reynoldsi number,üks viskoossete vedelike ja gaaside voolude sarnasuskriteeriume, mis iseloomustab inertsiaaljõudude ja viskoossete jõudude suhet: Re=r vl/m, kus r on tihedus, m on vedeliku või gaasi dünaamiline viskoossuse koefitsient, v- iseloomulik voolukiirus, l- iseloomulik lineaarne suurus. Seega ümmargustes silindrilistes torudes voolates tavaliselt võetakse l=d, kus d- toru läbimõõt ja v=v cp , kus v cp - keskmine voolukiirus; ümber kehade voolamisel / on keha pikkus või põiki suurus ja v = v¥ , kus v ¥ - kehale langeva häirimatu voolu kiirus. Nimetatud O. Reynoldsi järgi.

Vedeliku voolurežiim, mida iseloomustab kriitiline R. h., sõltub ka R. h. Re kr . Kell R<Re kr, on võimalik ainult vedeliku laminaarne vool ja millal Re>Re kp vool võib muutuda turbulentseks. Tähendus Re kr oleneb voolu tüübist. Näiteks viskoosse vedeliku voolamiseks ümmarguses silindrilises torus Re kr = 2300.

Voolukiiruste jaotus jõevoolus.

Üks veeosakeste liikumise tunnusjooni jõgedes on ebaregulaarsed juhuslikud kiiruste muutused. Pidevaid muutusi kiiruste suunas ja suuruses turbulentse voolu igas punktis nimetatakse pulseerimiseks. Mida suurem on kiirus, seda suurem on turbulentne pulsatsioon. Siis igas voolu punktis ja igal ajahetkel on hetkeline voolukiirus vektor. Seda saab lagundada komponentideks ristkülikukujulises koordinaatsüsteemis (υ x, υ y, υ z,), need on samuti pulseerivad. Enamik hüdromeetrilisi instrumente mõõdab kiiruse pikisuunalist komponenti (υ x), mis on keskmistatud teatud ajaintervalli kohta (praktikas 1–1,5 minutit).

Kiirused sõltuvad jõe vaba lõigu sügavusest ja laiusest. Igal üksikul vertikaalil märgitakse madalaim kiirus põhja lähedal, mis sõltub kanali karedusest. Pinna suunas suureneb kiirus keskmise väärtuseni piki vertikaali 0,6h sügavusel ja maksimum märgitakse pinnale või 0,2h kaugusel pinnast, avatud kanalis. Kiiruse muutuste graafikut koos sügavusega nimetatakse hodograafiks (kiirusdiagramm).

Kiiruse jaotus sügavuses oleneb põhja topograafiast, jääkatte olemasolust, tuulest ja veetaimestikust. Rändrahnude, suurte kivide ja veetaimestiku olemasolu põhja lähedal viib selleni järsk langus kiirus alumises kihis. Kiirust vähendavad ka jääkate ja lörts, kuid jää all veekihis. Keskmine kiirus vertikaalil määratakse proovitüki ala jagamisel vertikaalse sügavusega.

Oja laiuse osas kordab kiirus põhimõtteliselt sügavuse muutumist - rannikult alates tõuseb kiirus keskkoha suunas. Jõge, mis ühendab suurima kiirusega punkte piki jõe pikkust, nimetatakse tuumaks (suurimate sügavuste joon).

Kiiruste jaotus plaanis võib kajastuda isotahidena – pingestatud lõigul võrdsete kiirustega punkte ühendavates joontes.

Joone, mis ühendab piki jõge üksikute suurimate kiirustega elulõikude punkte, nimetatakse voolu dünaamiliseks teljeks.

Hüdroloogia 2012

LOENG 8 JÕGEDE JA VEEKOHADE HÜDROLOOGIA ERIKÜSIMUSED

Küsimused:

Vee liikumine jõgedes

Setete liikumine jõgedes

Kanali protsessid

Jõgede ja veehoidlate termiline ja jäärežiim

Järved ja nende morfomeetrilised omadused

1. Vee liikumine jõgedes.

Vee liikumine jõgedes toimub raskusjõu toimel pikisuunalise kalde või rõhu juuresolekul. Voolukiirus sõltub raskusjõu horisontaalkomponendi, mis on määratud kalde ja kõrguse erinevusega, ning hõõrdejõu suhtes, mis on määratud voolu sees olevate osakeste ning osakeste ja põhja vastastikmõjust.

Jõgedele on iseloomulik vee turbulentne liikumisrežiim, mille eripäraks on kiiruse pulseerimine või selle ajamuutus igas väärtuse- ja suunapunktis keskmise väärtuse suhtes.

Kadude ebaühtluse tõttu kanali laiuses jaotuvad voolukiirused jõevoolus ebaühtlaselt: suurimaid kiirusi täheldatakse voolupinnal kanali sügavaima osa kohal, väikseimad - vooluveekogus. põhja ja pangad. Kõige tavalisemates tingimustes on keskmiste kiiruste diagrammi (jaotusgraafiku) voolukiiruste regulaarsel jaotusel piki jõevoolu sügavust maksimaalne (u max) pinna lähedal, keskmisele lähedane kiirus vertikaalis - sügavusel 0,6 h põhjast (h on kogusügavus ) ja miinimum (u min), mis ei ole võrdne nulliga, põhjas (joonis 8.1, a ).

Riis. 8.1. Voolukiiruste vertikaalne jaotus jõevoolus:

aga - tüüpiline; 6-jääkatte all; sisse - veesisese jää (muda) kihi all; g - tagant- ja vastutuulega; d- taimestiku mõjul; e - ebaühtlase põhja mõjul; 1 - jääkate; 2-kihiline muda; V-tuule suund; u max - maksimaalne voolukiirus; - Ja - refluks

Jääkatte, tuule, taimestiku, põhja ja rannikute ebaühtlase topograafia mõjul on see kiiruste jaotus aga häiritud (joon. 8.1, b -e).

Keskmine voolukiirus ristlõikes v arvutatakse teadaoleva veevooluhulga - Q ja ristlõike pindala -  järgi valemiga: v=Q/.

Lihtsamaid seaduspärasusi täheldatakse siis, kui vedelik liigub ühtlaselt sirgjoonelisele lähedases kanalis. Sel juhul saab keskmist voolukiirust kanalis kirjeldada Chezy valemiga.

, (8.1)

kus C on Chezy koefitsient;

h cf on kanali keskmine sügavus, m;

I - veepinna kalle.

Kui kanali laiuse (B) ja keskmise sügavuse (h cf) suhe on väiksem kui 10, kasutatakse h cf asemel hüdraulilist raadiust R =  /  ( - avatud sektsiooni pindala,  - niisutatud perimeeter) .

Chezy koefitsient arvutatakse empiiriliste valemite järgi, mille hulgas on kõige levinum

Mehitamise valem (jõgede jaoks):

C=h vrd 1/6/n. (8.2)

Pavlovski valem (tehislike vooluveekogude jaoks - kanalid, kraavid):

C=(1/n) R y /n (8,3)

y = 0,37+2,5
- 0,75(
-0,1) 
,

kus n on kareduse koefitsient, mis leitakse spetsiaalsete tabelite järgi (Venemaal - Sribny, Karasevi tabelite järgi, USA-s - Bradley tabelite järgi).

Lamedate, katmata liivase põhjaga kanalite puhul n = 0,020 - 0,023; ebaühtlase põhjaga mähiskanalitele n= 0,023-0,033; põõsastega võsastunud lammialadel n = 0,033 - 0,045.

Chezy valem näitab, et voolukiirus jõevoolus on seda suurem, mida suurem on kanali sügavus ja veepinna kalle ning seda väiksem on kanali karedus.

Korrutades Chezy valemi mõlemad osad ristlõike pindalaga , võttes arvesse valemit (8.1), saame veevoolu määramise valemi:

. (8.4)

Kui jõe vooluhulga morfomeetrilised omadused muutuvad jõe pikkuses, siis on jõevoolu liikumine ebaühtlane ja voolukiirus muutub piki jõge. Väikesele jõelõigule, kus vooluhulk ei muutu, saab aine massi jäävuse seadusest kirjutada pidevuse võrrandi

 1 v 1 =  2 v 2 = K= konst. (8.5)

Sellest järeldub, et ristlõike pindala suurenemine piki jõge (jooniselt 1 joonele 2) toob kaasa voolukiiruse vähenemise sellel lõigul, nagu näiteks madala vee korral lõigul, samal ajal kui ristlõike pindala piki jõge põhjustab sellel lõigul hoovuse kiiruse suurenemist, nagu näiteks madalvee korral madalikul.

Ebaühtlase liikumise korral ei võrdu veetaseme kalle enam põhja kaldega, mistõttu piki jõge tekivad tagavee nähtused (vee sügavuse suurenemine kauguse suurenedes) või langusnähtused (sügavuse vähenemine kauguse suurenemine) võib täheldada. Ebaühtlase liikumise põhjuseks võivad olla erinevad jõesängi püstitatud ehitised - tammid, tammid, sillaületused, jõesängide õgvendamine ja puhastamine.

Keerulisemad liikumisjuhud esinevad kanali pöördel, kus koos raskusjõuga mõjutab voolukiirust ka tsentrifugaaljõud, mis viib pinnakihtides voolu kõrvalekaldumiseni nõgusa kalda suunas, mis tekitab veetaseme põiki kaldu. Üleliigse hüdrostaatilise rõhu tagajärjel nõgusa ranniku lähedal tekib põhjakihtidesse vool, mis on suunatud kumera ranniku poole. Liites kokku peamise pikisuunalise veeülekandega jões, tekitavad mitmesuunalised hoovused pinnal ja põhja lähedal jõe kanali käänakul vee spiraalse liikumise – põiktsirkulatsiooni (joonis 8.2).

Joon.8.2. Põiktsirkulatsiooni skeem jõevoolu käänakul plaanil (a) ja ristlõikel (b) ning mõjuvate jõudude skeem (c):

1 – pinnajoad; 2) põhjadüüsid.

Ristkalle ( ma pop = patt ), mis tekib kanali pöördel, saab määrata valemiga

. (8.6)

kus v-keskmine voolukiirus;

g on vaba langemise kiirendus, m/s2;

r - kanali painderaadius.

Mõlema kalda vahelise taseme nihke suurus (  H pop) on võrdne

H pop = mapop IN, (8.7)

kus IN- Kanali laius.

Näide. Kiirusel v=1 m/s, r=100 m, B=50 m, väärtus mapop=0,001,  H pop = 0,05 m

Koos gravitatsioonijõu, hõõrdejõu ja tsentripetaaljõuga mõjub vedelikuosakestele ka Maa pöörlemise kõrvalekalduv jõud.

