ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 24.09.2020
Просмотров: 1825
Скачиваний: 3
На стадыі юнацтва профіль ракі недастаткова выпрацаваны, мае рэзкія перапады, зломы ў месцы выхаду цвёрдых пародаў. На гэтых участках узнікаюць парогі, парожыстыя ўчасткі, вадапады. Паступова з цягам часу рэкі змяняюць свій профіль. Ён прыймае такую форму, пры якой супраціўленне руху вады становіцца найменьшым. Пры гэтым вялікую ролю іграе базіс эрозіі ракі. Адрозніваюць мясцовы і агульны базісы эрозіі. Агульным базісам эрозіі з’яўляецца ўзровень таго вадаёма (мора, возера), куды упадае галоўная рака. Мясцовым базісам эрозіі для прытокаў служыць узровень галоўнай ракі, у якую ўпадае гэты прыток. З паніжэннем базіса эрозіі ўзмацняецца разыў дна рэчышча, а з павўэннем яго – запавольваецца.
Устойлівы базіс эрозіі прыводзіць да выраўноўвання паўздоўжнага профілю. Цячэнне ракі становіцца больш спакойным. Гэты перыяд фарміравання паўздоўжнага профілю адпавядае стадыі сталасці, на якой існуе раўнавага паміж працэсамі размыву рэчышча і пераносам і адкладаннем наносаў. Паўздоўжны профіль ракі становіцца больш устойлівым, прыймае правільную плаўна ўвагнутую форму, які называецца профілем раўнавагі.
Агульная схема фарміравання рачных далін, якая апіраецца на працы геамарфолага Дэвіса, з’яўляецца вельмі абагульнёнай. Яна адлюстроўвае шматвекавыя дэфармацыі пры фіксаваным палажэнні базіса эрозіі. Але для ўсіх стадый уласціва характэрнае размяшчэнне ўчасткаў размыву, пераносу і адкладаў наносаў па даўжыні рэк. У вярхоўях ракі звычайна перавагае размыў дна і ўразаннэ рэчышча, у сярэднім цячэнні – перанос (транзіт) наносаў, а ў ніжнім – іх акумуляцыя (адкладанне).
У залежнасці ад змянення ўхілу па даўжыні рэк вызначаецца чатыры іх асноўныя тыпы паўздоўжных профілю. Профіль раўнавагі, паволіўваагнуты і найбольш распаўсюджаны профіль ракі, які характарызуецца ўвагнутай крывой гіпербалічнага тыпу, больш стромкага ў вытоках рэк і палогага у вусці (рыс. ). Прамалінейны, характарызуецца адносна раўнамерным нахілам па ўсёй даўжыні ракі, які назіраецца галоўным чынам у малых рэк. Збросавы, або выпуклы мае малыя ўхіл у вярхоўях і значныя ў ніжнім цячэнні ракі; сустракаецца рэдка і характэрны для рэк Кольскага паўвострава. Ступенькавы профіль назіраецца пры наяўнасці добра выражаных прамежкавых базісаў эрозіі ў выглядзе сустракаемых зрэдку ракой цяжка размываемых горных парод або катлавін азёр і вадасховішчаў.
Калі разглядаць паўздоўжны профіль ракі больш дыталёва, то на самой справе ён прадстаўляе сабой складаную крывую. Пры гэтым паўздоўжны профіль дна ракі змяняецца адносна мала, аднак паўздоўжны профіль воднай паверхні змяняецца разам са зменай воднасці ракі ў час паўнаводлдзяў і паводкамі.
4. 2. Хуткасць цячэння і расходы вады рэк, метады іх вызначэння
4. 2.1. Хуткасць цячэння і турбулентнае перамешванне вады
Адной з асаблівасцей турбулентнага руху вады з’яўляецца выпадковыя ваганні хуткасці, якія назіраюцца ў рэк ва ўсіх кропках па іх глыбіні і шырыні. Безперапынны характар змены напрамку і велічыні хуткасці ў кожнай кропцы турбулентнай плыні носіць назву пульсацый хуткасці. Але за адпаведны прамежак часу пры бесперапынным вымярэнні імгненных яе значэнняў можна вызначыць сярэднюю хуткасць. Пульсуючы характар руху вады ў рацэ абумоўлівае бесперапынны абмен масамі вады па ўсёй глыбіні воднай плыні. Гэты працэс называецца турбулентным перамешваннем. Пры гэтым вада плыні неаднародна і ўтрымлівае ў сябе элементарныя масы вады з рознай тэмпературай, мінералізацыяй, рознай колькасцю наносаў і г.д. У выніку турбулентнага перамешвання адбываецца працэс перанос гэтых мас з месц, дзе іх больш, у месца, дзе іх менш.
