugi zwykle płynie nierówny prąd, powodujący zbaczanie statków. Przy dużych prędkościach prądu sastrugi są zmywane. Dlatego sastrugi rozciągające się od piasków, docierające do głębokiego brzegu, gdzie aktualna prędkość jest zwykle duża, są odcięte.
Mierzeja - to niskie łachy wystające do koryta niczym długi klin 3 (ryc. 19). Na rzekach mierzeje przylegają zwykle do wypukłych piaszczystych brzegów.
Ryż. 19. Pluć do koryta rzeki
O
Sous powstają z dużych sastrug w wyniku ich stopniowego wzrostu. W okresie odpływu w pobliżu Jarowa aktualna prędkość jest większa, dlatego ogony piaskowych sastrugów poruszają się szybciej niż ich podstawy. W rezultacie sastrugi stają się coraz bardziej wydłużone i przesuwają się w dół rzeki. Końcowe sastrugi piasku, zgodnie z kierunkiem przepływu, wchodzące do koryta w formie klina, tworzą początek mierzei. Stopniowo wzmacniając, warkocz powiększa się. Wraz z dalszym wzrostem warkocza jego ogon 2
można połączyć się z brzegiem. W ciągu roku mierzeja może przesunąć się o kilkaset metrów.
Zatonina 1 (patrz ryc. 19) nazywana jest zatoką między brzegiem a ogonem mierzei.
W poprzednich akapitach omówiono prawa równowagi cieczy i gazów. Przyjrzyjmy się teraz niektórym zjawiskom związanym z ich ruchem.
Nazywa się ruch płynu z prądem, a zbiór cząstek poruszającego się płynu to strumień. Opisując ruch płynu, określa się prędkości, z jakimi cząstki płynu przechodzą przez dany punkt w przestrzeni.
Jeżeli w każdym punkcie przestrzeni wypełnionej poruszającym się płynem prędkość nie zmienia się w czasie, wówczas ruch taki nazywamy stacjonarnym lub stacjonarny. W przepływie stacjonarnym dowolna cząstka płynu przechodzi przez dany punkt w przestrzeni z tą samą wartością prędkości. Rozważymy tylko stały przepływ idealnego, nieściśliwego płynu. Ideał nazywana cieczą, w której nie występują siły tarcia.
Jak wiadomo, nieruchoma ciecz w naczyniu, zgodnie z prawem Pascala, przenosi ciśnienie zewnętrzne do wszystkich punktów cieczy bez zmian. Kiedy jednak płyn przepływa bez tarcia przez rurę o zmiennym przekroju, ciśnienie w różnych miejscach rury nie jest takie samo. Rozkład ciśnienia w rurze, przez którą przepływa ciecz, można ocenić za pomocą instalacji pokazanej schematycznie na rysunku 1. Wzdłuż rury lutowane są pionowe otwarte rurki manometrów. Jeżeli ciecz w rurze znajduje się pod ciśnieniem, to w rurce manometrycznej ciecz podnosi się do określonej wysokości, zależnej od ciśnienia w danym miejscu rury. Doświadczenie pokazuje, że w wąskich obszarach rury wysokość słupa cieczy jest mniejsza niż w szerokich obszarach. Oznacza to, że w tych ciasnych miejscach występuje mniejsze ciśnienie. Co to wyjaśnia?
Załóżmy, że przez poziomą rurę o zmiennym przekroju poprzecznym przepływa ciecz nieściśliwa (rys. 1). Wybierzmy w myślach kilka odcinków rury, których obszary oznaczymy przez i . Przy stałym przepływie równe objętości cieczy przepływają przez dowolny przekrój rury w równych odstępach czasu.
Niech będzie prędkością płynu w przekroju i niech będzie prędkością płynu w przekroju. Z biegiem czasu objętości cieczy przepływających przez te sekcje będą równe:
Ponieważ płyn jest nieściśliwy, wówczas . Dlatego dla nieściśliwego płynu. Zależność tę nazywamy równaniem ciągłości.
Z tego równania, tj. prędkości płynu w dowolnych dwóch przekrojach są odwrotnie proporcjonalne do powierzchni przekrojów. Oznacza to, że cząstki cieczy przyspieszają podczas przemieszczania się z szerszej części rury do wąskiej części. W rezultacie na ciecz wpływającą do węższej części rury z cieczy znajdującej się jeszcze w szerszej części rury działa pewna siła. Taka siła może powstać tylko w wyniku różnicy ciśnień w różnych częściach cieczy. Ponieważ siła jest skierowana w stronę wąskiej części rury, ciśnienie w szerokim odcinku rury powinno być większe niż w wąskim odcinku. Biorąc pod uwagę równanie ciągłości, możemy stwierdzić, że podczas stacjonarnego przepływu płynu ciśnienie jest mniejsze w miejscach, w których prędkość przepływu jest większa i odwrotnie, jest większe tam, gdzie prędkość przepływu jest mniejsza.