Maa igapäevase pöörlemise tõttu nurkkiirusega  \u003d 2 / 86400 \u003d 0,0000729 rad / s kogeb iga materiaalne punkt, mis liigub Maa suhtes kiirusega v, lisakiirendust (). Sellele vastav jõud kiirendust nimetatakse Coriolise jõuks (F coriol) ja see on võrdne

F coriol \u003d m g \u003d 2 mvsin. (8,8)

Coriolise jõud on suunatud põhjapoolkeral osakeste liikumise suuna suhtes täisnurga all, lõunapoolkeral - vasakule.

Coriolise jõu poolt põhjustatud põikkalle on võrdne

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

Põhjalaiuskraadil =45 sin=0,707 I coriol= v/95000, v=1 m/s korral I coriol =1,0510 -5. Jõe laiusega B=50 m on tasemevahe H=0,00052 m (0,05 cm), mis on tsentrifugaaljõu mõjul 100 korda väiksem kalle. Coriolise jõu mõju avaldub kõige enam suurte jõgede puhul (Volga, Dnepr, Jenissei, Ob jt), mille avastas kunagi vene akadeemik, loodusteadlane K. Baer. Corriolise jõudu aga selle väiksuse tõttu hüdraulilistes arvutustes arvesse ei võeta.

Setete liikumine jõgedes

Koos veega liiguvad jõgedes ka setted ja lahustuvad lisandid. Peamised setete jõgedesse sissevoolu allikad on erosioonile või muldade ja muldade hävimisprotsessile allutatud valgalade pind. voolav vesi ja tuul vihmade ja lume sulamise perioodil ning jõesängid ise, mida jõevool erodeerib.

Valla pinna erosioon on keeruline protsess, mis sõltub nii üle selle pinna voolava vihma- ja sulavee erosioonivõimest kui ka valgla muldade ja muldade erosioonikindlusest. Valla pinna erosioon (ja selle saaduste voolamine jõgedesse) on tavaliselt seda suurem, mida tugevamad on vihmad ja intensiivsem lumesula, seda suurem on reljeefi ebatasasus, seda kobedad on pinnased (leessmullad erodeerivad kõige kergemini ), seda vähem arenenud on taimkate ja mida rohkem on küntud nõlvad. Mida tugevam on jõgede kanalite erosioon, seda suurem on voolukiirus jõgedes ning seda ebastabiilsem on põhja ja kaldad moodustavad pinnased. Osa setetest satub jõesängi veehoidlate ja jõekallaste abrasiooni (lainete hävitamise) käigus laiaulatuslikult. Jõgede põhja moodustavaid setteid nimetatakse põhjasetted, või loopealse.

Kõige olulisemad setete omadused on järgmised:

geomeetriline suurus, väljendatud setteosakeste läbimõõduna (D mm);

hüdrauliline suurus, st setteosakeste settimise kiirus seisvas vees (w, mm/s, mm/min);

osakeste tihedus(p n, kg / m 3), võrdne kõige tavalisemate kvartsliivadega 2650 kg / m 3;

setete tihedus(mulla tihedus) (p ex, kg / m 3), sõltuvalt osakeste tihedusest ja mulla poorsusest vastavalt valemile ­ sänt 1000-1500 kg / m 3);

kontsentratsioon setete (sisaldus) ojas, mida saab esitada nii suhtelistes näitajates (sette massi või mahu suhe vee massi või ruumalasse) kui ka absoluutarvudes; viimasel juhul kasutatakse vee hägususe mõistet (s, g / m 3, kg / m 3), mis arvutatakse valemiga

kus m on setete mass veeproovis; V on veeproovi maht. Hägusus määratakse pitomeetritega võetud veeproovide filtreerimise ja filtrite kaalumise teel.

Suurima setete kontsentratsiooniga (vee hägusus) on üleujutusrežiimiga ja kuivas kliimas voolavad jõed ning kergesti erodeerunud pinnas. Kõige mudasemad jõed Maal on Terek, Sulak, Kura, Amu Darya, Ganges, Huang He. Tereki, Amu Darja ja Huang He jõgede keskmine aastane hägusus looduslikes tingimustes oli näiteks 1,7; vastavalt 2,9 ja 25,8 kg/m 3. Suurvee ajal ulatus Kollase jõe hägusus 250 kg/m3! Praegu on nende jõgede hägusus märgatavalt vähenenud. Võrdluseks toome andmed Volga alamjooksu aasta keskmise vee hägususe kohta: enne jõe reguleerimist oli see umbes 60 g/m 3 ja pärast reguleerimist langes see 25–30 g/m 3 -ni.

Jõgedes liikumise olemuse järgi jagunevad setted kahte põhitüüpi - kaalutud Ja joonistatud. Vahepealne tüüp on soolamisjäägid, järsult liikumine alumises kihis; selle vaherühma setted on tinglikult kombineeritud veetavatega.

Mustandi setted - need on põhjakihis jõevoolus liikuvad setted, mis liiguvad libisedes, veeredes või soolades. Suurimad setteosakesed (liiv, kruus, veeris, rändrahnud) liiguvad tõmbejõul mööda põhja.

Seega on jõgedes tõmbesetete liikumise alguse kriteeriumiks seisund

(8.11)

kus u alumine on tegelik põhjavoolu kiirus.

Algkiiruse ja liikuvate osakeste mahu või kaalu vahel:

F g ~D"~u 6 bottom0 . (8.12)

Seda valemit nimetatakse Airy seaduseks, mis ütleb, et veokoormuse kaal on võrdeline voolukiiruse kuuenda astmega. Airy valemist järeldub, et voolukiiruse suurenemine näiteks 2, 3, 4 korda toob kaasa piki põhja liikuvate setteosakeste massi suurenemise vastavalt 64, 729, 4096 korda. See lihtsalt seletab, miks madala vooluhulgaga laugetel jõgedel võib vool kanda ainult põhja mööda liiva, suure kiirusega mägijõgedel aga kivikesi ja isegi suuri rändrahne. Liiva põhjas liikumiseks on vajalik põhjavoolu kiirus vähemalt 0,10-0,15 m/s, kruus - vähemalt 0,15-0,5, veeris - 0,5-1,6, rahnud - 1,6-5 m/s. Keskmine voolukiirus peaks olema veelgi suurem.

Lohised setted võivad liikuda mööda jõgede põhja kas pideva kihina või kuhjudes ehk diskreetselt. Jõgede liikumise teine ​​iseloom on kõige tüüpilisem. Tõmbesetete kuhjumist esindavad erineva suurusega põhjaharjad (joon. 8.3). Setted liiguvad kihina mööda seljandiku ülemist nõlva ja veerevad alla alumisest nõlvast (selle kalle on puhkenurga lähedal) seljandiku keldris. Siin saab nanosoni osakesed "mattuda" edeneva harja poolt ja hakkavad uuesti liikuma alles pärast seda, kui hari on täispikkuses nihkunud.

Joon.8.3. Põhjaharjad jõe põhjas kahel järjestikusel ajahetkel (1 ja 2).

Hõljuvad setted transporditakse jõevoolu paksuses. Sellise liikumise tingimus on suhe

u + z  w, (8,13)

kus u + z on voolukiiruse vektori ülespoole suunatud vertikaalne komponent voolu antud punktis; w on setteosakeste hüdrauliline suurus.

Olulisemad karakteristikud hõljuvate setete liikumisel jõgedes on vee hägusus s, mis määratakse valemiga (8.10), ja heljumi setete voolukiirus:

R = 10 -3 sQ, (8,14)

kus R on kg/s, s on g/m3, Q on m3/s.

Hõljuvad setted jaotuvad jõevoolus ebaühtlaselt: põhjakihtides on hägusus maksimaalne ja väheneb pinna poole, pealegi suurema fraktsiooniga hõljuvate setete puhul kiiremini, peenfraktsioonide setete puhul aeglasemalt.

Koos vee äravooluga hüdroloogias määratakse setete äravool Jõe setete äravool hõlmab heljumi- ja tõmbesetete äravoolu ning setete äravoolu. peamist rolli kuulub tavaliselt hõljuvate setete hulka. Arvatakse, et keskmiselt vaid 5-10% jõgede hõljuvate setete äravoolust langeb liikuvate setete osakaalule ja see osa reeglina väheneb koos jõe suuruse suurenemisega.

Nii heljumi kui ka kaasahaaratud setete piiravat summaarset vooluhulka, mida jõgi antud tingimustes võib kanda, nimetatakse voolu transpordivõimeks Rtr. Vastavalt teoreetilisele ja eksperimentaalsed uuringud R tr sõltub peamiselt voolukiirustest ja veevoolust:

(8.15)

kus str- vee hägusus, mis vastab voolu läbilaskevõimele;

v- keskmine voolukiirus;

hcp - keskmine sügavus;

w- setteosakeste keskmine hüdrauliline suurus.

Meil ja välismaal on välja pakutud palju erinevaid vormi (8.15) valemeid. Samal ajal väljendatakse vee hägusust s tr, mis vastab voolu transpordivõimele (st maksimaalsele võimalikule hägususele antud hüdraulilistes tingimustes), sageli keskmise voolukiiruse funktsioonina: s rp = av n, kus aga Ja n - parameetrid ja n muutub 2-lt 4-le.

Reaalsetes tingimustes ei pruugi tegelik settevool jões ja voolu transpordivõime kokku langeda, mis põhjustab kanali deformatsioone.

Jõe setete äravool (eeskätt hõljuvsete) arvutatakse tavaliselt vee väljavoolu ja mõõtmiste alusel rajatud heljumi R=f(Q) väljavoolu suhetest. Sellel seosel on kaks olulist tunnust: see on mittelineaarne, R kasvab kiiremini kui Q; Väga ligikaudselt võib selle sõltuvuse mõnikord kirjutada võimsusvõrrandina:

R = kQ m , (8,15)

kus N. I. Makkavejevi sõnul n = 2  3 .

Väga sageli on suhe R ja Q vahel mitmetähenduslik (silmusetaoline). See on seletatav lahknevusega jõgede veevoolu ja setete väljavoolu muutuste vahel ajas (joonis 6.18). Jõgede vee maksimaalne hägusus (ja ka maksimaalne setete väljavool) ületab tavaliselt maksimaalse veevoolu, kuna kõige aktiivsem pinnase erosioon valgala pinnalt toimub suurvee või suurvee perioodil.

Riis. 8.4. Tüüpilised veeheitmete ja hõljuvate setete graafikud (a) ja nendevahelised seosed ( b): 1 - üleujutuse tõus; 2 - üleujutuste majanduslangus

Suhtlusgraafiku kasutamine R= f(K) Q teadaolevate keskmiste päevaväärtuste põhjal on lihtne määrata vastavaid R väärtusi.

Keskmine sette voolukiirus mis tahes perioodi R kohta määratakse täpselt samamoodi kui keskmine veevoolukiirus. Setete äravool arvutatakse järgmise valemiga:

W n \u003d RT, (8.16)

kus setete äravool W n, kg; keskmine tarbimine sete R, kg/s; ajavahemik T, s.