Сярод пульсацый адрозніваюць пульсацыі малых памераў або высокіх частотаў і пульсацыі нізкіх частотаў. Лінейныя памеры высокіх частотаў вельмі малыя адносна глыбіні плыні. І наадварот, пульсацыі нізкіх частотаў маюць папярочныя памеры параўнальныя з глыбінёй плыні. У выніку абмену аб’ёмамі вады пры турбулентным перамешванні ўзнікае эффект узаемнага тармажэння. Для ацэнкі такой з’явы выкарыстоўваецца спецыяльны тэрмін – каэфіцыент турбулентнай (віртуальнай) вязкасці, які адрозніваецца ад фізічнай вязкасці і не з’яўляецца пастаянным для дадзенай вадкасці пры дадзенай тэмпературы. Ён мяняецца ў залежнасці ад умоў, у якіх назіраецца рух вады. У залежнасці ад ламінарнага руху вады, дзе рух залежыць ад фізічнай вязкасці вадкасці, пры турбулентным руху падобную ролю выконвае ўжо турбулентная вязкасць. Для турбулентнага руху можна знайсці выражэнне сярэдняй хуткасці па формуле v = с √H I, дзе с = √g / 3 α, а α – каэфіцыент прапарцыянальнасці. Гэта ўраўненне носіць назву ўраўнення Шэзі.
4.2.2. Размеркаванне хуткасцяў па вертыкалі і жывому сячэнню
З характэрыстыкамі турбулентнага руху выцякае, што імгненная хуткасць у кожнай кропцы бесперапынна пульсуе. Гэта значыць, што яна мяняецца з цягам часу па напрамку і велічыні вакол некаторага сярэдняга значэння. Калі праводзіць вымярэнне хуткасці дастаткова доўга (некалькі хвілін), то можна атрымаць асераднёную хуткасць у дадзенай кропцы. У гідралогіі практычна карыстаюцца асераднённай хуткасцю, якую атрымліваюць пры гідраметрычных назіраннях.
Размеркаванне хуткасці па вертыкалі ў жывым сячэнні можна выразіць у выглядзе крывой размеркавання хуткасцей у дадзенай вертыкалі (рыс. ). Для гэтага на вертыкальнай восі адкладваюць уніз ад паверхні вады глыбіню вады, па гарызантальнай – хуткасці цячэння. Калі вылічыць плошчу атрыманай фігуры, а затым падзяліць яе на глыбіню, то атрымаем сярэднюю хуткасць на вертыкалі.
Звычайна хуткасць у дна мінімальная (нулявая) і павялічваецца спачатку вельмі хутка, а затым з некаторай глыбіні назіраецца параўнальна раўнамернае размеркаванне хуткасцей. Найбольшая хуткасць назіраецца ў паверхні вады. Аднак пры ветры і ледаставу яна тармазіцца.
Часцінкі вады, якія сутыкаюцца з дном, змочваюць яго і нерухомыя. У дадзеным выпадку можна сведчыць аб нулявым значэнні хуткасці вады непасрэдна у дна. Аднак гідраметрычныя вымярэнні “прыдоннай хуткасці” сведчаць аб тым, што яе велічыня рэдка бывае менш ½ паверхневай, і звычайна звыш ⅔.
Супраціўленне руху вады, звязанае з трэннем аб дно рэчышча і берагі, памяншае хуткасць (рыс.).
Практычна найбольшая хуткасць назіраецца на глыбіні 0,2, сярэдняя – прыблізна 0,6 глыбіні ад паверхні вады.
