A velocidade dos rios. Descarga e escoamento de rios

velocidade do fluxo água de escoamento

O papel da água corrente na terra é enorme e sempre atraiu a atenção do homem, não sem razão, desde os tempos antigos, muitos rios foram personificados; e aos olhos da ciência moderna, os rios são o elemento mais ativo da geografia física. Alguns deles são calmos, têm uma corrente lenta e subidas regulares da água, fáceis de prever; outros - carregam rápida e velozmente as águas tempestuosas, subitamente elevam seu nível e, com a mesma rapidez, o baixam.

Mas os rios não são apenas um fator geográfico em si mesmos, mas, ao mesmo tempo, trabalham incansavelmente para mudar a terra; os resultados desse trabalho geológico de água corrente, somando ao longo dos séculos, são tão grandes que os países perdem completamente sua aparência original: onde outrora se erguiam altas montanhas, hoje encontramos apenas uma planície ondulante e, por outro lado, planaltos elevados se transformaram em áreas montanhosas ou montanhosas.

A vida humana está tão intimamente ligada ao regime das águas correntes que é evidente o elevado interesse que uma pessoa demonstra pelos rios. Os grandes rios são os meios naturais de comunicação mais baratos em muitos países, e no extremo norte são muitas vezes o único meio de comunicação, não apenas no verão, mas também no inverno, quando sua superfície gelada oferece o melhor caminho. Mesmo em países desérticos, como, por exemplo, no Saara, os leitos secos dos rios determinam a direção das rotas das caravanas. Desde tempos imemoriais, Amu Darya (antiga Oxus), Syr Darya (antiga Jaxart) determinaram a direção das rotas comerciais pela Ásia Central. A rápida colonização de certos países, como o Canadá, a parte central dos Estados Unidos da América e a Sibéria, só se torna inteligível se levarmos em conta a localização dos rios nesses países. As conveniências que os rios apresentam como meio de comunicação atraem as pessoas para suas margens e são um dos fatores do surgimento das cidades, principalmente nos cruzamentos das vias fluviais. Os rios são ainda mais importantes como intermediários entre o oceano e o interior dos países, não sem razão, não muito longe de suas fozes, as maiores cidades comerciais como Londres, Roterdã, Antuérpia, Hamburgo, Alexandria, Calcutá, Xangai, Montreal, Quebec, Nova Orleans, Montevidéu, Leningrado, etc.

Por outro lado, as cheias de alguns rios, como o Nilo, o Tigre e o Eufrates, permitiram o desenvolvimento de civilizações nas próprias fronteiras do deserto. A importância dos rios na vida de um país é tão grande que em todos os estados civilizados surgiram organizações especiais para o estudo da hidrografia, e um estudo sistemático dos rios e seu regime começou há muito tempo. Na França, o estabelecimento do Service nydrometrique de la Seine precedeu o estabelecimento de estações meteorológicas, na Alemanha foram publicadas várias monografias valiosas sobre o estudo de todos os grandes rios, do Reno ao Vístula, nos Estados Unidos da América, um estudo sistemático dos rios é realizado pelo Serviço Geológico. As fortes e devastadoras cheias do Danúbio, e especialmente dos seus afluentes Tissa, Maros e outros na Hungria, levaram à criação de toda uma rede de instituições hidrológicas com uma estação central em Budapeste. Dos rios da CEI, o Dnieper, Volga e vários outros rios foram submetidos a um levantamento mais detalhado no século XIX; no final do século XIX, na Rússia européia, além disso, uma expedição especial trabalhou no levantamento das nascentes dos rios mais importantes, sob a liderança geral de A.A. Tillo, que forneceu material valioso sobre a hidrologia do curso superior de sua principais artérias de água. A característica mais característica de cada rio é o seu regime, ou seja, a mudança durante o ano de seus níveis: vazão, sedimento, temperatura, química, etc. entre a quantidade de precipitação que caiu em sua bacia e uma massa de água que flui rio abaixo.

Para determinar este último, basta conhecer a área da seção transversal do rio (a chamada seção viva) e a velocidade média de seu fluxo em um determinado local, pois o produto dessas duas magnitudes nos dá a quantidade necessária de água que flui pelo rio em uma determinada unidade de tempo, por exemplo, por segundo, por minuto, etc. No entanto, determinar o fluxo de água em um rio durante um período de tempo mais ou menos significativo, e especialmente um ano inteiro, não é uma tarefa fácil, pois tanto a vazão quanto a seção viva do rio mudam constantemente ao longo do ano.

A determinação da velocidade da corrente é realizada com a ajuda de flutuadores simples, como garrafas, ou com a ajuda de dispositivos mais precisos chamados de toca-discos.

As observações mostram que a velocidade do fluxo no rio geralmente diminui a partir das cabeceiras a jusante. A razão para isso é que durante o seu movimento, a água sofre atrito, tanto externamente contra o fundo, as margens e contra o ar, quanto internamente, devido à velocidade desigual e direção diferente do movimento das partículas de água. No final, os obstáculos experimentados pela água durante seu movimento são tão grandes que absorvem toda a aceleração adquirida pela água ao cair das fontes até a foz.

Devido ao atrito em uma determinada seção viva do rio, a velocidade mais alta (no caso de um rio de diâmetro regular) está no meio, mas não na superfície, mas em alguma profundidade rasa, pois na superfície a água sofre atrito contra o ar. No caso de seção viva assimétrica, a maior velocidade será sobre o vale mais profundo do rio, mais próximo de uma das margens. Conectando os pontos das seções transversais do rio, em que a corrente é mais rápida, obtemos uma linha sinuosa, que é chamada de núcleo, ou eixo, do rio. Um conceito visual da distribuição de velocidades em um determinado trecho vivo do rio pode ser obtido ligando linhas - isotacas - pontos que possuem a mesma velocidade. No meio do isotach superior corre o meio do rio.