Tihti on setete äravoolu mugavam esitada mitte kilogrammides, vaid tonnides või isegi miljonites tonnides. Nendel juhtudel kasutatakse valemeid

W n (t) \u003d RT 10 -3, (8,17)

Kui räägime aastaväärtustest, siis pane kirja

W n (miljonit tonni) = R 31,510 -3. (8.18)

Sette äravoolumoodul on setete äravool tonnides 1 km 2 valglast (A):

M H \u003d Wn / A. (8.19)

Setete äravoolu aastaväärtuste jaoks saame M n, t / km 2:

M n \u003d R31,510 3 / F. (8.20)

Setete äravoolumoodul iseloomustab jõgede voolude erosiivset aktiivsust (meenutagem siiski, et vesikondade tegelik denudatsioon on kordades suurem kui äsjakirjeldatud meetoditega arvutatud setete äravoolumoodul, kuna jõest uhus maha tohutu hulk setet). nõlvad ei tungi jõgedesse, vaid ladestuvad nõlvade jalamile, kuristike suudmetesse, kuristikesse, väikestesse lisajõgedesse, lammidesse.

Hõljuvate setete äravoolu moodul ja jõevee keskmine hägusus, samuti vee äravoolu moodul on territooriumil jaotunud ebaühtlaselt. Nii et Venemaa Euroopa territooriumi põhjaosas (tundras, metsavööndis) ei ületa see sageli 1-2 t/km 2 aastas, Euroopa tasandiku põhja- ja lääneosas tõuseb 10-20 t/ km 2. Endise NSV Liidu Euroopa territooriumi lõunaosas ulatub see 50-100 t/km 2 ja mitmetes Kaukaasia piirkondades isegi 500 t/km 2 aastas. Mõnede maailma jõgede vesikondades oli hõljuvate setete äravoolumoodul looduslikes äravoolutingimustes: Volga lähedal - 10,3 t / km 2, Doonau - 63,6, Terek - 350, Huanghe - 1590 t / km 2 aastas. Hägusus jõed piirkonnas üsna hästi jaotunud. Nii on näiteks Venemaa Euroopa osa põhjaosas jõgede keskmine aastane hägusus väga madal - 10-50 g / m 3, Oka, Dnepri ja Doni vesikondades tõuseb see 150-500 g / m. 3, Põhja-Kaukaasias ületab mõnikord 1000 g / m 3 .

Kõikide maailma jõgede setete aastasest äravoolust (15700 miljonit tonni), suurim osa looduslikest tingimustest langeb Amazonasele (1200 miljonit tonni), Huang He (1185 miljonit tonni), Gangesele koos Brahmaputraga (1060 miljonit tonni), Jangtsele (471 miljonit tonni), Mississippile. (400 miljonit tonni) (vt joon. tabel 6.1). Planeedi kõige mudasemate jõgede hulka kuuluvad Huang He (aastane vee keskmine hägusus on üle 25 kg / m 3 ja maksimum on 10 korda rohkem), Indus, Ganges, Jangtse, Amudarja, Terek.

Eelmistes lõikudes käsitleti vedelike ja gaaside tasakaalu seadusi. Mõelge nüüd mõnele nende liikumisega seotud nähtusele.

Vedeliku liikumist nimetatakse voolu, ja liikuva vedeliku osakeste kogum on vool. Vedeliku liikumise kirjeldamisel määratakse kindlaks kiirus, millega vedelikuosakesed läbivad antud ruumipunkti.

Kui igas liikuva vedelikuga täidetud ruumipunktis kiirus ajas ei muutu, siis nimetatakse sellist liikumist püsiseisundiks või statsionaarne. Statsionaarses voolus läbib iga vedelikuosake antud ruumipunkti sama kiirusega. Vaatleme ainult ideaalse kokkusurumatu vedeliku statsionaarset voolu. Ideaalne nimetatakse vedelikuks, milles puuduvad hõõrdejõud.

Teatavasti kannab statsionaarne vedelik anumas Pascali seaduse kohaselt välisrõhu muutusteta kõikidesse vedeliku punktidesse. Kuid kui vedelik voolab hõõrdumiseta läbi muutuva ristlõikega toru, tekib rõhk sisse erinevad kohad torud pole samad. Rõhujaotust torus, mille kaudu vedelik voolab, on võimalik hinnata joonisel 1 skemaatiliselt näidatud paigalduse abil. Piki toru on joodetud vertikaalsed avatud manomeetritorud. Kui torus olev vedelik on rõhu all, siis manomeetrilises torus tõuseb vedelik teatud kõrgusele, olenevalt rõhust toru antud punktis. Kogemused näitavad, et toru kitsastes kohtades on vedelikusamba kõrgus väiksem kui laiades. See tähendab, et nendes kitsaskohtades on vähem survet. Mis seda seletab?

Oletame, et muutuva ristlõikega horisontaalse toru kaudu voolab kokkusurumatu vedelik (joonis 1). Valime mõttes torust mitu sektsiooni, mille alasid tähistatakse ja . Statsionaarses voolus läbi toru mis tahes ristlõike kantakse võrdsete ajavahemike järel üle võrdsed kogused vedelikku.

Laskma olema vedeliku kiirus läbi sektsiooni , olema vedeliku kiirus läbi sektsiooni . Aja jooksul on nende sektsioonide kaudu voolavate vedelike maht võrdne:

Kuna vedelik on kokkusurumatu, siis . Seega kokkusurumatu vedeliku jaoks. Seda seost nimetatakse järjepidevuse võrrandiks.

Sellest võrrandist , s.o. vedeliku kiirused mis tahes kahes sektsioonis on pöördvõrdelised sektsioonide pindaladega. See tähendab, et vedeliku osakesed kiirenevad toru laiast osast kitsasse liikudes. Järelikult mõjub toru kitsamasse ossa sisenevale vedelikule teatud jõud vedeliku küljelt, mis on veel toru laiemas osas. Selline jõud saab tekkida ainult rõhu erinevuse tõttu erinevad osad vedelikud. Kuna jõud on suunatud toru kitsale osale, peab rõhk toru laias osas olema suurem kui kitsas osas. Võttes arvesse järjepidevuse võrrandit, võime järeldada: paigalseisvas vedelikuvoolus on rõhk väiksem nendes kohtades, kus voolukiirus on suurem, ja vastupidi, see on suurem nendes kohtades, kus voolukiirus on väiksem.

Seetõttu jõudis D. Bernoulli esmalt sellele järeldusele see seadus helistas Bernoulli seadus.

Energia jäävuse seaduse rakendamine liikuva vedeliku voolule võimaldab meil saada Bernoulli seadust väljendava võrrandi (anname ilma tuletamiseta)

- Bernoulli võrrand horisontaalse toru jaoks.

Siin on staatilised rõhud ja vedeliku tihedus. Staatiline rõhk on võrdne vedeliku ühe osa survejõu suhtega kokkupuutealasse, kui nende suhtelise liikumise kiirus on null. Sellist rõhku mõõdaks vooluga kaasa liikuv manomeeter. Rõhku mõõdab fikseeritud monomeetri toru, mille ava on suunatud ülesvoolu

Jõe kalle. Iga jõe kõige iseloomulikum omadus on vee pidev liikumine allikast suudmeni, mida nimetatakse voolu. Voolu põhjuseks on kanali kalle, mida mööda gravitatsioonijõule alludes liigub vesi suurema või väiksema kiirusega. Mis puutub kiirusesse, siis see sõltub otseselt kanali kaldest. Kanali kalle määratakse kahe punkti kõrguste erinevuse ja nende punktide vahel asuva lõigu pikkuse suhtega. Näiteks kui Volga allikast Kalinini 448-ni km, ning kõrguste vahe Volga ja Kalini allika ja nom vahel on 74,6 m, siis keskmine kalle Volga selles osas on 74,6 m, jagatud 448-ga km, st 0,00017. See tähendab, et selle lõigu Volga pikkuse iga kilomeetri kohta langeb 17 cm.

Jõe pikiprofiil. Joonistagem piki horisontaaljoont järjestikku jõe erinevate lõikude pikkused ja piki vertikaaljooni nende lõikude kõrgused. Ühendades vertikaalide otsad joonega, saame jõe pikiprofiili joonise (joon. 112). Kui detailidele suurt tähelepanu ei pöörata, siis enamiku jõgede pikiprofiili saab lihtsustada langeva, kergelt nõgusa kõverana, mille kalle lähtest suudmeni järk-järgult väheneb.

Jõe pikiprofiili kalle ei ole erinevatel jõelõikudel ühesugune. Näiteks Volga ülemise lõigu puhul, nagu me juba nägime, on see 0,00017, Gorki ja Kama suudme vahelisel lõigul 0,00005 ja lõigul Stalingradist Astrahani - 0,00002.

Ligikaudu sama Dnepri lähedal, kus ülemises osas (Smolenskist Oršani) on kalle 0,00011 ja alumisel lõigul (Kahhovkast Hersoni) 0,00001. Kärestiku lõigus (Lotsmanskaja Kamenkast Nikopolini) on jõe pikiprofiili keskmine kalle 0,00042, st peaaegu neli korda suurem kui Smolenski ja Orša vahel.

Toodud näidetest nähtub, et erinevate jõgede pikiprofiil pole kaugeltki sama. Viimane on mõistetav: jõe pikiprofiil peegeldab piirkonna reljeefi, geoloogilist ehitust ja paljusid muid geograafilisi iseärasusi.

Mõelge näiteks jõe pikiprofiili "sammudele". Jenissei. Siin näeme suurte nõlvade lõike Lääne-Sajaani, seejärel Ida-Sajaani ristumiskohas ja lõpuks Jenissei seljandiku põhjatipus (joonis 112). Jõe pikiprofiili astmelisus. Jenissei näitab, et tõus nende mägede aladel toimus (geoloogiliselt) suhteliselt hiljuti ja jõel pole veel olnud aega oma kanali pikikõverat tasandada. Sama tuleb öelda jõe poolt läbi lõigatud Bureinsky mägede kohta. Cupido.

Siiani on räägitud kogu jõe pikiprofiilist. Kuid jõgesid uurides on mõnikord vaja kindlaks määrata jõe kalle etteantud juures väike ala. See kalle määratakse otse tasandamise teel.

Jõe ristprofiil. Jõe põikprofiilis eristame kahte osa: jõeoru põikprofiil ja jõe enda põikprofiil. Meil on juba ettekujutus jõeoru põikprofiilist. See saadakse maastiku tavapärase mõõdistamise tulemusena. Jõe enda profiilist ehk täpsemalt jõesängist aimu saamiseks on vaja teha jõe sügavuste mõõtmised.

Mõõtmised tehakse kas käsitsi või mehaaniliselt. Käsitsi mõõtmiseks kasutatakse bastingut või käsipartii. Basting on varras, mis on valmistatud painduvast ja vastupidav puit(kuusk, saar, sarapuu) ümmargune osa läbimõõt 4-5 cm, pikkus 4-7 m.