Ледзяное покрыва надае дадатковае трэнне паверхневага слоя вады аб лёд, хуткасці цячэння памяншаюцца, размеркаванне іх па вертыкалі мяняецца: найбольшая хуткасць размяшчаецца глыбей, чым пры адкрытым рэчышчы.
У гідраметрычнай практыцы хуткасць цячэння звычайна вымяраецца гідраметрычнымі вяртушкамі або паверхневымі паплаўкамі. Найбольш дакладны першы метад, які дазваляе вызначыць хуткасць у любой кропцы плыні.
4.2.3. Вымярэнне хуткасці вады з дапамогай гідраметрычнай вяртушкі. Характарыстыкі сцёку
4.2.3. 1. Рачны сцёк. Характарыстыкі сцёку
Сцёк – гэта перамяшчэнне вады і ўсіх раствораных у ёй рэчываў і наносаў. Сцёк з’яўляецца асноўным фактарам у вадазабяспячэнні любой мясцовасці. З другога боку сцёк забяспечвае премяшчэнне і размеркаванне па тэрыторыі раствораных у вадзе хімічных элементаў і наносаў. Без такога працэсу немагчыма жыццё, развіццё і эвалюцыя глебы і раслін, жыццё на мацерыках і у акіяне. У працэсе сцёку удзельнічаюць у рознай ступені ўсе водныя аб’екты сушы (рэкі, азёры, балоты, ледавікі і падземныя воды). Гідралагічны рэжым кожнага з іх абумоўлен яго месцам у агульным працэсе сццёку.
Водны сцёк характэрызуецца асноўнымі колькаснымі паказчыкамі: расходам вады (Q), сярэднім расходам вады (Qo), аб’ёмам сцёку (W), слоем сцёку (h), модулем сцёку (M), каэфіцыентам сцёку (ŋ) і нормай сцёку.
Характарыстыкі сцёку могуць быць вызначаны для любога прамежка часу (суткі, месяц, пара года, год) і за шматгадовы перыяд (норма сцёку). Расход вады вымяраецца з дапамргай гідраметрычнай вяртушкі, вызначаецца графічна з дапамогай крывых расходаў і прыблізна – паплаўкамі.
Сярэдні расход вады (Qo) вызначаецца як сярэдняя арыфметрычная велічыня із расходаў вады за разглядаемый прамежак часу:
Qo = (∑n0 Qi) / n,
дзе n – колькасць членаў гідралагічнага рада.
Абём сцёку (W) – аб’ём вады (км3), які сцякае з басейна ў замыкаемым створы за некаторы прамежак часу (суткі, месяц, пара года, год). Ён роўны здабытку сярэдняга за гэты прамежак часу расходу вады Qo на час Т (на працягласць гэтага прмежка часу, у секундах):
W = Qo Т, м3 ; W =( Qo Т) / 106, км3.
Модулём сцёку (M) назывецца колькасць вады (расход Qo), якая сцякае з адзінкі плошчы басейна (F) у адзінку часу:
М = (Qo 103)/ F, л/с км2.
Слой сцёку (h) – слой вады, які атрымліваецца калі аб’ём сцёку раўнамерна размеркаваць па паверхні вадазбору:
H= (W 103 ) / ( F 106) = W 103 / ( F 103), мм.
Слой сцёку выкарыстоўваецца для параўнання з колькасцю атмасферных ападкаў і велічыні выпарэння з плошчы басейна.
Каэфіціент сцёку (ŋ) – адносіны слоя сцёку да слою атмасферных ападкаў (х) за той жа прамежак часу:
Ŋ = h/ х.
Каэфіцыент сцёку характэрызуе долю ападкаў, якія сцяклі ўрэкі.
Найбольшае значэнне для географо-гідралагічнай характэрыстыкі ракі, планіравання і арганізацыі выкарыстання водных рэсурсаў мае сярэдняе значэнне характарыстык сцёку за шматгадовы перыяд (норма сцёку) і экстэрмальные характэрыстыкі сцёку за шматгадовы перыяд.
Характарыстыкі сцёку , аднесеныя да плошчы вадазбору, дазваляюць параўноўваць розныя па воднасці басейны. Гэтыя велічыні наносяцца на геаграфічныя карты і атрымліваюцца карты сцёку, па якім можна вызначыць характарыстыкі сцёку для любога вадазбора. Карты сцёку будуюцца шляхам нанясення значэнняў характарыстык сцёку да цэнтра кожнага басейна і затым шляхам інтерпаляцыіі праводзяцца ізалініі сцёку.
