П. С. Лопух гідралогія сушы частка 2 (агульная гідралогія)




старонка6/13
Дата канвертавання14.03.2016
Памер2.05 Mb.
1   2   3   4   5   6   7   8   9   ...   13

4.3.5. Размеркаванне сцёку па тэрыторыі
Размеркаванне сцёку па тэрыторыі абумоўлена суадносінамі элементаў воднага балансу вадазбораў, якія вызначаюцца геаграфічнымі фактарамі. Але галоўнымі з іх з’яўля.цца кліматычныя – цяпло і вільгаць. Іх размеркаванне залежыць у першую чаргу ад паступлення сонечнай радыяцыі, а гэта значыць ад шыротнай занальнасці.

Аднак, на на агульныя заканамернасці размеркавання цяпла і вільгаці ўплывае цыркуляцыя атмасферы, а таксама палажэнне акіянаў, мацерыкоў, іх памеры. У сувязі з гэтым, у кожным асобным выпадку галоўную ролю выконвае месцазнаходжаннне участка тэрыторыі адносна акіянаў, якое вызначае рысы марскога ці кантынентальнага клімату. У межах любой разглядаемай тэрыторыі ўнутры прыродных геаграфічных зон рэльеф значна ўскладняе размеркаванне цяпла і вільгаці.

Адпаведна занальнаму размеркаванню атмасферныхападкаў і выпарэння з вадазбораў на раўнінах размеркаванне ў агульных рысах падпарадкоўваецца геаграфічнай занальнасці. Cярэдні гадавы сцёк узрастае ад 200-300 мм у тундры да 250-300 мм у лесатундры. Затым сцёк некалькі памяншаецца ў лясной зоне (200-300 мм), яшчэ больш памяншаецца па меры набліжэння да засушлівых раёнаў. У лесатундры ён ужо роўны 50-150 мм, а ў cтэпу – усяго 10-70. Сцёк у пустынях і паўпустынях не перавышае 3-5 мм.

Гэтыя заканамернасці ў межах адной прыроднай зоны значна парушаюцца таксама ўздзеяннем рэльефу і другіх геаграфічных фактараў (азёрнасці, лясітсасці, інш.). На рысунку можна ўбачыць даволі складаны характар размеркавання сцёку па тэрыторыі Беларусі. Аднак трэба адзначыць агульныя рысы геаграфічнай занальнасці. З поўначы на поўдзень сцёк мае тендэнцыю значна памяншацца.

Размеркаванне сцёку па тэрыторыі Беларусі залежыць ад геаграфічнай шыраты і змены прыродных і кліматычных умоў, рэльефу тэрыторыі, размеркавання атмасферных ападкаў, суадносін паміж велічінямі атмасферных ападкаў і выпарэння.

У размеркаванні сцёку па тэрыторыі рэспублікі назіраецца агульнае паніжэнне сярэднягя гадавога сцёку з поўначы на поўдзень (рыс. 2.4). Такое размеркаванне сцёку звязана з памяншэннем аб’ёму веснавога разводдзя і павялічэннем велічыні выпарэння з паверхні зямлі ў цёплую частку года. З паўночнага-усходу на паўднёвы захад назіраецца памяншэнне запасаў вады ў снежным покрыве і атмасферных ападкаў пераважна ў цёплую частку года.

На агульны малюнак размеркавання сцёку па тэрыторыі уплывае рэльеф. Як і размеркаванне атмасферных ападкаў, так і велічыні сцёку залежыць ад змяненняў у рэльефе. Для ўзвышшаў Беларускай грады прыходзіцца большая колькасць атмасферных ападкаў і найбольш высокія паказчыкі модуля сцёку.

Па дадзеным разліку ЦНДІКВВР на 1999 год найбольшая велічыня сярэдняга шматгадавога сцёку назіраецца на паўночным захадзе (да 6-8 л/с.км2) і поўначы тэрыторыі рэспублікі (7-8 л/с.км2). Найменшая норма сцёку адзначаецца на крайнім паўднёвым захадзе і паўднёвым усходзе Беларусі (менш 4 л/с.км2). На болшай частцы Беларускага Палесся, Прэдпалесся, Цэнтральна-Бярэзінскай нізіны, а а таксама ў басейнах Дняпра, Нёмана модуль сцёку вагаецца у межах 4-6 л/с. км2. Мінімальныя значэнні модуля сцёку за шматгадовы перыяд прыходзяцца на ніжняе цячэнне рэк Бобрык, Цна, Морач, Гарыні і інш., а таксама на рэкі ўсходняй часткі Мазырскага і Гомельскага Палесся.