Bastingi alumine ots on viimistletud rauaga (raud takistab lõhenemist ja aitab kaasa raskusele). Basting on värvitud valgeks ja märgitud kümnendikku meetrites. Nulljaotus vastab bastingi alumisele otsale. Seadme kogu lihtsuse juures annab basting täpsed tulemused.

Sügavusmõõtmised tehakse ka käsitsi partiiga. Jõe vooluga kaldub krunt vertikaalist teatud nurga võrra kõrvale, mistõttu on vaja teha vastav korrektsioon.

Väikestel jõgedel sondeeritakse tavaliselt sildadest. Jõgedel kuni 200-300 m laius, voolukiirusel mitte üle 1,5 m sekundis saab mõõtmisi teha paadist mööda ühest jõekaldast teise venitatud kaablit. Köis peab olema pingul. Jõe laiusega üle 100 m kaabli toetamiseks on vaja ankurdada paat keset jõge.

Jõgedel, mille laius on üle 500 m, määrab sondamisjoon juhe mõlemale kaldale paigutatud sildid ning sondeerimispunktid määratakse kaldalt goniomeetriliste instrumentidega. Soodeerimiste arv piki joondust sõltub põhja iseloomust. Kui põhja topograafia muutub kiiresti, peaks sondeerimist olema rohkem, kui põhi on ühtlane, siis vähem. Selge see, et mida rohkem mõõtmisi, seda täpsem on jõe profiil.

Jõe profiili joonistamiseks tõmmatakse horisontaaljoon, millele kantakse mõõtepunktid vastavalt mõõtkavale. Igast innast tõmmatakse alla risti joon, millele kantakse skaalal ka mõõtmistel saadud sügavused. Ühendades vertikaalide alumised otsad, saame profiili. Tulenevalt asjaolust, et jõgede sügavus on laiusega võrreldes väga väike, võetakse profiili joonistamisel vertikaalne skaala horisontaalsest suuremaks. Seetõttu on profiil moonutatud (liialdatud), kuid visuaalsem.

Arvestades jõesängi profiili, saame arvutada jõe vaba pindala (või veelõigu pindala) (fm 2 ), jõe laius (B), jõe märja perimeetri pikkus ( Rm) , suurim sügavus (hmaxm ), jõe keskmine sügavus ( h cpm) ja jõe hüdrauliline raadius.

Jõe elav ristlõige nimetatakse veega täidetud jõe ristlõikeks. Mõõtmiste tulemusena saadud kanali profiil annab vaid aimu jõe elavast lõigust. Jõe elulõigu pindala arvutatakse enamasti analüütiliselt (harvemini määratakse see jooniselt planimeetri abil). Avatud ala arvutamiseks ( Fm 2) võtke jõe põikiprofiili joonis, millel vertikaalid jagavad elulõigu pindala trapetsikujulisteks jadadeks ja rannikualad näevad välja nagu kolmnurgad. Iga üksiku kujundi pindala määratakse meile geomeetriast tuntud valemitega ja seejärel võetakse kõigi nende pindalade summa.

Jõe laiuse määrab lihtsalt ülemise horisontaalse joone pikkus, mis tähistab jõe pindu.

niisutatud perimeeter - see on jõe põhjajoone pikkus profiilil jõekalda ühest servast teise. See arvutatakse, lisades jõe elava lõigu joonisel kõigi põhjajoone segmentide pikkused.

Hüdrauliline raadius on avatud ala jagatis niisutatud perimeetri pikkusega ( R= F/R m).

Keskmine sügavus on eluruumi pindala jagatis

jõgesid jõe laiusele ( h kolmap = F/ Bm).

Madalal asuvate jõgede puhul on hüdrauliline raadius tavaliselt keskmise sügavuse lähedal ( R≈ h cp).

Suurim sügavus mõõtude järgi taastatud.

Jõe tase. Jõe laius ja sügavus, avaala ja muud meie poolt antud kogused võivad muutumatuks jääda vaid siis, kui jõe tase jääb muutumatuks. Tegelikult ei juhtu seda kunagi, sest jõe tase muutub kogu aeg. Sellest on üsna selge, et jõe uurimisel on jõe taseme kõikumiste mõõtmine kõige olulisem ülesanne.

Mõõtmisjaama jaoks valitakse sobiv sirge kanaliga jõelõik, mille ristlõiget ei raskenda madalikud ega saared. Jõe veetaseme kõikumiste jälgimine toimub tavaliselt kasutades jalatald. Footstock on kalda lähedusse paigaldatud stange või rööp, mis on jagatud meetriteks ja sentimeetriteks. Jalajälje nulliks võetakse (võimaluse korral) jõe madalaim horisont antud kohas. Kord valitud null jääb kõigi järgnevate vaatluste jaoks konstantseks. Jalaaluse null on püsivalt seotud räppar .

Taseme kõikumisi täheldatakse tavaliselt kaks korda päevas (kell 8 ja 20). Mõnele postile on paigaldatud isesalvestavad limnigraafid, mis annavad pideva salvestuse kõvera kujul.

Jalavarude vaatlustest saadud andmete põhjal koostatakse tasemete kõikumise graafik ühe või teise perioodi kohta: hooaja, aasta, mitme aasta kohta.

Jõgede kiirus. Oleme juba öelnud, et jõe voolu kiirus sõltub otseselt kanali kaldest. See sõltuvus pole aga nii lihtne, kui esmapilgul võib tunduda.

Kes jõega vähegi kursis on, see teab, et hoovuse kiirus kallaste lähedal on tunduvalt väiksem kui jõe keskel. Seda teavad eriti hästi paadisõitjad. Alati, kui paadimees peab jõkke üles minema, hoiab ta kaldale; kui tal on vaja kiiresti alla minna, hoiab ta jõe keskel.

Täpsemad vaatlused jõgedes ja tehisojades (milles on korrapärase künakujuline kanal) näitasid, et kanali vahetult külgnev veekiht liigub hõõrdumise tulemusena vastu põhja ja kanali seinu kõige väiksema kiirusega. Järgmine kiht on juba suure kiirusega, sest see ei puutu kokku kanaliga (mis on liikumatu), vaid aeglaselt liikuva esimese kihiga. Kolmas kiht on veelgi suurema kiirusega jne Lõpuks on suurim kiirus voolu kanali põhjast ja seintest kõige kaugemal asuvas osas. Kui võtta voolu ristlõige ja ühendada sama voolukiirusega kohad joontega (isotahidega), siis saame diagrammi, mis kujutab selgelt erineva kiirusega kihtide paiknemist (joon. 113). Sellist omapärast kihilist voolu liikumist, mille käigus kiirus kasvab järjekindlalt kanali põhjast ja seintest keskossa, nimetatakse nn. laminaarne. Laminaarse liikumise tüüpilisi tunnuseid saab lühidalt iseloomustada järgmiselt:

1) voolu kõigi osakeste kiirusel on üks konstantne suund;

2) kiirus seina lähedal (põhja lähedal) on alati võrdne nulliga ja kaugusega seintest suureneb see järk-järgult voolu keskkoha suunas.

Peame aga ütlema, et jõgedes, kus kanali kuju, suund ja iseloom on väga erinevad tehisvoolu tavalisest sünakujulisest kanalist, ei täheldata peaaegu kunagi korrapärast laminaarset liikumist. Juba vaid ühe käänakuga kanalis liigub tsentrifugaaljõudude toimel kogu kihtide süsteem järsult nõgusa kalda poole, mis omakorda põhjustab mitmeid muid

liigutused. Kanali põhjas ja servades olevate eendite olemasolul tekivad pöörised, vastuvoolud ja muud väga tugevad kõrvalekalded, mis muudavad pildi veelgi keerulisemaks. Eriti tugevad muutused vee liikumises toimuvad jõe madalates kohtades, kus vool puruneb lehvikukujulisteks jugadeks.

Lisaks kanali kujule ja suunale on suur mõju voolu kiiruse suurenemisel. Laminaarne liikumine isegi tehisvooludes (õige kanaliga) muutub voolukiiruse suurenedes dramaatiliselt. Kiiresti liikuvates vooludes tekivad pikisuunalised spiraalsed joad, millega kaasnevad väikesed keerisliigutused ja omamoodi pulsatsioon. Kõik see raskendab oluliselt liikumise olemust. Nii täheldatakse jõgedes laminaarse liikumise asemel kõige sagedamini keerukamat liikumist, nn rahutu. (Turbulentse liikumise olemusest peatume hiljem, kui arvestada voolukanali moodustumise tingimusi.)

Kõigest öeldu põhjal on selge, et jõe kiiruse uurimine on keeruline küsimus. Seetõttu tuleb teoreetiliste arvutuste asemel sagedamini kasutada otsemõõtmisi.

Voolukiiruse mõõtmine. Kõige lihtsam ja kõige rohkem ligipääsetav viis voolukiiruse mõõtmine on mõõtmine kasutades ujuvad. Jälgides (kellaga) aega, mis kulub ujukil kahest jõe ääres üksteisest teatud kaugusel asuvast punktist läbimiseks, saame alati arvutada soovitud kiiruse. Seda kiirust väljendatakse tavaliselt meetrites sekundis.

Meie poolt näidatud meetod võimaldab määrata ainult kõige ülemise veekihi kiirust. Sügavamate veekihtide kiiruse määramiseks kasutatakse kahte pudelit (joon. 114). Sel juhul annab ülemine pudel mõlema pudeli vahel keskmise kiiruse. Teades veevoolu keskmist kiirust pinnal (esimene meetod), saame hõlpsalt arvutada kiiruse soovitud sügavusel. Kui V 1 pinnal on kiirus, V 2 - keskmine kiirus, aga V on siis soovitud kiirus V 2 =( V 1 + V)/2 , kust soovitud kiirus v = 2 v 2 - v 1 .

Võrreldamatult täpsemad tulemused saadakse spetsiaalse seadmega nn plaadimängijad. Plaadimängijaid on mitut tüüpi, kuid nende seadme tööpõhimõte on sama ja on järgmine. Horisontaalne telg, mille otsas on labaga sõukruvi, on liikuvalt kinnitatud raami, mille tagaots on roolipliiats (joonis 115). Vette langetatud seade tõuseb roolile alludes just vastuvoolu,

ja labaga sõukruvi hakkab pöörlema ​​koos horisontaalteljega. Teljel on lõputu kruvi, mida saab letiga ühendada. Vaadates kella, lülitab vaatleja sisse loenduri, mis hakkab pöörete arvu lugema. Teatud aja pärast lülitub loendur välja ja vaatleja määrab voolukiiruse pöörete arvu järgi.