Першая карта сцёку была пабудавана для Еўрапейскай часткі СССР Д.І.Качэрыным у 1927 годзе ў маштабе 1 : 20 000 000. Не гледзячы на тое, што Д.І.Качэрын меў толькі звесткі аб сцёку па 32 пунктам, пабудаваная ім карта давала даволі правільнае прадстаўленне аб размеркаванні сцёку па тэрыторыі СССР. Амаль да 1937 года яна была адзінай картай, якой капысталіся практыкі і вучоныя. У 1937 годзе Б.Д.Зайкоў і С.Ю Белінкоў пабудавалі новую карту сцёку ўжо па матэрыялам назіранняў па 1280 пунктаў. У1946 годзе Б.Д.Зайковым была пабудаванакарта па дадзеным назіранняў ужо па 2360 станцыям. На тэрыторыі СССР доўгі час карысталіся картай сцёкуК.П.Васкэсенскага (1962), пабудаваная па 5690 сцёкавым пунктам і складзеная ў маштабе 1 : 5 млн. і 1 : 10 млн.
Сярэдні модуль сцёку рачнога басейна можа быць вызначаны па карце сцёку з дапамогай формулы:
М = (M1f1 + M2 f2 + … + Mnfn) / F,
Дзе M1 , M2 , M3 , …, Мn - сярэднія значэнні модулей сцёку на ўчастках басейна, заключаных паміж двумя суседнімі ізалініямі; f1 , f2 , f3 …, fn – плошча ўчасткаў, заключаных памі двумя суседнімі ізалініямі сцёку; F – плошча вадазбора.
Пры розных геаграфічных і гідралагічных даследаваннях розных тэрыторый і басейнаў рэк, праектаванні і гаспадарчым выкарыстанні рэк, ад пастаўленых задач выкарыстоўваюцца розныя характарыстыкі сцёку. Пры праектаванні вадсховішчаў, гідраэлектрастанцый, арашальных сістэм, вадазабяспячэння прадпрыенмстваў, для аналізу размеркавання сцёку і паселішчаў заўсёды патрэбна ведаць велічыні сярэдніх расходаў і аб’ёмы сцёку.
4.3.1. Характэрыстыкі сцёку
Асноўнымі колькаснымі паказчыкамі вызначэння воднасці рэк і параўнання іх паміж сабой для розных басейнаўслужаць характарыстыкі сцёку.
Сцёк характэрызуецца наступнымі асноўнымі колькаснымі пакакзчыкамі: сярэднім расходам вады (Q, м3/с), аб’ёмам сцёку (W, м3 або км3), слоем сцёку (h, мм), модулем сцёку (М, л/с.км2), каэфіціентам сцёку (ђ). Яны могуць разлічвацца для розных прамежкаў часу (дзень, тыдзень, дэкада, пара года, год), а таксама за шматгадовы адрэзак часу (норма сцёку). Найбольш часта ў гідралагічнай практыцы карыстаюцца сутачным, гадавым, сезонным і шматгадовым разліковым прамежкам часу.
Воднасць ракі у канкрэтным гідраметрычным створы вызначаецца расходам вады (Q, м3/с). Для невялікіх вадацёкаў, ручайкоў і прыродных малаводных крыніц можна карыстацца больш дробнай адзінкай вымярэння расхода вады – л/с.
Для разліку гадавых характэрыстык сцёку ў першую чаргу выкарыстоўваецца велічыня сярэдняга гадавога расходу вады (Q0), які разлічваецца па дадзеным сярэднім сутачным расходам вады за год:
Q0 = ∑ Qі /n,
дзе n – лік дзен у гадзе, Qі – сярэдні сутачны расход вады. Сярэдні расход вады можа разлічвацца за любы прамежак часу.
Аб’ём сцёку (W) – аб’ём вады (км3, м3), які сцякае з басейна ў дадзеным гідраметрычным створы за некаторы прамежак часу (дзень, месяц, пара года, год). Ён роўны здабытку сярэдняга за дадзены прамежак часу расходу вады (Q0) на працягласць гэтага прамежка часу (Т) у секундах:
W = Q0 Т м3; W = (Q0 Т)/106 км3.