Se não houver vento e a rugosidade do fundo for normal, então em cada vertical individual a velocidade máxima será da superfície a uma distância de aproximadamente 1/5 da profundidade da vertical.

A posição do ponto com a velocidade mais alta é determinada pela razão entre as velocidades de superfície e de fundo (a razão de atrito de superfície e longitudinal). Um aumento na rugosidade do fundo acarretará uma diminuição na velocidade do fundo e uma aproximação correspondente do ponto com a maior velocidade à superfície.

O nível da água no rio nem sempre é o mesmo. Durante a subida (subida) da água, seu horizonte no meio do canal sobe levemente e, durante o declínio, cai no meio e sobe perto das margens. Isso se deve ao fato de que o fundo do canal próximo às margens cria resistência ao movimento da água.

Esquema de uma corrente viva durante uma diminuição e com um aumento acentuado da água

Com uma diminuição acentuada da água, todos os objetos que flutuam no rio (toras, detritos, etc.) Isso é especialmente evidente na primavera, quando o rio inundado entra no canal e blocos de gelo individuais e outros objetos flutuantes se movem pela água, delineando estritamente o contorno em forma de fita da haste.

Durante a subida da água, vários objetos flutuantes se movem ao longo das margens, deslizando para fora da protuberância de água formada no meio do córrego. O respingo é cortado pela corrente, da qual se torna íngreme, a água tem uma cor amarela opaca ou escura. Com a diminuição da água, o respingo aumenta e se torna suave.

A direção da haste é especialmente pronunciada onde a corrente é forte, e sua superfície, ondulada pelo vento, é uma faixa leve e claramente definida em forma de fita, interrompida em alguns lugares.

Direções e velocidades das correntes podem ser determinadas pelo navegador ao longo dos contornos das margens, com base no fato de que o núcleo passa próximo às margens côncavas. Se a costa for afiada, então a corrente nas imediações dela é especialmente rápida. A velocidade da corrente é maior, quanto menor a largura do canal e maior a sua inclinação.

A direção e a velocidade da corrente podem ser determinadas por vários objetos costeiros visíveis da embarcação: arbustos, estacas, pedras, etc. Em alta velocidade de corrente, a água sobe acima desses objetos, formando um remanso.

Os arbustos inundados, sob a pressão da corrente, oscilam ritmicamente, vibram e as ondas se afastam de objetos rígidos - pilares, estacas, suportes de pontes. Quanto maior a velocidade do fluxo, mais agudo é o ângulo de formação da onda e mais alta a onda. Com uma pequena corrente, um traço fraco é visível abaixo do objeto.

A direção e a velocidade aproximada da corrente são determinadas por objetos flutuando na superfície da água, incluindo aqueles lançados na água especialmente para isso, e pela localização do ângulo das balsas nas quais as bóias estão instaladas. Quanto mais forte a corrente, mais as bóias e os marcos se inclinam.

O vento contrário, aumentando o atrito, reduz a velocidade da superfície e remove a velocidade mais alta da superfície. Se a velocidade da superfície for igual à do fundo, a velocidade mais alta estará no meio da vertical. No inverno, sob o gelo, com uma superfície de fundo muito áspera, a maior velocidade se aproxima do fundo.

O vento soprando na direção da corrente não diminuirá a velocidade das camadas superficiais de água, mas as impulsionará, de modo que a velocidade vertical mais alta subirá à superfície.

Assim, a velocidade do fluxo é determinada por:

• 1) a inclinação da superfície do rio,
• 2) a forma do canal,
• 3) a rugosidade do canal.

Neste caso, deve-se ter em mente que a velocidade é determinada pela inclinação da superfície da água no rio, e não pela inclinação do canal. Se a superfície da água for horizontal (por exemplo, em frente a uma represa), não haverá corrente.

A fórmula de Chezy, dando a dependência da velocidade aos fatores que a determinam, permite prever como a velocidade mudará quando esses fatores mudarem.

Devido às velocidades desiguais do movimento da água na seção viva, a superfície do rio não é horizontal; à medida que o nível do rio sobe, mais água flui para o meio do que para as bordas, e a superfície assume uma forma convexa, o que é visto muito claramente, por exemplo, em nossos rios antes que o gelo se desfaça: devido ao aumento da água , o gelo também assume uma forma convexa em direção ao meio, e as águas superficiais derretidas são coletadas perto das margens, formando aqui longas poças, enquanto a superfície do gelo no meio permanece seca. Quando as águas baixam, a maior quantidade de água flui pelo meio do rio, e a superfície do rio assume uma forma côncava. A diferença de nível resultante no Mississippi chega a 2 m.

Além disso, o perfil transversal do rio é distorcido pela força centrífuga, a força de Coriolis resultante da rotação da terra e os ventos que sopram sobre o rio. Existem dois tipos de movimento de fluido - laminar e turbulento.

Se a velocidade em cada ponto for representada como um vetor (uma seta indicando a direção da velocidade e sua magnitude), então durante o movimento laminar o vetor velocidade em cada ponto será constante e não mudará. Tal movimento de fluido é observado em tubos estreitos em baixas velocidades. Na natureza, o movimento das águas subterrâneas através de pequenos poros se aproxima laminar. Um caso especial de movimento laminar será o jato paralelo.

O movimento turbulento é caracterizado pela inconsistência, variabilidade do vetor velocidade em cada ponto da seção viva ou vertical. Essa variabilidade é chamada de pulsação. Assim, durante o movimento turbulento, cada partícula individual de água, chegando a um determinado ponto, passará por ele em diferentes direções e em diferentes velocidades lineares. O movimento turbulento é generalizado na natureza. Todas as águas superficiais de fluxo bastante rápido são turbulentas. É seguro dizer que os rios têm apenas fluxo turbulento. Um caso especial de movimento turbulento é o vórtice (redemoinhos, funis, etc.).