Lisaks nendele meetoditele kasutavad nad ka mõõtmist spetsiaalsete pudelite, dünamomeetrite ja lõpuks keemiliste vahenditega meile teada põhjavee vooluhulkade uurimisest. Batomeetri näide on prof. V. G. Glushkova, mis on kummist õhupall, mille ava on voolu poole. Veekogus, mis õnnestub ballooni sattuda ajaühikus, võimaldab määrata voolukiirust. Dünamomeetrid määravad survejõu. Surve jõud võimaldab arvutada kiirust.

Kui on vaja saada üksikasjalik ülevaade kiiruste jaotusest jõe ristlõikes (eluslõikes), toimige järgmiselt:

1. Joonistatakse jõe põikiprofiil ja mugavuse huvides võetakse vertikaalne skaala 10 korda suurem kui horisontaalne.

2. Punktidesse, kus erinevatel sügavustel mõõdeti voolukiirusi, tõmmatakse vertikaalsed jooned.

3. Igal vertikaalil on skaalale märgitud vastav sügavus ja näidatud vastav kiirus.

Võrdsete kiirustega punkte ühendades saame kõverate (isotohide) süsteemi, mis annab visuaalse esituse kiiruste jaotusest antud elavas jõelõigul.

Keskmine kiirus. Paljude hüdroloogiliste arvutuste jaoks on vajalikud andmed vee keskmise vooluhulga kohta jõe eluslõigul. Kuid vee keskmise kiiruse määramine on üsna keeruline ülesanne.

Oleme juba öelnud, et vee liikumine ojas pole mitte ainult keeruline, vaid ka ajaliselt ebaühtlane (pulsatsioon). Vaatluste seeria põhjal on meil aga alati võimalus arvutada jõe vooluala mis tahes punkti keskmine voolukiirus. Omades punktis keskmise kiiruse väärtust, saame graafikul kujutada kiiruste jaotust piki vertikaali, mille oleme võtnud. Selleks joonistatakse iga punkti sügavus vertikaalselt (ülevalt alla) ja voolukiirus horisontaalselt (vasakult paremale). Teeme sama ka teiste võetud vertikaali punktidega. Horisontaalsete joonte (kiiruseid kujutavate) otste ühendamisel saame joonise, mis annab selge ülevaate hoovuste kiirustest meie võetud vertikaali erinevatel sügavustel. Seda joonist nimetatakse kiirusgraafikuks või kiirushodograafiks.

Arvukate vaatluste põhjal selgus, et täieliku pildi saamiseks voolukiiruste jaotusest piki vertikaali piisab, kui määrata kiirused järgmises viies punktis: 1) pinnal, 2) 0,2 võrra.h, 3) 0,6 võrrah, 4) 0,8 võrrahja 5) allosas, lugedes h - vertikaalne sügavus pinnast põhjani.

Kiiruste hodograaf annab selge ettekujutuse kiiruste muutumisest oja pinnast põhjani antud vertikaalil. Väikseim kiirus oja põhjas on peamiselt tingitud hõõrdumisest. Mida suurem on põhja karedus, seda järsem on voolukiiruste vähenemine. IN talveaeg Kui jõe pind on jääga kaetud, tekib jää pinnale ka hõõrdumine, mis mõjutab ka voolu kiirust.

Kiirushodograaf võimaldab meil arvutada jõe keskmise kiiruse piki antud vertikaali.

Keskmist voolukiirust piki vertikaalset vooluosa on kõige lihtsam määrata järgmise valemiga:

kus ώ on kiirushodograafi pindala ja H on selle ala kõrgus. Teisisõnu, keskmise voolukiiruse määramiseks piki vertikaalset voolu ristlõiget tuleb kiirushodograafi pindala jagada selle kõrgusega.

Kiirushodograafi pindala määratakse kas planimeetri abil või analüütiliselt (st purustades lihtsad kujundid kolmnurgad ja trapetsid).

Keskmine voolukiirus määratakse mitmel viisil. Lihtsaim viis on maksimaalse kiiruse korrutamine (Vmax) kareduse koefitsiendi kohta (P). Mägijõgede kareduskoefitsiendiks võib lugeda ligikaudu 0,55, kruusaga vooderdatud kanaliga jõgede puhul 0,65, ebaühtlase liivase või savise sängiga jõgede puhul 0,85.

Voolu elava osa keskmise voolukiiruse täpseks määramiseks kasutatakse erinevaid valemeid. Kõige tavalisem on Chezy valem.

kus v - keskmine voolukiirus, R - hüdrauliline raadius, J- pinnavoolu kalle ja FROM- kiirustegur. Kuid siin tekitab kiiruskoefitsiendi määramine olulisi raskusi.

Kiiruskoefitsient määratakse erinevate empiiriliste valemitega (st saadud uuringu ja analüüsi põhjal suur hulk tähelepanekud). Lihtsaim valem on:

kus P- kareduse koefitsient, a R - meile juba tuttav hüdrauliline raadius.

Tarbimine. Vee kogus sees m, läbib antud elava jõelõigu sekundis nimetatakse jõevool(selle üksuse jaoks). Teoreetiliselt tarbimine (aga) lihtne arvutada: võrdne pindalaga elav jõelõik ( F), korrutatuna keskmise voolukiirusega ( v), st. aga= fv. Näiteks kui jõe elulõigu pindala on 150 m 2, ja kiirus 3 m/s, siis kuluks tuleb 450 m 3 sekundis. Vooluhulga arvutamisel võetakse veeühiku kohta kuupmeeter ja ajaühiku kohta sekund.

Oleme juba öelnud, et ühe või teise punkti jõe vooluhulka pole teoreetiliselt keeruline arvutada. Selle ülesande täitmine praktikas on palju keerulisem. Peatugem kõige lihtsamal teoreetilisel ja praktilisi viise kasutatakse kõige sagedamini jõgede uurimisel.

Seal on palju erinevaid viise veevoolu määramine jõgedes. Kuid need kõik võib jagada nelja rühma: mahumeetod, segamismeetod, hüdrauliline ja hüdromeetriline.

Mahuline meetod kasutatakse edukalt väikseimate jõgede (allikad ja ojad) vooluhulga määramiseks vooluhulgaga 5-10 liitrit (0,005- 0,01 m 3) sekundis. Selle olemus seisneb selles, et oja on tammitud ja vesi läheb vihmaveerennist alla. Renni alla asetatakse ämber või paak (olenevalt oja suurusest). Anuma maht tuleb täpselt mõõta. Anuma täitumisaega mõõdetakse sekundites. Anuma mahu (meetrites) jagatis ajaga, mis kulub anuma täitmiseks (sekundites) as. korda ja annab soovitud väärtuse. Mahuline meetod annab kõige täpsemad tulemused.

Segamismeetod põhineb sellel, et jõe teatud punktis lastakse ojja mingi soola või värvi lahust. Soola või värvi sisalduse määramisel teises madalamas voolupunktis arvutatakse veevool (lihtsaim valem

kus q - soolvee tarbimine, k 1 - soolalahuse kontsentratsioon vabanemisel, kuni 2 on soolalahuse kontsentratsioon allavoolu punktis). See meetod on üks parimaid tormiste mägijõgede jaoks.

hüdrauliline meetod põhineb erinevatel kasutamisel hüdraulilised valemid kui vesi voolab läbi nii looduslike kanalite kui ka tehispaisude.

Anname spillway meetodi lihtsaima näite. Ehitatakse tamm, mille ülaosa on õhukese seinaga (puidust, betoonist). Seina sisse on lõigatud ristkülikukujuline pais, mille aluse mõõtmed on täpselt määratletud. Vesi voolab läbi paisu üle ja voolukiirus arvutatakse valemiga

(T - paisude koefitsient, b - paisu läve laius, H- surve üle reostusava serva, g -gravitatsioonikiirendus), lekketoru abil on võimalik mõõta voolukiirusi 0,0005 kuni 10 m 3 / sek. Seda kasutatakse eriti laialdaselt hüdraulilistes laborites.

Hüdromeetriline meetod põhineb avatud ala ja voolukiiruse mõõtmisel. See on kõige levinum. Arvutamine toimub valemi järgi, nagu me juba ütlesime.

Varud. Veekogust, mis voolab läbi antud elava jõelõigu sekundis, nimetame vooluks. Nimetatakse veehulka, mis voolab läbi antud elava jõelõigu pikema perioodi jooksul äravool.Äravoolu kogust saab arvutada päeva, kuu, hooaja, aasta ja isegi mitme aasta kohta. Kõige sagedamini arvutatakse vooluhulka aastaaegade järgi, sest enamiku jõgede hooajalised muutused on eriti tugevad ja iseloomulikud. Geograafias on suur tähtsus aastaste voogude väärtusel ja eriti keskmise aastase vooluhulga väärtusel (pikaajaliste andmete põhjal arvutatud voog). Aasta keskmine vooluhulk võimaldab arvutada jõe keskmise vooluhulga. Kui maksumus on väljendatud kuupmeetrit sekundis väljendatakse aastane vooluhulk (vältimaks väga suuri numbreid) kuupkilomeetrites.

Omades teavet voo kohta, saame ka andmeid voolu kohta ühe või teise ajaperioodi kohta (korrutades voolukiiruse võetud ajaperioodi sekundite arvuga). Sissevooluhulk sel juhul väljendatuna mahus. Suurte jõgede vooluhulka väljendatakse tavaliselt kuupkilomeetrites.

Nii on näiteks Volga keskmine aastane vooluhulk 270 km 3, Dnipro 52 km 3, Obi 400 km 3, Jenissei 548 km 3, Amazonid 3787 km, 3 jne.

Jõgede iseloomustamisel on väga oluline äravoolu suuruse ja meie võetud jõe valgala alale langeva sademete hulga suhe. Sademete hulk, nagu me teame, väljendub veekihi paksuses millimeetrites. Seetõttu on äravoolu võrdlemiseks sademete hulgaga vaja äravoolu väljendada ka veekihi paksuse järgi millimeetrites. Selleks jaotatakse antud perioodi äravooluhulk, väljendatuna mahumõõtudes, ühtlase kihina kogu vaatluspunkti kohal asuvale vesikonna alale. See väärtus, mida nimetatakse äravoolu kõrguseks (A), arvutatakse järgmise valemi abil:

AGA on äravoolu kõrgus millimeetrites, K - kulu, T- ajavahemik, 10 3 kasutatakse meetrite teisendamiseks millimeetriteks ja 10 6 ruutkilomeetrite teisendamiseks ruutmeetriteks.

Nimetatakse äravooluhulga ja sademete hulga suhet äravoolukoefitsient. Kui äravoolukoefitsient on tähistatud tähega aga, ja sademete hulk millimeetrites, - h, siis

Äravoolukoefitsient, nagu iga suhe, on abstraktne suurus. Seda saab väljendada protsentides. Nii näiteks r. Neva A=374 mm, h= 532 mm; Järelikult aga= 0,7 ehk 70%. Sel juhul on äravoolukoefitsient p. Neva lubab öelda, et kogu jõe vesikonda langenud sademete hulgast. Neva, 70% voolab merre ja 30% aurustub. Jõel jälgime hoopis teistsugust pilti. Niilus. Siin A = 35 mm, h =826 mm; seega a=4%. See tähendab, et 96% Niiluse vesikonna sademetest aurustub ja vaid 4% jõuab merre. Juba toodud näidetest on selge, milline tohutu väärtus on äravoolukoefitsiendil geograafide jaoks.