Рыс. 2.4. Схема сярэдняга шматгадавога паверхневага сцёку Беларусі ( л/с.км2)

4.3.6. Унутрыгадавое размеркаванне сцёку

Сцёк па тэрыторыі Беларусі змяняецца у шыротным напрамку разам са зменай кліматычных умоў.

Для большасці рэк асноўная частка рачнога сцёку пораходзіць вясной у час таяння снегу (рыс. 2.1). Пагэтаму характар вяснавога разводдзя (яго працягласць, аб’ём, доля у гадавым сцёку) у значнай меры вызначае асаблівасці размеркавання сцёку на працягу года. Сярэдняя велічіня сцёку вясной вагаецца ад 40 да 170 мм. Гэта складае ад 30 да 70 % гадавога сцёку. Велічыня веснавога паўнаводдзя мае свае асаблівасці як у шыротным напрамку, так і па басейнам асноўных рэк Беларусі.

Веснавое разводдзе змяняецца нізкай летняй межанню. Асноўнай крыніцай жыўлення ў межань з’яўляюцца грунтовыя воды. Летне-асенняя межань часта парушаецца дажджавымі паводкамі. Некаторыя малыя рэкі паўднёвай часткі Беларусі у межань перасыхаюць. Доля летне-асенняга сцёку складае ад 18 да 43 % гадавой велічыні.





Рыс. 2.1. Характарыстыка сцёку вады рэк Беларусі

у малаводны (1997) і мнагаводны (1958) гады

Зімой сцёк спачатку паніжаецца, а затым паступова павялічваецца. У перыяд зімовых адлігаў часта назіраюцца зімовыя паводкі. У суровыя зімы малыя рэкі часта перамярзаюь і сцёк спыняецца. Сярэдні сцёк за зіму змяняецца ад 4 да 25 % ад гадавога і памяншаеецца з поўначы на поўдзень.

На асанове аналіза гідрографаў сцёку на Беларусі выдзяляюцца межы пачатку і канца гідралагічных пораў года: гідралагічнай вясны (сакавік — травень), лета - восень — (чэрвень — лістапад), гідралагічная зіма (снежань — люты). Гэта агульныя тэрміны гідралагічных пор года амаль для ўсёй тэрыторыі Беларусі. Аднак выключэнне складаюць рака Прыпяць і яе левыя прытокі Бобрык і Ясельда, для якіх выдзяляецца гідралагічная вясна — першая палавіна лета (сакавік — чэрвень) і другая гідралагічная палавіна лета — восень (ліпень — лістапад). Па другім прытокам р. Прыпяці веснавое разводдзе спадае у асноўным у маі. Тму для іх гідралагічныя поры года і іх тэрміны супадаюць з тэрмінамі для большасці рэк тэрыторыі Беларусі.

Для практыкі мае значэнне перыяды года, у якія сцёк рэк бывае найменьшы, што вельмі абмяжоўвае (ліміціруе) спажыванне вады у гаспадарчых мэтах. Зыходзячы з воднасці рэк для ўсёй тэрыторыі Беларусі за абмяжоўваючы перыяд прыймаюцца дзве малаводныя пары (лета-восень, зіма). За абмяжоўваючую пару года прыймаецца лета-восень, ці зіма. Гэта залежыць ад таго, якія з гэтых пораў года з’яўляюцца пераважна малаводнымі за увесь перыяд назіранняў. Для большасці сцёкавых гідралагічных пастоў гідралагічныя рады назіранняў складаюць не менш 50 гадоў.