O vetor velocidade do movimento turbulento pode ser decomposto em componentes - horizontal, vertical e lateral. A componente horizontal caracteriza a deriva ao longo do córrego e a componente vertical caracteriza o movimento das partículas de água para cima ou para baixo.

O significado da turbulência do fluxo do rio é extremamente alto. Determina a mistura da água do rio e o transporte de material em suspensão.

A quantidade (volume) de água que flui através da sala de estar por unidade de tempo é chamada de fluxo do rio. O fluxo durante um longo período de tempo é chamado de escoamento. Geralmente há escoamento anual, mensal, diário.

Conhecendo a massa de água que corre pelo rio em diferentes épocas do ano, podemos ter uma ideia do seu regime. Para maior clareza, a mudança no fluxo de água pode ser expressa graficamente, denotando a quantidade de água que flui em um determinado momento com retângulos proporcionais às massas de água correspondentes. Como a determinação da vazão está associada a grandes dificuldades e tem sido feita para um pequeno número de rios, muitas vezes elas se limitam apenas a observações no medidor de água sobre as flutuações do nível do rio e, com base nessas flutuações, também julgar a mudança na vazão, obtendo fórmulas empíricas para a dependência da vazão com a altura do nível. Essas fórmulas perdem o significado se o canal estiver instável (desbotado ou coberto).

Os precipitados depositados na superfície são conhecidos por escorrer, dissolver e percolar. A água vazada mais cedo ou mais tarde evapora ou se junta ao dreno, portanto, em média, durante um longo período de tempo, pode-se considerar que a água precipitada evapora parcialmente e drena parcialmente. Se o coeficiente de escoamento for 30%, isso significa que da quantidade total de precipitação, 30% é vidro e os 70% restantes evaporaram.

O valor do coeficiente de escoamento é determinado pela situação geográfica geral - clima, relevo, vegetação. Assim, para os rios do norte da Europa - o Neva, Dvina do Norte, Pechora, etc. - o coeficiente de escoamento é superior a 60%, para o Don é cerca de 15%, para o Nilo - cerca de 4%, para o Amazonas - Cerca de 30%. Enorme evaporação na bacia do Nilo e fraco no norte da Europa e dá um contraste tão acentuado. Em anos diferentes, para um mesmo rio, o coeficiente de escoamento varia dependendo da quantidade de precipitação. Em anos úmidos, o coeficiente de escoamento é maior, em anos secos é menor.

Em áreas sem drenagem, o coeficiente de escoamento é zero.

Entre as razões que determinam o coeficiente de escoamento, o clima da região deve ser colocado em primeiro lugar. A temperatura influencia a forma de precipitação e o curso da evaporação. Altas temperaturas e baixa umidade reduzem o escoamento superficial e fecham nascentes rasas. Durante a dormência do inverno, a evaporação da vegetação pára, o solo congelado impede a penetração da água nas profundezas. Em áreas com invernos longos e frios, a neve que caiu para o inverno permanece até a primavera. Na primavera, o coeficiente de escoamento é grandemente aumentado pela água derretida.

O relevo também afeta o valor do coeficiente de escoamento: uma inclinação significativa facilita o escoamento mesmo em rochas permeáveis. Os córregos da montanha carregam uma enorme quantidade de água após a chuva e, na ausência de chuva, quase secam, não por falta de precipitação, mas pelo fato de suas águas drenarem muito rapidamente. Rochas permeáveis ​​causam um escoamento mais uniforme, rochas impermeáveis ​​- o regime de fluxo.

Nas zonas montanhosas, a floresta tem um efeito benéfico no regime dos rios, retardando o fluxo das águas e protegendo assim as encostas das montanhas da erosão. Em geral, a floresta tem um efeito regulador da vazão do rio, reduzindo o tamanho da enchente e mantendo as reservas de umidade no início do verão. Os pântanos, ao contrário da crença popular, são desfavoráveis ​​para a alimentação dos rios. A turfa, como uma esponja, absorve muita água em épocas úmidas e evapora muito em climas quentes. De acordo com a pesquisa de Oppokov, a drenagem de pântanos não apenas não implica o raso dos rios, mas contribui para sua nutrição mais adequada.

Além do coeficiente de escoamento, o módulo de escoamento também é usado para caracterizar o escoamento.

O módulo de escoamento é a quantidade de água, expressa em litros, que desce em média em um segundo de 1 sq. km de área da bacia. O engenheiro Kocherin construiu um mapa de contorno do módulo de escoamento para o Território da União Europeia. Conhecendo o módulo de escoamento médio da bacia, pode-se calcular o valor do escoamento anual multiplicando o módulo de escoamento pelo número de segundos em um ano e pela área da bacia. Também está claro que o módulo de escoamento está intimamente relacionado com a quantidade de precipitação, evaporação, topografia, vegetação e características da superfície.

A encosta do rio. A característica mais característica de qualquer rio é o movimento contínuo da água da nascente à foz, que é chamado de fluxo. A razão do escoamento é a inclinação do canal, ao longo do qual, obedecendo à força da gravidade, a água se move com maior ou menor velocidade. Quanto à velocidade, ela depende diretamente da inclinação do canal. A inclinação do canal é determinada pela razão entre a diferença de altura de dois pontos e o comprimento da seção localizada entre esses pontos. Assim, por exemplo, se da fonte do Volga para Kalinin 448 km, e a diferença de altura entre a fonte do Volga e Kalin e nom é 74,6 m, então a inclinação média do Volga nesta seção é 74,6 m, dividido por 448 km, ou seja, 0,00017. Isso significa que para cada quilômetro do comprimento do Volga nesta seção, a queda é de 17 cm.