Toome näitena mõnede NSV Liidu Euroopa osa jõgede sademete ja äravoolu keskmise väärtuse.

Meie toodud näidetes on sademete hulk, äravoolu väärtused ja sellest tulenevalt ka äravoolukoefitsiendid arvutatud pikaajaliste andmete põhjal aasta keskmistena. On ütlematagi selge, et äravoolukoefitsiente saab tuletada mis tahes ajaperioodi kohta: päev, kuu, aastaaeg jne.

Mõnel juhul väljendatakse voolu liitrite arvuna sekundis 1 kohta km 2 basseiniala. Seda voolukiirust nimetatakse äravoolu moodul.

Keskmise pikaajalise äravoolu väärtuse saab kaardile kanda isoliinide abil. Sellisel kaardil on valamu väljendatud valamu ühikutes. See annab aimu, et meie liidu territooriumi tasapinnaliste osade aasta keskmine äravool on tsoonilise iseloomuga, põhja suunas äravoolu suurus väheneb. Selliselt kaardilt on näha, kui suur on äravoolu reljeef.

Jõe toitumine. Jõgede toitumist on kolm peamist tüüpi: pinnavee toitmine, põhjavee toitumine ja segatoitmine.

Pinnaveevarustuse võib jagada vihma-, lume- ja liustikuks. Vihmaga toitumine on iseloomulik troopiliste piirkondade jõgedele, enamikule mussoonpiirkondadele ja paljudele aladele Lääne-Euroopa pehme kliimaga. Lume toitumine on tüüpiline riikidele, kus külmal perioodil koguneb palju lund. See hõlmab enamikku NSV Liidu territooriumi jõgedest. IN kevadine aeg neid iseloomustavad võimsad üleujutused. Eriti vajalik on esile tõsta kõrgete mägiste riikide lund, mis annavad kõige suurema veekoguse hiliskevadel ja suveaeg. See toit, mida nimetatakse mägi-lume toiduks, on lähedane liustikutoidule. Liustikud, nagu ka mägilumi, annavad vett peamiselt suvel.

Põhjavett toidetakse kahel viisil. Esimene võimalus on jõgede toitmine sügavamate põhjaveekihtidega, mis väljuvad (või nagu öeldakse, kiiluvad välja) jõesängi. See on üsna jätkusuutlik toit igal aastaajal. Teine võimalus on põhjaveega varustamine jõega otseselt seotud loopealsete kihtidega. Kõrgvee perioodil on loopealne veega küllastunud ja pärast vete langust viib see aeglaselt oma varud jõkke tagasi. See dieet on vähem jätkusuutlik.

Jõed, mis saavad toitu ainult pinna- või põhjaveest, on haruldased. Märksa levinumad on segatoitumisega jõed. Mõnel aastaajal (kevadel, suvel, varasügisel) on nende jaoks ülekaalus pinnaveed, teistel perioodidel (talvel või põuaperioodidel) muutub põhjavee toitumine ainsaks.

Mainida võib ka kondensveest toidetavaid jõgesid, mis võivad olla nii maapealsed kui ka maa-alused. Sellised jõed on tavalisemad mägipiirkondades, kus rändrahnude ja kivide kogunemine tippudele ja nõlvadele kondenseerib märgatavas koguses niiskust. Need veed võivad mõjutada äravoolu suurenemist.

Jõgede toitumistingimused erinevatel aastaaegadel. Valu talvelEnamikku meie jõgesid toidab eranditult põhjavesi. See toitumine on üsna ühtlane, seega võib enamiku meie jõgede talvist äravoolu iseloomustada kui kõige ühtlasemat, mis talve algusest kevadeni väheneb veidi.

Kevadel muutub järsult äravoolu iseloom ja üldiselt kogu jõgede režiim. Talve jooksul lumena kogunenud sademed sulavad kiiresti ning suures koguses sulavett sulandub jõgedesse. Tulemuseks on kevadine üleujutus, mis olenevalt vesikonna geograafilistest tingimustest kestab enam-vähem kaua. Kevadiste üleujutuste olemusest räägime veidi hiljem. Sel juhul märgime ainult ühte tõsiasja: kevadel lisatakse maapinnale tohutul hulgal kevadist sulanud lumevett, mis suurendab äravoolu mitu korda. Nii näiteks ületab Kama keskmine heide kevadel talvine tarbimine 12 ja isegi 15 korda, Oka puhul 15-20 korda; Dnepri vooluhulk Dnepropetrovski lähedal kevadel ületab mõnel aastal talvist vooluhulka 50 korda, väikestel jõgedel on erinevus veelgi suurem.

Suvel toidab jõgesid (meie laiuskraadidel) ühelt poolt põhjavesi ja teiselt poolt vihmavee otsene äravool. Vastavalt tähelepanekutele akad. Oppokova Dnepri ülemjooksu vesikonnas ulatub see vihmavee otsene äravool suvekuudel 10% -ni. Mägipiirkondades, kus äravoolutingimused on soodsamad, suureneb see protsent oluliselt. Kuid see saavutab eriti suure väärtuse nendes piirkondades, mida iseloomustab igikeltsa lai levik. Siin tõuseb jõgede tase pärast iga vihma kiiresti.

IN sügisene aeg temperatuuride langedes väheneb järk-järgult aurustumine ja transpiratsioon ning suureneb pindmine äravool (vihmavee äravool). Selle tulemusena suureneb sügisel äravool üldiselt kuni hetkeni, mil vedelad sademed (vihm) asenduvad tahke sademega (lumi). Seega sügisel nagu

meil on muld pluss vihma toitumine ja vihm väheneb järk-järgult ja talve alguseks lakkab üldse.

Selline on meie laiuskraadide tavaliste jõgede toitumine. Kõrgmäestikuga riikides lisanduvad suvel mägede lume ja liustike sulaveed.

Kõrbes ja kuivades steppides mängivad domineerivat rolli mägede lume ja jää sulamisveed (Amu-Darya, Syr-Darya jt).

veetaseme kõikumised jõgedes. Rääkisime just jõgede toitumistingimustest erinevatel aastaaegadel ning sellega seoses märkisime ära, kuidas vooluhulk erinevatel aastaaegadel muutub. Neid muutusi näitab kõige selgemini jõgede veetaseme kõikumise kõver. Siin on kolm graafikut. Esimene graafik annab aimu jõgede taseme kõikumisest NSV Liidu Euroopa osa metsavööndis (joonis 116). Esimesel graafikul (Volga jõgi) on iseloomulik

kiire ja kõrge tõus kestusega umbes 1/2 kuud.

Nüüd pöörake tähelepanu teisele graafikule (joonis 117), mis on tüüpiline Ida-Siberi taigavööndi jõgedele. Kevadel on järsk tõus ja suvel rida tõuse, mis on tingitud vihmadest ja igikeltsa olemasolust, mis suurendab äravoolu kiirust. Sama igikeltsa olemasolu, mis vähendab talvist maapealset toitumist, toob talvel kaasa eriti madala veetaseme.

Kolmas graafik (joonis 118) näitab jõgede veetasemete kõikumise kõverat Kaug-Ida taigavööndis. Siin on igikeltsa tõttu sama väga madal tase külmal perioodil ja pidev järsk taseme kõikumine soojadel perioodidel. Neid põhjustab kevadel ja suve alguses lume sulamine ja hiljem vihm. Mägede ja igikeltsa olemasolu kiirendab äravoolu, mis mõjutab eriti teravalt tasemekõikumisi.

Sama jõe veetasemete kõikumised erinevatel aastatel ei ole ühesugused. Siin on p tasemete kõikumiste graafik. Kamas erinevate aastate kohta (joon. 119). Nagu näete, on jõgi erinevatel aastatel väga erineva kõikumise mustriga. Tõsi, siin on valitud aastad, mil normist on kõige järsemad kõrvalekalded. Siin on aga teine ​​p tasemete kõikumiste graafik. Volga (joonis 116). Siin on kõik kõikumised sama tüüpi, kuid kõikumiste ulatus ja lekke kestus on väga erinevad.

Kokkuvõtteks tuleb öelda, et jõgede veetasemete kõikumise uurimisel on lisaks teaduslikule tähtsusele ka suur praktiline tähtsus. Lammutatud sillad, purustatud tammid ja rannarajatised, üleujutatud ja mõnikord täielikult hävinud ja minema uhutud külad on pannud inimesi juba pikka aega nendele nähtustele tähelepanu pöörama ja neid uurima. Pole ime, et jõgede veetaseme kõikumise vaatlusi on tehtud juba iidsetest aegadest (Egiptus, Mesopotaamia, India, Hiina jne). Täpsemaid vaatlusi nõudsid jõesõit, teedeehitus ja eriti raudtee.

Venemaa jõgede veetaseme kõikumiste jälgimine algas ilmselt väga kaua aega tagasi. Kroonikates, alustades XV aastal kohtame sageli märke jõe üleujutuste kõrgusest. Moskva ja Oka. Vaatlusi Moskva jõe taseme kõikumiste kohta tehti juba iga päev. Esiteks XIX sisse. igapäevaseid vaatlusi tehti juba kõikide laevatatavate jõgede kõikidel suurematel muulidel. Aasta-aastalt on hüdromeetriajaamade arv pidevalt kasvanud. Revolutsioonieelsel ajal oli meil Venemaal üle tuhande veemõõteposti. Kuid need jaamad jõudsid nõukogude ajal erilise arenguni, mida allolevast tabelist on lihtne näha.

Kevadine üleujutus. Kevadise lumesulamise perioodil tõuseb jõgede veetase järsult ning vesi, mis tavaliselt voolab üle kanali, voolab üle kallaste ja ujutab sageli üle lammi. Seda enamikule meie jõgedele iseloomulikku nähtust nimetatakse kevadine üleujutus.

Üleujutuse aeg sõltub sellest kliimatingimused maastik ja üleujutusperioodi kestus, lisaks basseini suurus, mille mõned osad võivad olla erinevates kliimatingimustes. Nii näiteks r. Dnepri (Kiievi lähedal tehtud vaatluste järgi) on üleujutuse kestus 2,5–3 kuud, samas kui Dnepri lisajõgede – Sula ja Psyol – puhul on üleujutuse kestus vaid umbes 1,5–2 kuud.

Kevadise üleujutuse kõrgus sõltub paljudest teguritest, kuid olulisemad neist on: 1) lume hulk vesikonnas sula alguses ja 2) kevadise sula intensiivsus.

Teatavat tähtsust omab ka vesikonna pinnase küllastusaste, igikelts või sulamuld, kevadised sademed jne.