Рысунак 2.2 адлюстроўвае размеркаванне мінімальнага сцёку па тэрыторыі Беларусі. Наіменшыя значэнні мінімальнага сцёку прыходзяцца на паўднёвую частку тэрыторыі. У адпаведнасці з змяненнем падземнага жыўлення рэк знаходзіцца і размеркаванне мінімальнага сцёку рэк па тэрыторыі. Сярэднія мнагалетнія мінімумы сутачнага сцёку у летні перыяд змяняюцца ад 0,10 да 4,16 л/с км2, а ў зімовы – 0,19 – 4,12 л/с км2. У асобныя гады сцёк значна адрозніваецца ад гэтых велічынь, а на асобных учасках малых рэк ён увогуле знікае. Самыя нізкія модулі сцёку і выпадкі перасыхання і перамярзання характэрны рэкам Палесся. Нізкі сцёк рэк назіраецца таксама на ўсходзе і паўночным захадзе Беларусі (басейн р. Дзісны). Найбольш высокія значэнні мінімальнага сцёку назіраюцца на рэках, якія працякаюць па Мінскай і Ашмянскай узвышшам, а таксама на паўночным усходзе ў басене р. Заходняй Дзвіны.

Для рэк Беларусі характэрна наяўнасць дзвюх перыядаў нізкага сцёку за год – летне-асенні і зімовы. Пры адсутнасці паводак працягласць летне-асенняга межаннага перыяда вызначаецца ад канца паўнаводдзя да паяўлення на рэках першых лядовых з’яў. Працягласць зімовай межані пры адсутнасці паводак прынята лічыць ад пачатку зімовага перыяда да пачатку паўнаводдзя. Пры наяўнасці паводак у канцы восені – пачатку зімы за пачатак межані прыймаецца дата заканчэння паводкі ці хвалі паводак. Межань лічыцца неперарванай пры аб’ёме паводак не больш 10 – 15 % велічыні аб’ёма сцёку за перыяд ад пачатку межані да канца паводкі. Пасля агульнага вызначэння межані выдзяляецца найбольш малаводны яе перыяд, на які прыходзіцца найменшы сутачны расход вады.



Рыс. 2.2. Наіменьшы (мінімальны) сцёк рэк Беларусі (мм)

Максімальны сцёк. Веснавое паўнаводдзе з’яўляецца найбольш характэрнай фазай гідралагічнага рэжыма рэк, зя якую праходзіць ад 40 да 60 % адагульнага аб’ёму гадавога сцёку. У гэты час назіраюцца найбольш высокія расходы вады. Веснавое паўнаводдзе пачынаецца на паўднёвым захадзе у сярэднім у пачатку сакавіка – у першай палавіне красавіка. У асобныя гады тэрміны пачатку паўнаводдзя вагаюцца у значных межах, асабліва у басейне Нёмана і Прыпяці, дзе раннія даты ускрыцця назіраюцца ў другой дэкадзе лютага. Рэкі ў басейне Заходняй Дзвіны ўскрываюцца ранняй вясной у пачатку сакавіка. Працягласць паўнаводдзя залежыць ад велічыні ракі і зарэгуляванасці сцёку. Для рэк басейна Дняпра (без Прыпяці), Нёмана сярэдняя працягласць паўнаводдзя вагаецца ад 30 – 35 дзён на малых вадазборах, да 80 – 90 дзён на вялікіх (р. Сож – г. Гомель і р. Дняпро – г. Рэчыца). Рака Прыпяць, а таксама значна забалочаныя яе левабярэжныя прытокі (Ясельда, Бобрык, Цна, Віть) маюць найбольшую працягласць паўнаводдзя. Так, працягласць паўнаводдзя р. Прыпяць дасягае 120 дзён, а р. Мерачанкі (прыток Ясельды) – усяго каля 60 дзён.



Рыс. 2.3. Найбольшы (максімальны) сцёк рэк Беларусі

Сярэдні слой сцёку за паўнаводдзе вагаецца ў межах 50 – 60 мм на поўдні да 160 мм на паўночным усходзе. Доля дажджавога сцёку складае 10 – 15 % ад сумарнага. Грунтовы сцёк рэк Бярэззіны, Віліі ад сумарнага складае 25 - 30 %, для рэк Дняпра, Сажа, Заходняй Дзвіны – 10 – 12 %.

За апошнія 50 – 100 гадоў на Беларусі назіраўся шэраг год з вельмі высокімі паўнаводдзямі. Высокае паўнаводдзе 1908 года ахапіла рэкі Дняпра і Заходняй Дзвіны. Найбольшае паўнаводдзе з максімальным ахапленнем тэрыторыі Беларусі назіралася у 1931 годзе. Катастрафічнае паўнаводдзе у 1958 годзе ахапіла левабярэжжа р. Нёмана. На Прыпяці і яе левабярэжных прытоках самае высокае паўнаводдзе было у 1895 г.