Perfil longitudinal do rio. Tracemos ao longo da linha horizontal sucessivamente o comprimento dos vários trechos do rio e, ao longo das linhas verticais, as alturas desses trechos. Conectando as extremidades das verticais com uma linha, obtemos um desenho do perfil longitudinal do rio (Fig. 112). Se você não prestar muita atenção aos detalhes, o perfil longitudinal da maioria dos rios pode ser simplificado como uma curva descendente e levemente côncava, cuja inclinação diminui progressivamente da nascente à foz.

A inclinação do perfil longitudinal do rio não é a mesma para diferentes seções do rio. Assim, por exemplo, para a seção superior do Volga, como já vimos, é 0,00017, para a seção localizada entre Gorky e a foz do Kama 0,00005 e para a seção de Stalingrado a Astrakhan - 0,00002.

Aproximadamente o mesmo perto do Dnieper, onde na seção superior (de Smolensk a Orsha) a inclinação é 0,00011 e na seção inferior (de Kakhovka a Kherson) 0,00001. Na seção onde as corredeiras estão localizadas (de Lotsmanskaya Kamenka a Nikopol), a inclinação média do perfil longitudinal do rio é de 0,00042, ou seja, quase quatro vezes maior do que entre Smolensk e Orsha.

Os exemplos dados mostram que o perfil longitudinal de diferentes rios está longe de ser o mesmo. Este último é compreensível: o perfil longitudinal do rio reflete o relevo, a estrutura geológica e muitas outras características geográficas da área.

Por exemplo, considere os "degraus" no perfil longitudinal do rio. Yenisei. Aqui vemos seções de grandes declives na área da interseção do Sayan Ocidental, depois o Sayan Oriental e, finalmente, na ponta norte do cume Yenisei (Fig. 112). A natureza escalonada do perfil longitudinal do rio. O Yenisei indica que as elevações nas áreas dessas montanhas ocorreram (geologicamente) relativamente recentemente, e o rio ainda não teve tempo de nivelar a curva longitudinal de seu canal. O mesmo deve ser dito sobre as montanhas Bureinsky, cortadas pelo rio. Cupido.

Até agora, falamos sobre o perfil longitudinal de todo o rio. Mas ao estudar rios, às vezes é necessário determinar a inclinação do rio em uma determinada pequena área. Esta inclinação é determinada diretamente pelo nivelamento.

Perfil transversal do rio. No perfil transversal do rio, distinguimos duas partes: o perfil transversal do vale do rio e o perfil transversal do próprio rio. Já temos uma ideia do perfil transversal do vale do rio. É obtido como resultado do levantamento convencional do terreno. Para se ter uma ideia do perfil do próprio rio, ou, mais precisamente, da calha do rio, é necessário fazer medições das profundidades do rio.

As medições são feitas manualmente ou mecanicamente. Para medições à mão, é usado um alinhavo ou lote manual. O alinhavo é um poste feito de madeira flexível e durável (abeto, freixo, aveleira) de seção redonda com diâmetro de 4-5 cm, comprimento de 4 a 7 m.

A extremidade inferior do alinhavo é finalizada com ferro (o ferro evita rachaduras e ajuda no peso). O alinhavo é pintado de branco e marcado em décimos de metro. A divisão zero corresponde à extremidade inferior do alinhavo. Com toda a simplicidade do aparelho, o alinhavo dá resultados precisos.

As medições de profundidade também são feitas com um lote manual. Com a vazão do rio, o lote desvia-se da vertical em um determinado ângulo, o que torna necessário fazer a devida correção.

Sondagens em pequenos rios são geralmente feitas de pontes. Em rios que atingem 200-300 m largura, a uma taxa de fluxo não superior a 1,5 m por segundo, as medições podem ser feitas a partir de um barco ao longo de um cabo que vai de uma margem a outra do rio. A corda deve estar esticada. Com uma largura do rio de mais de 100 mé necessário ancorar um barco no meio do rio para sustentar o cabo.

Em rios com largura superior a 500 m, a linha de sondagem é determinada pelo placas colocadas em ambas as margens, e os pontos de sondagem são determinados por instrumentos goniométricos da margem. O número de sondagens ao longo do alinhamento depende da natureza do fundo. Se a topografia do fundo muda rapidamente, deve haver mais sondagens; se o fundo é uniforme, deve haver menos. É claro que quanto mais medições, mais preciso será o perfil do rio.

Para traçar o perfil do rio, é traçada uma linha horizontal, na qual os pontos de medição são plotados de acordo com a escala. Uma linha perpendicular é traçada a partir de cada estro, na qual as profundidades obtidas a partir das medições também são plotadas em uma escala. Ao conectar as extremidades inferiores das verticais, obtemos um perfil. Devido ao fato de a profundidade dos rios ser muito pequena em relação à largura, ao traçar um perfil, a escala vertical é tomada maior que a horizontal. Portanto, o perfil fica distorcido (exagerado), porém mais visual.

Dado o perfil do leito do rio, podemos calcular a área livre (ou área do troço de água) do rio (fm 2 ), a largura do rio (B), o comprimento do perímetro molhado do rio ( Rm), maior profundidade (hmaxm ), profundidade média do rio ( h cpm) e o raio hidráulico do rio.

Uma seção transversal viva do rio chamado de seção transversal de um rio cheio de água. O perfil do canal, obtido como resultado de medições, apenas dá uma ideia do trecho vivo do rio. A área da seção viva do rio é calculada principalmente analiticamente (menos frequentemente é determinada a partir do desenho usando um planímetro). Para calcular a área aberta ( Fm2) faça um desenho do perfil transversal do rio, no qual as verticais dividem a área da seção viva em uma série de trapézios, e as seções costeiras parecem triângulos. A área de cada figura individual é determinada por fórmulas conhecidas por nós da geometria e, em seguida, é feita a soma de todas essas áreas.