D. Bernoulli jako pierwszy doszedł do tego wniosku i dlatego nazwano to prawo Prawo Bernoulliego.
Zastosowanie zasady zachowania energii do przepływu poruszającego się płynu pozwala otrzymać równanie wyrażające prawo Bernoulliego (przedstawiamy je bez wyprowadzenia)
- Równanie Bernoulliego dla rurki poziomej.
Tutaj i są ciśnieniami statycznymi i gęstością cieczy. Ciśnienie statyczne jest równe stosunkowi siły nacisku jednej części cieczy na drugą do powierzchni styku, gdy prędkość ich względnego ruchu wynosi zero. Ciśnienie to będzie mierzone za pomocą manometru poruszającego się wraz z przepływem. Stacjonarna rurka monometryczna z otworem skierowanym w stronę przepływu będzie mierzyć ciśnienie 
Na pytanie o rzekę Lenę. Zależność aktualnej prędkości od reliefu podanego przez autora Prostytutka najlepsza odpowiedź brzmi Podstawowe informacje
Długość - 4400 km, powierzchnia dorzecza - 2490 tys. km². Głównym pożywieniem, podobnie jak prawie wszystkich dopływów, jest stopiony śnieg i woda deszczowa. Powszechne występowanie wiecznej zmarzliny uniemożliwia dopływ wód gruntowych do rzek, z wyjątkiem źródeł geotermalnych. Ze względu na ogólny reżim opadów Lena charakteryzuje się powodziami wiosennymi, kilkoma dość wysokimi wezbraniami w lecie i niskimi jesienno-zimowymi niskimi stanami wody dochodzącymi do 366 m3/s przy ujściu. Wiosenny dryf lodu jest bardzo silny i często towarzyszą mu duże zatory lodowe. Najwyższy średni miesięczny przepływ wody u ujścia zaobserwowano w czerwcu 1989 roku i wyniósł 104 000 m³/s, maksymalny przepływ wody u ujścia podczas powodzi może przekroczyć 250 000 m³/s. W kontekście długoterminowym maksymalny przepływ rzeki jest 530 razy większy od minimalnego.
Dane hydrograficzne dotyczące przepływu wody u ujścia Leny w różnych źródłach są ze sobą sprzeczne i często zawierają błędy. Rzeka charakteryzuje się okresowymi znacznymi wzrostami przepływu rocznego, które nie wynikają z dużej ilości opadów w zlewni, ale przede wszystkim z powodu intensywnego topnienia lodu i wiecznej zmarzliny w dolnej części zlewni. Zjawiska takie występują w ciepłych latach na północy Jakucji i prowadzą do znacznego wzrostu spływu. Przykładowo w 1989 r. średni roczny przepływ wody wynosił 23 624 m3/s, co odpowiada 744 km3 rocznie. W ciągu 67 lat obserwacji na stacji Kyusyur w pobliżu ujścia średni roczny przepływ wody wynosi 17 175 m³/s, czyli 541 km³ rocznie, a minimalną wartość miał w 1986 r. – 13 044 m³/s.
Ze względu na charakter przepływu rzeki wyróżnia się trzy odcinki: od źródła do ujścia Vitim; od ujścia Vitim do ujścia Aldanu i trzeci dolny odcinek - od ujścia Aldanu do ujścia.
[edytuj] Górny bieg
Za źródło Leny uważa się małe bagno położone 12 kilometrów od jeziora Bajkał, na wysokości 1470 metrów. Cały górny bieg Leny aż do ujścia Vitim, czyli prawie jedna trzecia jej długości, przypada na górzysty region Cisbaikalia. Przepływ wody w rejonie Kireńska wynosi 1100 m³/s.
[edytuj] Prąd średni
Przepływ środkowy obejmuje odcinek pomiędzy ujściami rzek Vitima i Aldana o długości 1415 km. W pobliżu ujścia Vitim Lena wpływa do Jakucji i płynie nią aż do samego ujścia. Po przyjęciu Vitima Lena zamienia się w bardzo dużą, wezbraną rzekę. Głębokość wzrasta do 10-12 m, kanał rozszerza się i pojawiają się w nim liczne wyspy, dolina rozszerza się do 20-30 km. dolina jest asymetryczna: lewe zbocze jest niższe; prawa, reprezentowana przez północną krawędź Wyżyny Patom, jest bardziej stroma i wyższa. Na obu zboczach występują gęste lasy iglaste, sporadycznie zastępowane łąkami.
Od Olekmy do Ałdanu Lena nie ma ani jednego znaczącego dopływu. Przez ponad 500 km Lena płynie głęboką i wąską doliną wyciętą w wapieniu. Poniżej wsi Pokrovsk następuje gwałtowne rozwinięcie Doliny Leny. Prędkość prądu znacznie maleje, nigdzie nie przekracza 1,3 m/s, a w większości spada do 0,5-0,7 m/s. Sama równina zalewowa ma szerokość od pięciu do siedmiu kilometrów, w niektórych miejscach nawet 15 kilometrów, podczas gdy cała dolina ma szerokość 20 i więcej kilometrów.