Для разліку велічіні сцёку за год выбіраюцца наступныя градацыі воднасці (сцёку): вельмі мнагаводны (забяспечанасць 5 %), мнагаводны ( 25 % ), сярэдні па воднасці ( 50 % ), малаводны ( 75 % ) і вельмі малаводны ( 95 % ).



4.3.7. Рух вады ў рэках
Адной з асаблівасцей перамяшчэння водных мас у рэках з’яўляецца непаралельнасць струменяў. Яна выразна назіраецца як на закругленнях рэчышча, так і на прамалінейных адрэзках рэк. На першы погляд здаецца, што вада рухаецца паралельна берагам сваquj рэчышча. Але на самой справе рух патоку ў цэлым вельмі складаны і адбываецца ў розных напрамках. Унутры воднай плыні назіраюцца унутраныя цячэнні, якія накіраваны пад рознымі вугламі да восі агульнага руху патоку. Гэта прыводзіць да перамяшчэння водных мас у папярочным сячэнні. На гэтыя з’явы звярнуў увагу рускі даследчык Н.С.Леляўскі яшчэ ў канцы Х!Х стагоддзя. Пазней асаблівасці ўнутраных цячэнняў патоку былі вывучаны ў лабараторных умовах А.І. Ласіеўскім. Далейшыя даследаванні аб цыркуляцыі цячэнняў у водным патоку былі праведзены М.А.Веліканавым, У.М.Макавеевым, А.В.Караушавым і інш.
4.4.1. Рух вады на прамых і закругленых адрэзках

ракі па Н.С. Леляўскаму
Н.С.Леляўскі і правёў шматлікія вымярэніі напрамкаў рачных струменяў з дапамогай спецыяльна сканструяванай ім прыладай. У выніку ён прыйшоў да вываду, што пры значных хуткасцях адбываецца ўцягванне струменяў вады з боку. У цэнтры плыні ўзнікае некаторае павышэнне ўзроўню. У сувязі з гэтым у плосксці, якая перпендыкулярна напрамку цячэння, узнікаюць два цыркуляцыйныя цячэнні па замкнутым контурам, разыходзяцца ў дна. У спалучэнні з паступальным рухам гэтыя папярочныя цыркуляцыйныя цячэнні прыймаюць форму винтападобных рухаў. Паверхневыя цячэнні, накіраваныя да стрыжані ракі, былі названы Леляўскім збойнымі, якія разыходзяцца ў дна – веерападобныя.

Паверхневае збойнае цячэнне пад пад вуглом падыходзіць да фарватэра, затым апускаецца да дна і робіць у ім, быццам плуг, падоўжную баразну і адварочвае ў бок вымываемы грунт дна. Доннае цячэнне веерападобна паступова адхіляецца ад збойнага па фарватэру да берага. Грунт, вырыты па фарватэру, з вогнутага берага адкладаюцца на водмелях і коціцца па іх зігзагам.

На роўных адрэзках ракі збойнае цячэнне ўцягвае ў сябе ваду з боку (1а) і назіраецца некаторае павышэнне ўзроўню ваду (1б), якое і вызывае цыркуляцыю. На прамалінейным участку ракі ў плоскасці перпендыкулярнай напрамку руху вады ўзнікае два замкнутых контуры, якія зыходзяцца ў паверхні і разыходзяцца ў дна. У выніку руху вады на рэчышчы яны прыймаюць вінтападобны выгляд (1в).

На закругленнях фарватар набліжаецца да ўвагнутага берага. Чым больш увагнуты бераг, чым большы паварот ракі, тым бліжэй ён падыходзіць да берага. Назіраецца аднабаковы прыток вады да фарватара, а два цыркуляцыйных кольцаў на прамым участку ракі пераходзяць у аднабаковую цыркуляцыю.