Для разліку прамаюцца: 1 дзень – 86 400 сек, 1 год – 31,5 106 секунд.
Модулем сцёку (М) называецца колькасць вады, якая сцякае з адзінкі плошчы басейна (F) у адзінку часу:
M = (Q0 103) / F л/с.км2.
Для таго, каб параўнасць сцёк з выпаўшымі атмасфернымі ападкамі і выпарэннем з басейна, яго паказваюць у выглядзе слоя сцёку (h), які атрымаецца ў выніку раўнамернага размеркавання аб’ёму сцёку па паверхні басейна:
h = (W 103) / (F 106) = W / (F 103) мм,
дзе ў лічніку 103 – колькасць міліметраў у метры, у назоўніку – 106 – колькасць квадратных метраў у квадратным кіламетры.
Каэфіцыент сцёку (ђ) – адносіны слоя сцёку (h) да слою ападкаў (x) на паверхню басейна за той жа прамежак часу:
Ђ =h / x.
Паказчык адлюстроўвае частку атмасферных ападкаў, якія сцяклі з паверхні басейна ў раку і ўдзельнічае ў сцёку ракі.
Для пераходу адных характэрыстык да другіх можна карыстацца наступнымі залежнасцямі, якія выцякаюць з раней прыведзеных формул:
H = MT / 106 мм, (для года h = 31,5 М мм);
M = h / T 106 л/с.км2, (для года M = h / 31,5 мм);
W = h F , м3.
Для практыкі для географа-гідралагічнай характарыстыкі ракі, планавання і арганізацыі выкарыстання яе водных рэсурсаў вялікае значэнне мае разлік сярэдніх (норм сцёку), а таксама экстэрмальных (найбольшых і найменшых) характарыстык сцёку за шматгадовы прамежак часу.
Веды аб аб’ёмах сцёку, расходах вады неабходны пры праектаванні і выкарыстанні вадасховішчаў, меліярацыйных сістэм, вадазабеспячэнні прадпрыемстваў і населеных пунктаў, для аналізу размеркавання сцёку. Характэрыстыкі сцёку, аднесеныя да плошчы басейна (модуль, слой) дазваляюць параўноўваць розныя па воднасці басейны. Гэтыя паказчыкі часцей наносяцца на карты сцёку, па якім можна вызначыць сцёк у любой кропцы басейна. Для таго, каб пабудаваць карты сцёку значэнне сцёку кожнага басейна адносіцца да яго цэнтру. Потым шляхам інтэрпаляцыі праводзяцца ізалініі роўнага сцёку.
Першая карта сярэдняга гадавога сцёку была састаўлена для Еўрапейскай часткі СССР Д.І. Качэрыным у 1927 годзе ў маштабе 1 : 20000000. Не гледзячы на тое, што карта была састаўлена па дадзеным назіранняў па 32 вадамерным пастам, яна давала даволі правільнае размеркаванне сцёку па тэрыторыі і да 1937 года яна была амаль галоўнай крыніцай для вызначэння сцёку недаследаваных раёнаў. У 10937 годзе Б.Д. Зайкоў і С.Ю. Белінкоў склалі карты нормаў сцёку для Еўрапейскай часткі СССР па матэрыялах назіранняў па 1280 кропках. У 1946 годзе Б.Д.Зайковым была складзена першая карта сцёку для ўсёй тэрыторыі СССР па назіранням на 2360 вадамерным пастам. Пазней вучоныя і практыкі карысталіся больш поўнай картай сярэдняга мнагалетняга сцёку СССР К.П.Васкрэсенскім, якая была пабудавана па дадзеным 5690 вадамерным пастам. У 70 – 80 –е гады вучоныя і практыкі карысталісь картамі сцёку Дзяржаўнага гідралагічнага інстытута. Што датычыцца тэрыторыі Беларусі, то ў канцы 60-х гадоў Інстытутам водных праблем АН БССР была распрацавана карта сцёку рэк Беларусі, якая ўвесь час удакладнялася.