A largura de um rio é simplesmente determinada pelo comprimento da linha horizontal superior que representa as superfícies do rio.

perímetro molhado - este é o comprimento da linha de fundo do rio no perfil de uma margem à outra da margem do rio. É calculado adicionando o comprimento de todos os segmentos da linha de fundo no desenho da seção viva do rio.

Raio hidráulico é o quociente da área aberta dividido pelo comprimento do perímetro molhado ( R= F/Rm).

Profundidade média é o quociente da área da seção viva

rios até a largura do rio ( h qua = F/ Bm).

Para rios de várzea, o raio hidráulico costuma ser muito próximo da profundidade média ( R≈ h cp).

Maior profundidade restaurado de acordo com as medidas.

Nível do rio. A largura e a profundidade do rio, a área aberta e outras quantidades dadas por nós podem permanecer inalteradas somente se o nível do rio permanecer inalterado. Na verdade, isso nunca acontece, porque o nível do rio muda o tempo todo. A partir disso, fica bastante claro que no estudo de um rio, a medição das flutuações do nível do rio é a tarefa mais importante.

Para a estação de medição, é selecionada uma seção apropriada do rio com um canal reto, cuja seção transversal não é complicada por baixios ou ilhas. A observação de flutuações no nível do rio é geralmente realizada por meio de pé. Footstock é um poste ou trilho, dividido em metros e centímetros, instalado próximo à costa. O footstock zero é tomado (se possível) como sendo o horizonte mais baixo do rio em um determinado local. O zero escolhido uma vez permanece constante para todas as observações subsequentes. O zero do footstock está vinculado permanentemente rapper .

As flutuações de nível são geralmente observadas duas vezes por dia (às 8 e 20 horas). Em alguns postos são instaladas limnigrafias de autorgravação, que dão um registro contínuo em forma de curva.

Com base nos dados obtidos a partir das observações do estoque de pés, é desenhado um gráfico de flutuações nos níveis para um ou outro período: para uma estação, para um ano, para vários anos.

A velocidade dos rios. Já dissemos que a velocidade do fluxo do rio depende diretamente da inclinação do canal. No entanto, essa dependência não é tão simples quanto pode parecer à primeira vista.

Quem conhece um pouco o rio sabe que a velocidade da corrente perto das margens é bem menor do que no meio. Isto é especialmente bem conhecido pelos velejadores. Sempre que o barqueiro tem que subir o rio, fica na margem; quando precisa descer rápido, fica no meio do rio.

Observações mais precisas feitas em rios e córregos artificiais (com canal regular em forma de calha) mostraram que a camada de água imediatamente adjacente ao canal, como resultado do atrito contra o fundo e as paredes do canal, se move na menor velocidade. A próxima camada já tem uma velocidade alta, pois não está em contato com o canal (que está imóvel), mas com a primeira camada que se move lentamente. A terceira camada tem uma velocidade ainda maior, e assim por diante.Finalmente, a maior velocidade é encontrada na parte do córrego mais distante do fundo e das paredes do canal. Se tomarmos a seção transversal do fluxo e conectarmos os locais com a mesma velocidade de fluxo com linhas (isotachs), obteremos um diagrama que mostra claramente a localização das camadas de diferentes velocidades (Fig. 113). Esse movimento peculiar em camadas do fluxo, no qual a velocidade aumenta consistentemente do fundo e das paredes do canal para a parte do meio, é chamado de laminar. As características típicas do movimento laminar podem ser brevemente caracterizadas como segue:

1) a velocidade de todas as partículas do fluxo tem uma direção constante;

2) a velocidade próxima à parede (próximo ao fundo) é sempre igual a zero, e com a distância das paredes aumenta gradativamente em direção ao meio do escoamento.

No entanto, devemos dizer que em rios onde a forma, direção e caráter do canal são muito diferentes do canal em forma de calha regular de um fluxo artificial, o movimento laminar regular quase nunca é observado. Já com apenas uma curva no canal, como resultado da ação das forças centrífugas, todo o sistema de camadas se desloca abruptamente em direção à margem côncava, o que por sua vez provoca uma série de outras

movimentos. Na presença de saliências no fundo e ao longo das bordas do canal, surgem movimentos de redemoinho, contracorrentes e outros desvios muito fortes, que complicam ainda mais o quadro. Mudanças particularmente fortes no movimento da água ocorrem em locais rasos no rio, onde a corrente se quebra em jatos em forma de leque.

Além da forma e direção do canal, um aumento na velocidade da corrente tem grande influência. O movimento laminar mesmo em fluxos artificiais (com o canal certo) muda drasticamente com o aumento da velocidade do fluxo. Em escoamentos rápidos, aparecem jatos helicoidais longitudinais, acompanhados de pequenos movimentos de vórtice e uma espécie de pulsação. Tudo isso complica muito a natureza do movimento. Assim, nos rios, em vez de movimento laminar, observa-se mais frequentemente um movimento mais complexo, denominado turbulento. (Vamos nos debruçar sobre a natureza dos movimentos turbulentos mais tarde, quando considerarmos as condições para a formação do canal de fluxo.)

De tudo o que foi dito, fica claro que o estudo da velocidade de um rio é um assunto complexo. Portanto, em vez de cálculos teóricos, mais frequentemente é preciso recorrer a medições diretas.

Medição da velocidade do fluxo. A maneira mais simples e acessível de medir a velocidade do fluxo é medir usando flutua. Observando (com um relógio) o tempo que a boia leva para passar por dois pontos localizados ao longo do rio a uma certa distância um do outro, sempre podemos calcular a velocidade desejada. Esta velocidade é geralmente expressa em metros por segundo.