Па Леляўскаму, часцінкі вады ў увагнутага берага сустракаюць супраціўленне грунту і адхіляюцца ад берага ў напрамку фарватара. Другая струмень, суседняя першай, сустракая першую, больш паслабленую, адхіляе яе ўніз па цячэнню (1б). Пры гэтым утвараецца прыдоннае цячэнне, накіраванае ад берага ўглыб і да супрацьлеглага берага. Такім чынам, паверхневыя струмені і адхіленыя донныя ўтвараюць адну цыркуляцыю, у якой у вобласці (х) хуткасці будуць найбольшымі, у вобласці (у) – паслабленымі і (z) – найменшымі. У сувязі з гэтым, на загнутым плесе назіраецца вінтападобны рух, пры чым, на загнутых управа рух адбываецца па часавой стрэлцы, на плёсах загнутых улева – супраць часавой стрэлкі.

Такое размеркаванне хуткасці струменяў садзейнічае размыву ўвагнутых берагоў і накапленню наносаў у выпуклых, дзе адпаведна назіраецца наіменшая хуткасць вады ракі.


4.4.2. Рух вады на прамых і закругленых адрэзках

вады па А.І.Ласіеўскаму
На матэрыялах, атрыманых у лабараторных умовах А.І.Ласіеўскім, былі ўстаноўлена залежнасць формы цыркуляцыйных цячэнняў ад суадносін глыбіні і шырыні воднай плыні. Тыпы 1 і 2 з’яўляюцца двумя сіметрычнымі цыркуляцыямі. У першым выпадку струмені зыходзяцца ў паверхні вады і разыходзяцца ў дна. Гэты выпадак назіраецца ў вадацёкаў з шырокім і неглыбокім рэчышчам, калі ўплыў берагоў на водную плынь нязначна. У другім выпадку донныя струмені накіраваны ад берагоў да сярэдзіны рэчышча. Гэты тып цыркуляцыі характэрны для глыбокіх вадацёкаў са значнай хуткасцю вады.

Трэці тып з анднабаковай цыркуляцыяй назіраецца ў рэчышчах трывуголнай формы (3). Чацьвёрты выпадак – прамежкавы. Ён можа ўзнікаць пры пераходзе ад першага да другога тыпу. У гэтым выпадку напрамкі струменяў плыні могуць назірацца як у першым, так і ў другім выпадку (4).

Тэарэтычныя асновы працэсаўцыркуляцыі вады рачных плыняў разглядаюцца ў спецыяльных курсах гідраўлікі і гідрадынамікі.

Акрамя папярэчных цыркуляцый, у рачной плыні назіраюцца віхравыя рухі з вертыкальнай воссю кручэння. Адны з іх заўсёды рухаюцца і няўстойлівыя, другія – стацыянарныя і адрозніваюцца значнымі памерамі у папярочніку. Часцей за ўсё яны сустракаюцца ўмесцы зліяння струменяў, за крутымі выступамі берагоў, пры абцяканні некаторых падводных перашкод. Умовы іх утварэння не даследаваны. Аднак, К.В. Грышанін выказваў здагадку, што утварэнню віхрападобных цыркуляцый садзейнічае значная глыбіня вадацёка і ўзыходзячае цячэнне вады. Такія віхры у вадацёках вядомы як вадавароты. Яны, як і папярочныя цыркуляцыі, садзейнічаюць пераносу наносаў і фарміраванню рэчышчаў.


4.4.3. Уплыў цэнтрабежных сіл і адхіляючай сілы кручэння Зямлі.
Леляўскім былі дастаткова првільна і якасна характэрызаваны цыркуляцыйныя цячэнні. Аднак найбольш поўна іх прырода можа быць раскрыта у сувязі дзеяннем на часцінкі вады цэнтрабежнай сілы і адхіляючай сілы кручэння зямлі вакол сваёй восі. Кожная часцінка вады на закругленні ракі падвячргаецца ўздзеянню цэнтрабежнай сілы:

Р1 = mv2/R

дзе m – маса часцінкі вады, v – хуткасць руху часцінкі, R- радыус крывізны траекторыі іх руху. Гэтая сіла накіравана па радыусу ад цэнтра крывізны (рыс. ). Пад яе ўздзеяннем часцінкі вады перамяшчаюцца да ўвагнутага берага і утвараецца нахіл паверхні плыні ў бок выпуклага берага. Папярочны ўхіл, які ўзнікае пад уздзеяннем цэнтрабежнай сілы, будзе роўны:



l = α = Р1/f = mv2/R : m g = v2/Rg.