[edytuj] Poniżej
Poniżej Jakucka Lena otrzymuje dwa główne dopływy - Aldan i Vilyui. Teraz jest to gigantyczny strumień wody; nawet tam, gdzie płynie jednym kanałem, jego szerokość sięga 10 km, a głębokość przekracza 16-20 m. Tam, gdzie jest wiele wysp, Lena wylewa się na 20-30 km. Brzegi rzeki są surowe i opustoszałe. Osady są bardzo rzadkie.
W dolnym biegu Leny jej dorzecze jest bardzo wąskie: od wschodu posuwają się ostrogi pasma Wierchojańskiego, zlewisko rzek Leny i Yany; od zachodu nieznaczne wzniesienia płaskowyżu środkowosyberyjskiego oddzielają Lenę i dorzecza Olenyoka. Poniżej wsi Bulun rzeka jest ściskana przez grzbiety Kharaulakh, które zbliżają się do niej bardzo blisko od wschodu i
Hydrodynamika- dział hydrauliki, w którym badane są prawa ruchu płynu i jego oddziaływanie z powierzchniami nieruchomymi i ruchomymi.
Jeżeli poszczególne cząstki ciała absolutnie stałego są ze sobą sztywno połączone, to w poruszającym się ośrodku ciekłym takich połączeń nie ma. Ruch płynu składa się z niezwykle złożonych ruchów poszczególnych cząsteczek.
3.1. Podstawowe pojęcia ruchu płynów
Sekcja na żywoω (m²) to pole przekroju poprzecznego przepływu prostopadłego do kierunku przepływu. Na przykład żywy przekrój rury jest kołem (ryc. 3.1, b); częścią pod napięciem zaworu jest pierścień o zmiennej średnicy wewnętrznej (ryc. 3.1, b).
Ryż. 3.1. Sekcje pod napięciem: a - rury, b - zawory
Zwilżony obwódχ („chi”) - część obwodu części mieszkalnej, ograniczona solidnymi ścianami (ryc. 3.2, zaznaczona grubą linią).
Ryż. 3.2. Zwilżony obwód
Do rury okrągłej
jeśli kąt jest w radianach, lub
Przepływ Q- objętość cieczy V przepływu w jednostce czasu T przez przekrój pod napięciem ω.
Średnia prędkość przepływu υ - prędkość ruchu płynu, określona przez stosunek przepływu płynu Q do otwartej powierzchni przekroju poprzecznego ω
Ponieważ prędkość ruchu różnych cząstek cieczy różni się od siebie, dlatego prędkość ruchu jest uśredniana. Na przykład w rurze okrągłej prędkość na osi rury jest maksymalna, natomiast na ściankach rury wynosi zero.
Promień przepływu hydraulicznego R- stosunek przekroju pod napięciem do obwodu zwilżonego
Przepływ płynu może być stały lub niestabilny. Stały ruch to ruch płynu, w którym w danym punkcie kanału ciśnienie i prędkość nie zmieniają się w czasie
υ = f(x, y, z)
P = φ f(x, y, z)
Ruch, w którym prędkość i ciśnienie zmieniają się nie tylko ze współrzędnych przestrzennych, ale także z czasu, nazywa się niestacjonarnym lub niestacjonarnym
υ = f 1 (x, y, z, t)
P = φ f 1 (x, y, z, t)
Aktualna linia(stosowany przy ruchu nieustalonym) to krzywa, w każdym punkcie której wektor prędkości w danym momencie jest skierowany wzdłuż stycznej.
Aktualna rura- powierzchnia rurowa utworzona przez opływy o nieskończenie małym przekroju. Część przepływu zawarta w rurze prądowej nazywa się elementarna strużka.
Ryż. 3.3. Usprawnij i strużkuj
Przepływ płynu może być ciśnieniowy lub bezciśnieniowy. Nadornoe przepływ obserwuje się w kanałach zamkniętych bez swobodnej powierzchni. Przepływ ciśnienia obserwuje się w rurociągach o wysokim (niskim) ciśnieniu. Powaga- przepływ o swobodnej powierzchni, który obserwuje się w kanałach otwartych (rzeki, kanały otwarte, rynny itp.). Kurs ten obejmie wyłącznie przepływ ciśnieniowy.
Ryż. 3.4. Rura o zmiennej średnicy przy stałym przepływie
Z prawa zachowania materii i stałości spożycia wynika równanie ciągłości prądy. Wyobraźmy sobie rurę o zmiennym przekroju (ryc. 3.4). Przepływ płynu przez rurę w dowolnym odcinku jest stały, tj. Q 1 = Q 2 = stała, Gdzie
ω 1 υ 1 = ω 2 υ 2
Zatem, jeśli przepływ w rurze jest ciągły i nieprzerwany, wówczas równanie ciągłości będzie miało postać:
