2.4.5. Рух води в річках

Рух води в річках вивчає динаміка руслових потоків або річкова гідравліка. Він завжди турбулентний, хоча може бути спокійним (повільним) та бурхливим (стрімким). Він відбувається під дією складової сили тяжіння направленої поздовж течії. При цьому потенційна енергія, що вивільнюється при переході від більших висот до менших спочатку перетворюється на кінетичну, а потім, завдяки внутрішньому тертю, переходить у теплову (дисипація). Якби це було не так, то швидкості течії поступово наростали б, чого не спостерігається у природі. Таким чином річковий потік є дисипативною системою. Разом з потоком води рухаються частки наносів. Вони, з одного боку, впливають на внутрішнє тертя і здійснюють тертя між собою а з іншого — змінюють перерозподіл швидкостей течії і характер турбулентності потоку. Таким чином можна сказати, що на їх транспортування витрачається частина енергії потоку.

Турбулентні потоки характеризуються складною внутрішньою будовою. Відповідно до неї відбувається і реальний перерозподіл енергії. Річковий турбулентний потік ускладнений наносами. Це дуже складна саморегульована система.

Нагадаємо, що деякі принципові закономірності руху поверхневих водотоків були розглянуті у розділі 1.2. На рис. 2.44 показано епюри швидкостей річок при різних умовах протікання. У першому випадку (вільне русло), як показують дослідження середня швидкість по глибині знаходиться приблизно на відстані 0,4h (даної глибини) від дна. Таке характерне її розташування використовують в гідрометрії. Поздовжня вісь потоку з найбільшими швидкостями, розташована на поверхні, називається його стрижнем. Середню швидкість в поперечному перерізі визначають за виміряними витратою (Q) та площею перетину ( ):

(2.20)

Розподіл швидкостей в поперечному перетині показують ізотахи (рис. 2.45). Внаслідок заторів, зажорів, завалів, а також впливу люди ни в річці можуть виникати підпори (рис. 2.46). Вище перешкоди рівні піднімаються, а швидкості зменшуються. Над перешкодою глибини потоку різко зменшується, а швидкості зростають. Нижче перешкоди течія поступово стабілізується.

Послідовність плес та перекатів також впливає на особливості руху річкових потоків. В межах плес глибини та площі перерізу збільшені, швидкості невеликі, течія більш плавна. На перекатах річка розширюється, глибини зменшені, швидкості наростають. Такі закономірності найбільш характерні для рівнинних річок при невисоких рівнях води. Під час повені, або паводку рівні збільшуються, характер течії і поздовжній профіль вільної поверхні змінюються (рис. 2.47). Рельєф та похили вільної поверхні річок вважають тонким індикатором внутрішніх, гідродинамічних процесів у потоці. В даному випадку вирівнювання її профілю вказує на формування в потоці потужного однорідного транзитного струменя, який підкоряється власним закономірностям, а не слідує за рельєфом дна.

Крім хаотичних різномасштабних турбулентних завихрень в річковому потоці існують відносно впорядковані структури — циркуляції, вторинні течії. Їх роль в гідрологічних процесах досить велика. Їх вивчення розпочалось ще наприкінці XIX століття. Важливий внесок в дослідження був зроблений М. Лєлявським. На рис. 2.48 показані схеми циркуляції в різних умовах. На поворотах русла виникає відцентрова сила, яка призводить до нахилу поверхні поперек напрямку течії (рис. 2.49). Крім того завжди діє сила Коріоліса. І хоча її величини відносно невеликі, за тривалі проміжки часу в певних умовах вона може призводити до асиметрії річкових долин (закон Бера). У північній півкулі часто спостерігаються круті праві схили, а у південній — ліві.

Вторинні течії та циркуляція вивчають як в природних умовах, так і в лабораторіях, а також за допомогою математичних моделей. Лабораторні дослідження О. Лосієвського, проведені у середині XX століття, показали, що існують чотири основних типи циркуляційних течій (рис. 2.50).

Рух гірських річок вивчений гірше ніж рівнинних. Бурхливість течії, пороги та водоспади, вплив конусів виносу та обвалів, різкі зміни напрямку течії, значна крупність наносів, специфічні руслові процеси — все це створює досить складні умови протікання річкового потоку. Але найбільш загальні закономірності динаміки руслових потоків справедливі і тут.

Між глибинами (рівнями води) в річках та витратами (див. розділ 1.2) існує певний зв’язок. Якщо скористуватися формулою Шезі, то витрату води в річці можна обчислити так:

Звідки:

Якщо замість глибин взяти рівні, то формально таку нелінійну залежність можна записати як . Але, оскільки більш масові спостереження на річках ведуть саме за рівнями води, в гідрології прийнято говорити про залежність . Її графічне відображення називають кривою витрат. При однорідних умовах протікання потоку на певній ділянці річки (у створі, перетині) ця залежність досить стійка. Її доповнюють кривими швидкостей та площ (рис. 2.51), оскільки . Криві витрат використовують для підрахунків стоку води в річках. Відхилення від кривої витрат (мінливість залежності) можуть бути пов’язані із впливом льодових явищ на характер течії потоку, водної рослинності, деформацій русла, тимчасових підпорів та інших факторів. Для їх врахування розроблені спеціальні методи. Описана система залежностей також допомагає аналізувати особливості потоку та русла на кожній ділянці спостережень.

Характер цих залежностей може значно змінюватися за рахунок формування окремих частин потоку над заплавою та над руслом і їх взаємодії. Така взаємодія виражається у додатковому терті, утворенні систем вихорів з вертикальними осями (рис. 2.52). Про взаємодію руслового та заплавного потоків було відомо ще з початку XX століття. Але перші ґрунтові дослідження та узагальнення були виконані у 1947-1950 роках Г.В. Желєзняковим. Пізніше він назвав це явище кінематичним ефектом взаємодії безнапірного руслового та заплавного потоків. Широкі його дослідження, з виділенням основних типів, були згодом проведені М.Б. Баришніковим.

Під час повені, або паводку рух води в річці стає несталим. Його прийнято відображати у вигляді так званої довгої паводкової хвилі (кінематичної хвилі). При просуванні поздовж течії такі хвилі поступово розпластуються (рис. 2.53), стають виположеними. Досліджено, що швидкість переміщення гребеня хвилі більша, ніж її основи («підошви»), і також більша ніж швидкість течії в річці. У зв’язку із цим лобовий схил хвилі стає все більш крутим, вона трансформується (рис. 2.54). Досить чітко виражені хвилі виникають внаслідок короткочасних попусків води з водосховищ через гідровузли. Приклад їх трансформації показано на рис. 2.55.

Збільшені поздовжні похили на фазі підйому паводкової хвилі призводять, відповідно до формули Шезі, до збільшених швидкостей. На спаді паводку спостерігається зворотна картина. Тому при однаковому (заданому) рівні води і, відповідно, однаковій площі перетину потоку, витрати на підйомі будуть більші. Це відображається на кривих витрат у вигляді характерних петель (рис. 2.56). Це особливість несталого руху води в цілому, і пояснюється вона виникненням додаткових прискорень та зміною систем діючих сил. В дійсності рух паводкових хвиль ще складніший. На нього впливають характерне розташування і водність приток, зміни характеру русла та запливи, акумуляція частини води при затопленні заплав та інші фактори. Особливі умови руху паводкових хвиль спостерігаються на ділянках втікання в озера або водосховища.