Enamikku NSV Liidu Euroopa osa suuri jõgesid iseloomustab kevadine veetõus kuni 4 m. Erinevatel aastatel on kevadise üleujutuse kõrgus aga väga tugevate kõikumiste all. Nii ulatub näiteks Gorki linna lähedal asuva Volga veetõus 10-12-ni m, Uljanovski lähedal kuni 14 m; r jaoks. Dnepri 86-aastase vaatluse jaoks (1845–1931) alates 2,1 m kuni 6-7 ja isegi 8.53 m(1931).

Suurimad veetõusud põhjustavad üleujutusi, mis põhjustavad elanikkonnale suurt kahju. Näitena võib tuua 1908. aasta üleujutuse Moskvas, kui märkimisväärne osa linnast ja Moskva-Kurski raudtee rööbastee olid kümneid kilomeetreid vee all. Mitmetes Volga linnades (Rõbinsk, Jaroslavl, Astrahan jt) tekkis jõe vee ebatavaliselt kõrge tõusu tagajärjel väga tugev üleujutus. Volga 1926. aasta kevadel

Suurtel Siberi jõgedel ulatub veetõus liiklusummikute tõttu 15-20 meetrini või rohkemgi. Niisiis, jõel Jenissei alla 16 m, ja jõel Lene (Bulunis) kuni 24 m.

Üleujutused. Lisaks perioodiliselt korduvatele kevadistele üleujutustele esineb ka äkilisi veetõususid, mis on põhjustatud kas tugevatest vihmadest või mõnest muust põhjusest. Neid äkilisi veetõuse jõgedes, erinevalt perioodiliselt korduvatest kevadistest üleujutustest, nimetatakse üleujutused. Erinevalt üleujutustest võivad üleujutused tekkida igal ajal aastas. Tasastel aladel, kus jõgede kalle on väga väike, võivad need üleujutused põhjustada 1. taseme järsku tõusu, peamiselt aastal suured jõed. Mägistes tingimustes esineb üleujutusi ka suurematel jõgedel. Eriti tugevaid üleujutusi on täheldatud meie Kaug-Idas, kus lisaks mägistele oludele on meil äkilisi pikaajalisi hoovihmasid, mis annavad üle 100 mm sademed. Siin omandavad suvised üleujutused sageli tugevate, mõnikord hävitavate üleujutuste iseloomu.

Teadaolevalt mõjutavad üleujutuste kõrgust ja äravoolu iseloomu üldiselt suuresti metsad. Need tagavad eelkõige aeglase lumesulamise, mis pikendab üleujutuse kestust ja vähendab üleujutuse kõrgust. Lisaks hoiab metsaalune (langenud lehed, okkad, samblad jne) aurustumise eest niiskust. Seetõttu on pinnavee äravoolu koefitsient metsas kolm-neli korda väiksem kui põllumaal. Seega väheneb üleujutuse kõrgus 50%-ni.

Selleks, et vähendada lekkeid ja üldiselt reguleerida voolu meie NSV Liidus, pöördus valitsus Erilist tähelepanu jõgede toitumisalade metsade säilitamise kohta. resolutsioon (kuupäev 2/VII1936) näeb ette metsade säilitamise jõgede mõlemal kaldal. Samas jõgede ülemjooksul metsaribad 25 km laius ja alamjooksul 6 km.

Võimalused edaspidiseks leketevastaseks võitluseks ja pinnavee äravoolu reguleerimise meetmete väljatöötamiseks on meie riigis, võib öelda, piiramatud. Metsavarjude ja veehoidlate loomine reguleerib äravoolu suurtel aladel. Tohutu kanalite võrgustiku ja kolossaalsete veehoidlate loomine allutab voolu sotsialistliku ühiskonna inimese tahtele ja suurimale kasule veelgi suuremal määral.

Madal vesi. Ajavahemikul, mil jõgi elab vihmaveevarustuse puudumisel peaaegu eranditult põhjaveevarustusest, on jõe tase madalaim. Seda jõe madalaima veetaseme perioodi nimetatakse madal vesi. Mõõnaperioodi alguseks loetakse kevadise suurvee languse lõppu ning madalvee lõppu sügisese tasemetõusu alguseks. See tähendab, et enamiku meie jõgede madalveeperiood või madalveeperiood vastab suveperioodile.

Jäätuvad jõed. Külma ja parasvöötme maade jõed on külmal aastaajal jääga kaetud. Jõgede jäätumine algab tavaliselt kallaste lähedal, kus vool on kõige nõrgem. Tulevikus tekivad veepinnale kristallid ja jäänõelad, mis suurtes kogustes kogunedes moodustavad nn "rasva". Vee edasisel jahtumisel tekivad jõkke jäätükid, mille arv järk-järgult suureneb. Mõnikord kestab pidev sügisene jäätriiv mitu päeva ja vaikse pakase ilmaga "tõuseb" jõgi üsna kiiresti üles, eriti käänakutes, kuhu koguneb suur hulk jäätükke. Pärast seda, kui jõgi on jääga kaetud, läheb see üle põhjaveeks ja veetase sageli langeb ning jõel jää vajub.

Altpoolt kasvades jää järk-järgult pakseneb. Jääkatte paksus võib olenevalt kliimatingimustest olla väga erinev: mõnest sentimeetrist kuni 0,5-1 m, ja mõnel juhul (Siberis) kuni 1,5- 2 m Mahasadanud lume sulamisest ja jäätumisest võib jää ülevalt pakseneda.

Väljundid suure hulga allikate, tuues rohkem kui soe vesi, viivad mõnel juhul "polünya" moodustumiseni, st mittekülmuva ala moodustumiseni.

Jõgede jäätumisprotsess algab ülemise veekihi jahtumisest ja õhukeste jääkilede moodustumisest, nn. rasv. Voolu turbulentse olemuse tulemusena seguneb vesi, mis viib kogu veemassi jahtumiseni. Samal ajal võib veetemperatuur olla mõnevõrra madalam kui 0° (Neeva jõel kuni -0°,04, Jenissei jõel -0°,1): Ülejahtunud vesi tekitab soodsad tingimused jääkristallide moodustamiseks, mille tulemuseks on nn sügav jää. Põhja tekkinud sügavat jääd nimetatakse põhja jää. Sügavat jääd suspensioonis nimetatakse muda. Muda võib olla nii suspensioonis kui ka pinnale hõljuda.

Järk-järgult kasvav põhjajää murdub põhjast lahti ja ujub oma väiksema tiheduse tõttu pinnale. Samal ajal haarab põhjast lahti murduv põhjajää endaga kaasa osa pinnasest (liiva, veerise ja isegi kive). Pinnale hõljuvat põhjajääd nimetatakse ka mudaks.

Jää tekkimise varjatud soojus kulub kiiresti ära ning jõe vesi püsib kogu aeg ülejahtunud kuni jääkatte tekkimiseni. Kuid niipea, kui jääkate tekib, peatub suures osas soojuse kadu õhku ja vesi ei ole enam ülejahutatud. On selge, et jääkristallide teke (ja sellest tulenevalt sügav jää) peatub.

Märkimisväärse voolukiiruse korral pidurdub jääkatte teke tugevalt, mis omakorda toob kaasa sügava jää tekkimise tohututes kogustes. Näiteks r. Angara. Siin on muda. Ja. põhjajää, ummistades kanalit, vormi ummikud. Kanali ummistus toob kaasa veetaseme suure tõusu. Pärast jääkatte teket väheneb järsult süvajää tekkeprotsess ja jõe tase langeb kiiresti.

Jääkatte teke algab kallastel. Siin on väiksema voolukiiruse korral suurem tõenäosus jää tekkeks (kaitseks). Kuid see jää kannab sageli hoovust endaga kaasa ja põhjustab koos muda massiga nn. sügisene jäätriiv. Sügisene jäätriiv käib vahel kaasas ummikud, st jäätammide teket. Ummistused (nagu ka ummistused) võivad põhjustada vee märkimisväärset tõusu. Liiklusummikud tekivad tavaliselt kitsastes jõelõikudes, järskudel pööretel, kaljudel, aga ka tehisrajatiste läheduses.

Suurtel põhja poole suubuvatel jõgedel (Ob, Jenissei, Lena) külmub jõgede alamjooks varem, mis aitab kaasa eriti võimsate ummikute tekkele. Veetaseme tõus võib mõnel juhul luua tingimused pöördvoolude tekkeks lisajõgede madalamates osades.

Alates jääkatte tekkimise hetkest jõuab jõgi külmumisperioodi. Sellest hetkest alates koguneb alt aeglaselt jää. Jääkatte paksust mõjutab lisaks temperatuurile palju lumikate, mis kaitseb jõe pinda jahtumise eest. Keskmiselt ulatub jää paksus NSV Liidu territooriumil:

polynyas. Pole haruldane, et mõni jõelõik talvel ei jäätu. Neid piirkondi nimetatakse polynyas. Nende moodustumise põhjused on erinevad. Kõige sagedamini täheldatakse neid kiire vooluga piirkondades, suure hulga allikate väljumise kohas, tehasevee äravoolu kohas jne. Mõnel juhul täheldatakse sarnaseid piirkondi ka siis, kui jõgi lahkub sügavast järvest. Nii näiteks r. Angara järve väljapääsu juures. Baikal ei jäätu 15 kilomeetrit, mõnel aastal isegi 30 kilomeetrit (Angara “imeb endasse” Baikali soojema vee, mis mõne aja pärast jahtub külmumispunktini).

Jõe avamine. Kevade mõjul päikesekiired lumi jääl hakkab sulama, mistõttu jää pinnale tekivad läätsekujulised veekogud. Kallastelt alla voolavad veejoad intensiivistavad eriti kallaste lähedal jää sulamist, mis toob kaasa velgede tekke.

Tavaliselt on enne avamist jää liikumine. Sel juhul hakkab jää seejärel liikuma, seejärel peatub. Liikumismoment on kõige ohtlikum konstruktsioonidele (tammid, tammid, sildade tugipostid). Seetõttu murdub jää konstruktsioonide läheduses juba ette. Algav vete tõus murrab jää, mis lõpuks viib jää triivini.