O método indicado por nós permite determinar a velocidade apenas da camada superior da água. Para determinar a velocidade das camadas mais profundas de água, são utilizadas duas garrafas (Fig. 114). Neste caso, a garrafa superior fornece a velocidade média entre as duas garrafas. Conhecendo a velocidade média do fluxo de água na superfície (o primeiro método), podemos calcular facilmente a velocidade na profundidade desejada. Se um V 1 haverá velocidade na superfície, V 2 - velocidade média, uma V é a velocidade desejada, então V 2 =( V 1 + V)/2 , de onde a velocidade desejada v = 2 v 2 - v 1 .

Resultados incomparavelmente mais precisos são obtidos ao medir com um dispositivo especial chamado toca-discos. Existem muitos tipos de toca-discos, mas o princípio de seu dispositivo é o mesmo e é o seguinte. Um eixo horizontal com uma hélice pá na extremidade é fixado de forma móvel em uma estrutura com uma caneta de direção na extremidade traseira (Fig. 115). O aparelho, abaixado na água, obedecendo ao leme, sobe justamente contra a corrente,

e a hélice pá começa a girar junto com o eixo horizontal. O eixo possui um parafuso sem fim que pode ser conectado ao contador. Olhando para o relógio, o observador liga o contador, que começa a contar o número de voltas. Após um certo período de tempo, o contador desliga e o observador determina a vazão pelo número de revoluções.

Além desses métodos, a medição também é usada com batômetros especiais, dinamômetros e, finalmente, métodos químicos conhecidos por nós do estudo da vazão subterrânea. Um exemplo de um batômetro é o Prof. V. G. Glushkova, que é um balão de borracha, cuja abertura está voltada para o fluxo. A quantidade de água que consegue entrar no balão por unidade de tempo permite determinar a vazão. Os dinamômetros determinam a força da pressão. A força da pressão permite calcular a velocidade.

Quando for necessário obter uma ideia detalhada da distribuição de velocidades na seção transversal (seção viva) do rio, proceda da seguinte forma:

1. Traça-se um perfil transversal do rio e, por conveniência, toma-se a escala vertical 10 vezes maior que a horizontal.

2. Linhas verticais são desenhadas nos pontos onde as velocidades atuais foram medidas em diferentes profundidades.

3. Em cada vertical, a profundidade correspondente é marcada na escala e a velocidade correspondente é indicada.

Ao conectar pontos com velocidades iguais, obtemos um sistema de curvas (isotóquias), que dá uma representação visual da distribuição de velocidades em uma determinada seção viva do rio.

Velocidade média. Para muitos cálculos hidrológicos, é necessário ter dados sobre a vazão média da água na seção viva do rio. Mas determinar a velocidade média da água é uma tarefa bastante difícil.

Já dissemos que o movimento da água em um riacho não é apenas complexo, mas também desigual no tempo (pulsação). No entanto, com base em uma série de observações, sempre temos a oportunidade de calcular a velocidade média de vazão para qualquer ponto da área de vazão do rio. Tendo o valor da velocidade média no ponto, podemos representar a distribuição de velocidades ao longo da vertical que tomamos no gráfico. Para fazer isso, a profundidade de cada ponto é plotada verticalmente (de cima para baixo) e a velocidade do fluxo horizontalmente (da esquerda para a direita). Fazemos o mesmo com outros pontos da vertical que tomamos. Ao conectar as extremidades das linhas horizontais (representando as velocidades), obtemos um desenho que dá uma ideia clara das velocidades das correntes em várias profundidades da vertical que tomamos. Este desenho é chamado de gráfico de velocidade ou hodógrafo de velocidade.

De acordo com inúmeras observações, descobriu-se que, para obter uma imagem completa da distribuição das velocidades de fluxo ao longo da vertical, é suficiente determinar as velocidades nos seguintes cinco pontos: 1) na superfície, 2) por 0,2h, 3) por 0,6h, 4) por 0,8he 5) na parte inferior, contando h - profundidade vertical da superfície ao fundo.

O hodógrafo de velocidades dá uma ideia clara da mudança de velocidades desde a superfície até o fundo do córrego em uma determinada vertical. A menor velocidade no fundo do fluxo é principalmente devido ao atrito. Quanto maior a rugosidade do fundo, mais acentuada é a diminuição das velocidades de corrente. No inverno, quando a superfície do rio está coberta de gelo, também ocorre atrito na superfície do gelo, o que também afeta a velocidade da corrente.

O hodógrafo de velocidade nos permite calcular a velocidade média do rio ao longo de uma determinada vertical.

A velocidade média do fluxo ao longo da seção de fluxo vertical é mais fácil de determinar pela fórmula:

onde ώ é a área do hodógrafo de velocidade e H é a altura dessa área. Em outras palavras, para determinar a velocidade média do fluxo ao longo da seção transversal do fluxo vertical, a área do hodógrafo de velocidade deve ser dividida por sua altura.

A área do hodógrafo de velocidade é determinada usando um planímetro ou analiticamente (ou seja, dividindo-o em figuras simples - triângulos e trapézios).

A vazão média é determinada de várias maneiras. A maneira mais fácil é multiplicar a velocidade máxima (Vmáx) no coeficiente de rugosidade (P). O coeficiente de rugosidade para rios de montanha pode ser considerado aproximadamente 0,55, para rios com canal forrado de cascalho, 0,65, para rios com leito irregular arenoso ou argiloso, 0,85.

Para determinar com precisão a velocidade média do fluxo da seção viva do fluxo, várias fórmulas são usadas. A mais comum é a fórmula de Chezy.

Onde v - velocidade média de fluxo, R - raio hidráulico, J- inclinação do fluxo de superfície e Com- fator de velocidade. Mas aqui a determinação do coeficiente de velocidade apresenta dificuldades significativas.

O coeficiente de velocidade é determinado por várias fórmulas empíricas (ou seja, obtidas a partir do estudo e análise de um grande número de observações). A fórmula mais simples é:

Onde P- coeficiente de rugosidade, uma R - já familiar para nós raio hidráulico.