Напрыклад, пры хуткасці (v) 2 м/с, радыусу (R) 100м пры шырыне рэчышча 50 м узровень вады ў вагнутага берага падымаецца на 20 см. Як вынік сумы центрабежнай сілы і ціску ў верхняй частцы плыні вектар накіраваны на ўвагнуты бераг, а ў дна – у супрацілеглы бок. Такое размеркаванне сіл выклікае рух вады у верхніх слаях у бок увагнутага берага, а ў ніжніх – ад берага ўглыб. Цячэнне ад берага складваецца з паўздоўжнай састаўляючай і пераутвараецца ў вінтападобнае.

Другая сіла, якая ўздзейнічае на на часцінкі вады, з’яўляецца адхіляючая сіла кручэння Змлі вакол восі, ці сіла Карыоліса. У выніку сутачнага кручэння зямнога шара з вуглавой хуткасцю = 2 /86400 = 0,0000729 рад/с, кожная часцінка вады, якая рухаецца ў мерыдыянальны напрамку з хуткасцю v, адчувае дадатковае паскарэнне, гарызантальная састаўляючая якой будзе роўна Р2 = 2 vω φ ===, дзе φ - геаграфічная шырата мясцовасці. Такая сіла дзейнічае пастаянна і незалежна ад крывізны рэчышча ў плане вызывае цыркуляцыю і на прамалінейным участку ракі. Размер такіх цыркуляцый залежыць ад велічныі ракі. На крывалінейных участках рэк сіла Карыоліса і цэнтрабежная складваюцца і паслабляюць ці пасіляюць цыркуляцыі водных струменяў.

Адхіляючая сіла кручэння Зямлі вельмі малая ў параўнанні з цэнтрабежнай. Пагэтаму ў межань яна мала ўплывае на рэчышчавыя працэсы. Аднак, яна дзейнічае на працягу тысячагоддзяў у адным напрамку, асабліва ў час паўнаводдзя, яна садзейнічае ў паўночным паўшарыі большаму падмыву правых берагоў рэк і перамяшчэнню іх рэчышчаў управа.





4.5. Работа і наносы рэк. Рэчышчавыя працэсы
Рачная вада валодае энергіяй, а гэта значыць яна здольна выконваць адпаведную працу. Патэнцыяльная энергія ракі N дж на асобным адрэзку L км пры падзенні h м пры сярэднім расходзе Q м3 у адзінку часу роўны:

N = 9,81 Q h 103 , Дж.

Велічыня энергіі у адну секунду на дадзеным адрэзку часу, пераведзеная ў кілаваты, называецца кадастравай магутнасцю:



N = 9,81 Q h, кВт.

Калі велічыню кадастравай магутнасці падзяліць надаўжыню участка (L), то атрымаем удзельную кіламетроаую магутнасць ракі:



Nудз.= N / L.

Сума магутнасцей адрэзкаў ракі па ўсёй яе даўжыні называецца поўнай магутнасцю ракі:

N =∑ 9,81 Q h, кВт.

Водная энергія вадацёкаўшырока выкарыстоўваецца для вытворчасці электрычнай энергіі на гідраэлектрастанцыях (ГЭС). Для гэтай мэты з дапамогай плацін энергію рэк канцэнтруюць у асобных месцах ракі. Магутнасць ракі вызначаецца па формуле:



NГЭС = 9,81 Qр hр,ђ, кВт,

дзе Qр – разліковы расход, які прапускаецца праз турбіны, м3/с; hр- напор вады, м; ђ – каэфіцыент карыснага дзеяння ГЭС, які бывае даволі высокім і дасягае 0,98.

У прыродных умовах энергія вады, якая сцякае па паверхні зямлі і па рэчышчам, траціцца на пераадоленне трэння паміж часцінкамі вады, траэнне аб зямную паверхню, дно і берагі ракі, на перанос наносаў у завіслым і цягнутым стане, перанос раствораных рэчываў. У выніку гэтай працы адбываецца працэсы эрозіі і акумуляцыі наносаў, што прыводзіць да змянення формы зямной паверхні, дэфармацыі рэчышчаў.
4.5.2. Наносы рэк і іх характарыстыкі
Рачныя наносы ў залежнасці ад характару руху ў воднай плыні падзяляюцца на завіслыя і цягнутыя. Такое іх раздзяленне даволі умоўнае, так як пры адпаведных умовах (у залежнасці ад велічыні наносаў, хуткасці вады) часцінкі наносаў могуць знаходзіцца ў завіслым стане, ці перамяшчацца па дну рэчышча.