Kevadine jäätriiv on tavaliselt palju tugevam kui sügisene, mis on tingitud palju suuremast vee- ja jääkogusest. Kevadised jääummikud on samuti suuremad kui sügisel. Eriti suured suurused nad ulatuvad põhjajõgedele, kus jõgede avanemine algab ülalt. Jõe toodud jää püsib madalamatel aladel, kus jää on veel tugev. Selle tulemusena tekivad võimsad jäätammid, mis 2-3 tunniga tõsta veetaset mitu meetrit. Hilisem tammi purunemine põhjustab väga ränka hävingu. Võtame näite. Obi jõgi murdub Barnauli lähedal aprilli lõpus ja Salehardi lähedal juuni alguses. Jää paksus Barnauli lähedal on umbes 70 cm, ja Obi alamjooksul umbes 150 cm. Seetõttu on ummikunähtus siin üsna tavaline. Ummikute (või, nagu nad seda kutsuvad, "ummistused") tekkega tõuseb veetase 1 tunni jooksul 4-5 võrra. m ja sama kiiresti väheneb pärast jäätammide läbimurdmist. Suurejoonelised vee- ja jäävoolud võivad hävitada metsi suurtel aladel, hävitada kaldaid, rajada uusi kanaleid. Ummikud võivad kergesti hävitada ka kõige tugevamad struktuurid. Seetõttu tuleb ehitiste planeerimisel arvestada ehitiste paiknemisega, seda enam, et ummikud tekivad enamasti samades piirkondades. Jõelaevastiku ehitiste või talvelaagrite kaitsmiseks plahvatab jää nendes piirkondades tavaliselt.

Vee tõus ummikutes Obil ulatub 8-10 meetrini ja jõe alamjooksul. Lena (Buluni lähedal) - 20.-24 m.

hüdroloogiline aasta. Stock ja teised iseloomuomadused jõgede elu, nagu juba nägime, on erinevatel aastaaegadel erinev. Aastaajad jõe elus aga ei lange kokku tavapäraste kalendriaastaaegadega. Nii algab näiteks jõe talvehooaeg hetkest, mil vihmavarustus lakkab ja jõgi läheb üle talvisele maapealsele varule. NSV Liidu territooriumil toimub see hetk põhjapiirkondades oktoobris ja lõunapoolsetes piirkondades detsembris. Seega pole üht täpselt välja töötatud hetke, mis sobiks kõigile NSV Liidu jõgedele. Sama tuleb öelda ka teiste hooaegade kohta. On ütlematagi selge, et aasta algus jõe elus või, nagu öeldakse, hüdroloogilise aasta algus, ei saa langeda kokku kalendriaasta algusega (1. jaanuar). Hüdroloogilise aasta alguseks loetakse hetke, mil jõgi läheb üle eranditult maapealsele toitumisele. Kasvõi ühe meie osariigi territooriumil asuvate erinevate kohtade puhul ei saa hüdroloogilise aasta algus olla sama. Enamiku NSV Liidu jõgede puhul langeb hüdroloogilise aasta algus ajavahemikule 15.XIkuni 15/XII.

Jõgede klimaatiline klassifikatsioon. Juba öeldu põhjal umbes jõgede režiimi erinevatel aastaaegadel, on selge, et kliima mõjutab jõgesid tohutult. Piisab näiteks jõgede võrdlemisest Ida-Euroopast lääne- ja Lõuna-Euroopa erinevust märgata. Meie jõed jäätuvad talveks, lagunevad kevadel ja põhjustavad kevadise üleujutuse ajal erakordselt suure veetõusu. Lääne-Euroopa jõed jäätuvad väga harva ja kevadisi üleujutusi peaaegu mitte kunagi. Mis puudutab Lõuna-Euroopa jõgesid, siis need ei jäätu üldse ja kõige rohkem kõrge tase vetes on talvel. Veelgi teravama erinevuse leiame teistes kliimapiirkondades asuvate teiste riikide jõgede vahel. Piisab, kui meenutada Aasia mussoonpiirkondade jõgesid, põhja-, kesk- ja jõgesid. Lõuna-Aafrika, jõed Lõuna-Ameerika, Austraalia jne. Kõik see kokku andis meie klimatoloog Voeikovile aluse liigitada jõgesid vastavalt nende asukoha kliimatingimustele. Selle (hiljem veidi muudetud) klassifikatsiooni järgi jagunevad kõik Maa jõed kolme tüüpi: 1) jõed, mida toidab peaaegu eranditult lume- ja jääsulavesi, 2) jõed, mis saavad toitu ainult vihmaveest ja 3. ) jõed , mis saavad vett mõlemal eespool nimetatud viisil .

Esimest tüüpi jõed on:

a) kõrbejõed, mida ääristavad kõrged mäed koos lumiste tippudega. Näited on: Syr-Darya, Amu-Darya, Tarim jne;

b) polaaralade jõed (Põhja-Siber ja Põhja-Ameerika), mis asuvad peamiselt saartel.

Teist tüüpi jõed on:

a) enam-vähem ühtlase sajuga Lääne-Euroopa jõed: Seine, Main, Moselle jt;

b) talvise üleujutusega Vahemere maade jõed: Itaalia, Hispaania jt jõed;

c) troopiliste maade ja suviste üleujutustega mussoonpiirkondade jõed: Ganges, Indus, Niilus, Kongo jne.

Kolmandat tüüpi jõed, mida toidab nii sula- kui ka vihmavesi, hõlmavad:

a) kevadise üleujutusega Ida-Euroopa või Venemaa, tasandiku, Lääne-Siberi, Põhja-Ameerika jt jõed;

b) kõrgetest mägedest toidetud jõed kevadsuvise üleujutusega.

On ka teisi uuemaid klassifikatsioone. Nende hulgas on klassifikatsioon M. I. Lvovitš, kes võttis aluseks sama Voeikovi klassifikatsiooni, kuid selguse huvides võttis arvesse mitte ainult kvalitatiivseid, vaid ka kvantitatiivseid näitajaid jõgede toitumisallikate ja äravoolu hooajalise jaotuse kohta. Nii näiteks võtab ta aastase vooluhulga väärtuse ja määrab, kui suur protsent vooluhulgast on tingitud sellest või teisest toiduallikast. Kui mõne allika äravoolu väärtus on üle 80%, omistatakse sellele allikale erakordne tähtsus; kui äravool on 50–80%, siis on see valdav; alla 50% - ülekaalus. Selle tulemusena saab ta 38 rühma veerežiim jõed, mis on ühendatud 12 tüüpi. Need tüübid on:

1. Amazonase tüüp - peaaegu eranditult vihma toidetud ja sügisene äravoolu ülekaal, see tähendab nendel kuudel, mida peetakse parasvöötme sügiseks (Amazon, Rio Negro, Sinine Niilus, Kongo jne).

2. Nigeeria tüüp - valdavalt vihma toidetud valdav sügisene äravool (Niger, Lualaba, Niilus jne).

3. Mekongi tüüp - peaaegu eranditult vihma toidetud suvise äravooluga (Mekong, Madeira ülemjooks, Maranyon, Paraguay, Parana jne).

4. Amurski – valdavalt vihmatoiteline, valdavalt suvise äravooluga (Amur, Vitim, Olekma ülemjooks, Yana jne).

5. Vahemere - eranditult või valdavalt vihmatoiteline ja talvise äravoolu domineerimine (Mosel, Ruhr, Thames, Agri Itaalias, Alma Krimmis jne).

6. Oderian - vihmasööda ja kevadise äravoolu ülekaal (Po, Tisza, Oder, Morava, Ebro, Ohio jt).

7. Volžski - peamiselt lumetoiteline kevadise äravooluga (Volga; Mississippi, Moskva, Don, Uural, Tobol, Kama jne).

8. Yukonsky - domineeriv lumevaru ja suvise äravoolu domineerimine (Yukon, Kola, Athabasca, Colorado, Vilyui, Pyasina jne).

9. Nurinsky - lume toitumise ülekaal ja peaaegu eranditult kevadine äravool (Nura, Eruslan, Buzuluk, B. Uzen, Ingulets jne).

10. Gröönimaa - eranditult liustiku toit ja lühiajaline äravool suvel.

11. Kaukaasia - domineeriv või valdavalt liustikuline toitumine ja suvise äravoolu domineerimine (Kuban, Terek, Rhone, Inn, Aare jt).

12. Laen – ainuõiguslik või valdav põhjaveega varustamine ja voolu ühtlane jaotus aastaringselt (R. Loa Põhja-Tšiilis).

Paljud jõed, eriti need, mis on pikad ja suur ala toit, võivad olla nende eraldi osad erinevates rühmades. Näiteks Katuni ja Biya jõgesid (mille ühinemiskohast Ob moodustub) toidab peamiselt mägede lume ja liustike sulavesi, mille vee tõus suvel. Taigavööndis toidavad Obi lisajõgesid sulanud lumi ja kevaditi üleujutustega vihmaveed. Obi alamjooksul kuuluvad lisajõed külmavööndi jõgedesse. Irtõši jõel endal on keeruline iseloom. Seda kõike tuleb muidugi arvestada.

- allikas-

Polovinkin, A.A. Üldgeograafia alused / A.A. Polovinkin.- M.: RSFSR Haridusministeeriumi Riiklik Haridus- ja Pedagoogiline Kirjastus, 1958.- 482 lk.

Postituse vaatamisi: 55

Keskmine sügavuskiirus on hodograafi pindala ja jõe maksimaalse sügavuse suhe. Hodograafi pindala saab arvutada kas paleti järgi või jõe elulõigu pindala arvutamisel (vt ülesanne 2).

2. ülesanne

Määrake jõe elulõigu pindala, kasutades tabelis 8 olevaid andmeid:

Tabel 8

Jõe sügavus ristlõikes

Jõe elava lõigu pindala arvutatakse mitmete elementaarsete geomeetriliste kujundite summana (joonis 9).

Joonised A 1 A 2 B 1 ja A 5 B 4 A 6 on kolmnurgad, millest igaühe pindala on võrdne poolega aluse ja kõrguse korrutisest. Ülejäänud figuurid on trapetsikujulised. Iga trapetsi pindala on võrdne poole aluste ja kõrguse summa korrutisega.

Riis. üheksa. Põiklõik jõed

Punkte A 1 , A 2 , A 3 jne, kus tehti sügavuse mõõtmised, nimetatakse mõõtmispunktideks. Algpunkti, millest alates tehakse mõõtmised A 1, nimetatakse joondamise püsivaks alguseks.

3. ülesanne

Arvutage vee vooluhulk jões, kui on teada, et elulõigu pindala on 42,2 m 2, maksimaalne vee kiirus jões on 0,5 m / s, jõe keskmine sügavus on 4,5 m.

Jõe keskmise kiiruse arvutamine maksimaalse pinna järgi toimub järgmise valemi järgi:

,

kus, V cf - keskmine kiirus; V max - maksimaalne kiirus, K - maksimaalse kiiruse keskmisele ülemineku koefitsient. Koefitsient K on esitatud tabelis. üheksa.

Tabel 9

Maksimaalsest kiirusest keskmisele ülemineku koefitsiendi väärtused

4. ülesanne

Määrake Chezy valemiga (
, kus FROM kiiruse suhe, R on hüdrauliline raadius, i- jõe keskmine kalle), jõe keskmine kiirus, kui on teada, et selles segmendis koosneb kanali põhi liivasest materjalist, esineb saari ja madalikuid. Jõe keskmine kalle on 0,000056, hüdrauliline raadius 1,8 m.

Kiiruskoefitsient C Chezy valemis määratakse Bazini valemiga
.

Karedustegur y määratakse tabelist 10.