Consumo. A quantidade de água em m, fluindo através de uma determinada seção viva do rio por segundo é chamado fluxo do rio(para este item). Teoricamente consumo (uma) fácil de calcular: é igual à área da seção viva do rio ( F), multiplicado pela velocidade média do fluxo ( v), ou seja uma= fv. Então, por exemplo, se a área da seção viva do rio for 150 m2, e velocidade 3 m/s, então consumo será de 450 m 3 por segundo. Ao calcular a vazão, um metro cúbico é obtido por unidade de água e um segundo por unidade de tempo.

Já dissemos que não é difícil calcular teoricamente a vazão de um rio para um ou outro ponto. Realizar esta tarefa na prática é muito mais difícil. Detenhamo-nos nos métodos teóricos e práticos mais simples usados ​​com mais frequência no estudo dos rios.

Existem muitas maneiras diferentes de determinar o fluxo de água nos rios. Mas todos eles podem ser divididos em quatro grupos: método volumétrico, método de mistura, hidráulico e hidrométrico.

Método volumétrico usado com sucesso para determinar a vazão dos rios menores (nascentes e córregos) com vazão de 5 a 10 litros (0,005- 0,01 m 3) por segundo. Sua essência está no fato de que o córrego é represado e a água desce pela sarjeta. Um balde ou tanque é colocado sob a calha (dependendo do tamanho do fluxo). O volume do recipiente deve ser medido com precisão. O tempo de enchimento do recipiente é medido em segundos. O quociente de dividir o volume do vaso (em metros) pelo tempo que leva para encher o vaso (em segundos) como. vezes e dá o valor desejado. O método volumétrico fornece os resultados mais precisos.

Método de mistura baseia-se no fato de que em um determinado ponto do rio uma solução de algum tipo de sal ou tinta é admitida no córrego. Determinando o teor de sal ou tinta em outro ponto de fluxo inferior, o fluxo de água é calculado (a fórmula mais simples

Onde q - consumo de salmoura, k 1 - concentração de solução salina na liberação, para 2é a concentração da solução salina no ponto a jusante). Este método é um dos melhores para rios de montanha tempestuosos.

método hidráulico Baseia-se no uso de vários tipos de fórmulas hidráulicas quando a água flui através de canais naturais e açudes artificiais.

Damos o exemplo mais simples do método do vertedouro. Está sendo construída uma barragem, cujo topo tem uma parede fina (de madeira, concreto). Um açude em forma de retângulo é cortado na parede, com dimensões da base precisamente definidas. A água transborda pelo açude e a vazão é calculada pela fórmula

(t - coeficiente de açude, b - largura do limiar do açude, H- pressão sobre a borda do vertedouro, g -aceleração da gravidade), Com a ajuda de um vertedouro, é possível medir vazões de 0,0005 a 10 m 3 / seg.É especialmente amplamente utilizado em laboratórios hidráulicos.

Método hidrométrico baseia-se na medição da área aberta e da velocidade do fluxo. É o mais comum. O cálculo é realizado de acordo com a fórmula, como já dissemos.

Estoque. A quantidade de água que flui através de uma determinada seção viva do rio por segundo, chamamos de fluxo. A quantidade de água que flui através de uma determinada seção viva do rio durante um período mais longo é chamada de ralo. A quantidade de escoamento pode ser calculada para um dia, um mês, uma estação, um ano e até vários anos. Na maioria das vezes, o fluxo é calculado para as estações, porque as mudanças sazonais para a maioria dos rios são especialmente fortes e características. De grande importância na geografia são os valores das vazões anuais e, em particular, o valor da vazão média anual (vazão calculada a partir de dados de longo prazo). A vazão média anual permite calcular a vazão média do rio. Se a vazão é expressa em metros cúbicos por segundo, então a vazão anual (para evitar números muito grandes) é expressa em quilômetros cúbicos.

Tendo informações sobre o fluxo, também podemos obter dados sobre o fluxo para um ou outro período de tempo (multiplicando a vazão pelo número de segundos do período de tempo tomado). O valor do escoamento neste caso é expresso volumetricamente. A vazão dos grandes rios é geralmente expressa em quilômetros cúbicos.

Assim, por exemplo, o fluxo médio anual do Volga é de 270 km 3, Dnipro 52 km 3, Obi 400 km 3, Yenisei 548 km 3, Amazonas 3787 km, 3 etc.

Ao caracterizar os rios, a razão entre a magnitude do escoamento e a quantidade de precipitação que cai na área da bacia do rio que tomamos é muito importante. A quantidade de precipitação, como sabemos, é expressa pela espessura da camada de água em milímetros. Portanto, para comparar o escoamento com a quantidade de precipitação, é necessário expressar o escoamento também pela espessura da camada de água em milímetros. Para isso, a quantidade de escoamento para um determinado período, expressa em medidas volumétricas, é distribuída em uma camada uniforme por toda a área da bacia hidrográfica situada acima do ponto de observação. Esse valor, chamado de altura do dreno (A), é calculado pela fórmula:

MAS é a altura do dreno, expressa em milímetros, Q - despesa, T- período de tempo, 10 3 é usado para converter metros em milímetros e 10 6 para converter quilômetros quadrados em metros quadrados.

A razão entre a quantidade de escoamento e a quantidade de precipitação é chamada de coeficiente de escoamento. Se o coeficiente de escoamento for indicado pela letra uma, e a quantidade de precipitação, expressa em milímetros, - h, então

O coeficiente de escoamento, como qualquer razão, é uma quantidade abstrata. Pode ser expresso em porcentagem. Assim, por exemplo, para r. Neve A = 374 milímetros, h= 532 milímetros; conseqüentemente, uma= 0,7 ou 70%. Neste caso, o coeficiente de escoamento p. Neva nos permite dizer isso da quantidade total de precipitação que cai na bacia do rio. Neva, 70% deságua no mar e 30% evapora. Observamos uma imagem completamente diferente no rio. Nilo. Aqui A=35mm, h =826 milímetros; portanto, a = 4%. Isso significa que 96% de toda a precipitação na bacia do Nilo evapora e apenas 4% chega ao mar. Já pelos exemplos dados, fica claro o enorme valor que o coeficiente de escoamento tem para os geógrafos.

