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.

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. Размеркаванне хуткасці па вертыкалі ў жывым сячэнні можна выразіць у выглядзе крывой размеркавання хуткасцей у дадзенай вертыкалі. 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. 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.

15. Продольные профили рек. Садии развития рек. Гидрологический режим рек. З цягам часу рака выпрацоўвае свой асабісты паўздоўжны профіль, які адпавядае нахілу рачной даліны, складу горных парод, па якой яна працякае, і воднасці ракі. Ён характарызуецца паўздоўжным профілям рэчышча і паўздоўжным профілям воднай паверхні.

Паўздоўжны профіль рэчышча характэрызуецца ухілам і падзеннем. Розніца вышыні двух кропак воднай паверхні па даўжыні ракі (∆Н) называецца падзеннем. Адносіны велічыні падзення (∆Н) да даўжыні дадзенага ўчастка (l) называецца ўхілам (I) ракі:

 

I = ∆Н/ l = tg α.

 

Ухіл ракі прадстаўляе сабой безразмерную велічыню і выражаецца ў выглядзе дзесяцічнага дробу або ў праміле (‰).

Паўздоўжны профіль рэчышча ракі звычайна блізкі да паўздоўжнага профілю рачной даліны і мае хвалістую форму, якая адлюстроўвае чаргаванне глыбокіх і мелкаводных мясцін (плёсаў і перакатаў). Паўздоўжны профіль рачной даліны праходзіць некалькі стадый: юнацтва, маладосці і сталасці.

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.