Аднак большая частка завіслых наносаў з’яўляецца транзітнай і гэта значыць пераносіцца цячэннем транзітам па рацэ да вусця ракі. Большая ж частка цягнутых наносаў затрымліваецца на асобных адрэзках ракі і прымае ўдзел у фарміраванні рэчышча (рэчышчафармуючыя наносы).

Колькасць наносаў (кг), якая пераносіцца ракой праз папярочнае сячэнне ў адзінку часу (секунду) называецца расходам наносаў. Звычайна расходзавіслых наносаў абазначаецца (R, кг/с), а расход цягнутых – q, кг/с.

Колькасць завіслых наносаў, якая ўтрымліваецца ў адзінцы аб’ёму (м3) вады называецца мутнасцю (p). Мутнасць вызначаецца ў г/м3 і роўна:



P = R 103/ Q, г/м3,

дзе Pмутнасць вады, Rрасход завіслых наносаў, Q – расход вады. На практыцы адрозніваюць адзіночную (імгненную) мутнасць вады, якая атрымліваецца шляхам адбору вады ў некаторай кропцы воднай плыні (глыбіні). Сярэдняя мутнасць вады плыні (ракі) вызначаецца шляхам дзялекння расходу завіслых наносаў на расход вады: Pср. = R 103/ Q, г/м3. Сярэдняя мутнасць вады на вертыкалі вызначаецца шляхам дзялення элементарнага расходу завіслых наносаў на элементарны расход вады (Pср.= R/q).

Сумма наносаў, якая пераносіцца ракой праз дадзенае папярочнае сячэнне за адпаведны прамежак часу (Т) называецца сцёкам наносаў:

R =( R Т 24 60 60) 1/103 = 86,4 R Т, тон.



Модуль сцёку наносаў (МR) называецца сцёк наносаў з адзінкі плошчы вадазбору за год:

МR = (31,54 103 R) F, т/км2год,

дзе R сярэдні расход завіслых наносаў за год, F – плошча вадазбору км2.

Адной з найбольш важных характарыстык наносаў з’яўляецца іх грануламетрычны склад, а гэта значыць размеркаванне наносаў па велічыні (фракцыям): ад валуноў, галькі, да ілістых і гліністых часцінак. Сярэдняя буйнасць (памер) наносаў (dср ) характэрызуецца сярэднім узважаным дыяметрам часцінак і разлічваецца па формуле:

dср = (∑dі Рі ) / 100,

дзе dсрсярэдні дыяметр часцінак; dі - дыяметр і-й фракцыі; Рі – вага гэтай фракцыі ў працэнтсах да агульнай.

Цвёрдыя часцінкі, валодаюць большай велічынёй удзельнай вагі, чым вада. Таму, калі апусціць іх ў ваду, яна пачынае апускацца. Спачатку хуткасць яе апускання павялічваецца, а затым яна становіцца пастаяннай велічынёй, гэта значыць, што рух становіцца раўнамерным. У гэтым выпадку сіла цяжару ўраўнаважваецца сілай гідрадынамічнага супраціўлення. Хуткасць раўнамернага падзення часцінак у стаячай вадзе называюць гідраўлічнай буйнасцю часцінкі (U, м/с). Гидращличная буйнасць часцинак залежыць ад их памеращ, формы, удзельнай ваги, вязкасци и шчыльнасци вады. У спецыяльнай навуковай литаратуры ёсць некальки формул для яе разлику. Найбольш простая з их знойдзена Хазенам:

d= 0,00255 U,

дзе d - сярэдні дыяметр часцінак, мм; U – гідраўлічная буйнасць часцінак (мм/с).

Для завісання цвёрдай часцінкі ў турбулентным патоку патрэбна, каб вертыкальная састаўляючая хуткасці плыні V была больш ці роўна гідраўлічнай буйнасці гэтай часцінкаі. Пры адваротных умовах часцінка асядаюць на дно і пераходзяць у катэгорыю цягнутых па дну.

1   2   3   4   5   6   7   8   9   ...   13


База данных защищена авторским правом ©shkola.of.by 2016
звярнуцца да адміністрацыі

    Галоўная старонка