Vamos dar como exemplo o valor médio de precipitação e escoamento para alguns rios da parte européia da URSS.

Nos exemplos que demos, a quantidade de precipitação, os valores de escoamento e, consequentemente, os coeficientes de escoamento são calculados como médias anuais com base em dados de longo prazo. Escusado será dizer que os coeficientes de escoamento podem ser derivados para qualquer período de tempo: dia, mês, estação, etc.

Em alguns casos, o fluxo é expresso como o número de litros por segundo por 1 km 2Área de piscina. Essa vazão é chamada módulo de drenagem.

O valor do escoamento médio de longo prazo pode ser colocado no mapa com a ajuda de isolinhas. Nesse mapa, o coletor é expresso em unidades do coletor. Dá uma ideia de que o escoamento médio anual nas partes planas do território da nossa União tem um carácter zonal, com a magnitude do escoamento a diminuir para norte. A partir de tal mapa pode-se ver quão grande é o alívio para o escoamento.

Nutrição do Rio. Existem três tipos principais de alimentação fluvial: alimentação de águas superficiais, alimentação de águas subterrâneas e alimentação mista.

O abastecimento de água de superfície pode ser dividido em chuva, neve e glacial. A alimentação da chuva é característica dos rios das regiões tropicais, a maioria das regiões de monções, bem como muitas áreas da Europa Ocidental, que têm um clima ameno. A nutrição da neve é ​​típica de países onde muita neve se acumula durante o período frio. Isso inclui a maioria dos rios do território da URSS. Na primavera, eles são caracterizados por fortes inundações. É especialmente necessário destacar as neves dos países de alta montanha, que fornecem a maior quantidade de água no final da primavera e no verão. Esta comida, que é chamada de comida de neve de montanha, está próxima da comida glacial. As geleiras, como as neves das montanhas, fornecem água principalmente no verão.

A água subterrânea é alimentada de duas maneiras. A primeira forma é a alimentação dos rios por aquíferos mais profundos que saem (ou, como dizem, encravados) no leito do rio. Este é um alimento bastante sustentável para todas as estações. A segunda via é o abastecimento de águas subterrâneas aos estratos aluviais diretamente ligados ao rio. Durante os períodos de água parada, o aluvião fica saturado de água e, após o declínio das águas, retorna lentamente suas reservas ao rio. Esta dieta é menos sustentável.

São raros os rios que se nutrem apenas das águas superficiais ou subterrâneas. Rios com alimentação mista são muito mais comuns. Em alguns períodos do ano (primavera, verão, início do outono), as águas superficiais são predominantes para eles, em outros períodos (no inverno ou durante os períodos de seca) a nutrição das águas subterrâneas torna-se a única.

Também podemos citar rios alimentados por águas de condensação, que podem ser superficiais e subterrâneas. Esses rios são mais comuns em regiões montanhosas, onde acúmulos de pedregulhos e pedras nos picos e encostas condensam a umidade em quantidades notáveis. Essas águas podem influenciar no aumento do escoamento.

Condições de alimentação dos rios em diferentes épocas do ano. Dor no invernoA maioria dos nossos rios são alimentados exclusivamente por águas subterrâneas. Esta alimentação é bastante uniforme, de modo que o escoamento de inverno para a maioria de nossos rios pode ser caracterizado como o mais uniforme, diminuindo muito ligeiramente do início do inverno para a primavera.

Na primavera, a natureza do escoamento e, em geral, todo o regime dos rios muda drasticamente. A precipitação acumulada durante o inverno na forma de neve derrete rapidamente e grandes quantidades de água derretida se fundem nos rios. Como resultado, obtém-se uma cheia de primavera que, dependendo das condições geográficas da bacia hidrográfica, dura mais ou menos tempo. Falaremos sobre a natureza das inundações da primavera um pouco mais tarde. Neste caso, notamos apenas um fato: na primavera, uma enorme quantidade de água de neve derretida da primavera é adicionada ao suprimento do solo, o que aumenta o escoamento muitas vezes. Assim, por exemplo, para o Kama, o fluxo médio na primavera excede o fluxo de inverno em 12 e até 15 vezes, para o Oka em 15-20 vezes; o fluxo do Dnieper perto de Dnepropetrovsk na primavera em alguns anos excede o fluxo de inverno em 50 vezes, em pequenos rios a diferença é ainda mais significativa.

No verão, os rios (nas nossas latitudes) são alimentados, por um lado, pelas águas subterrâneas e, por outro, pelo escoamento direto da água da chuva. De acordo com as observações do acad. Oppokova na bacia do alto Dnieper, este escoamento direto da água da chuva durante os meses de verão chega a 10%. Nas regiões montanhosas, onde as condições de escoamento são mais favoráveis, esse percentual aumenta significativamente. Mas atinge um valor particularmente grande nas áreas caracterizadas por uma ampla distribuição de permafrost. Aqui, após cada chuva, o nível dos rios sobe rapidamente.

No outono, à medida que as temperaturas diminuem, a evaporação e a transpiração diminuem gradualmente e o escoamento superficial (escoamento da água da chuva) aumenta. Como resultado, no outono, o escoamento, em geral, aumenta até o momento em que a precipitação líquida (chuva) é substituída pela precipitação sólida (neve). Assim, no outono, como

temos solo mais nutrição da chuva, e a chuva diminui gradualmente e para completamente no início do inverno.

Tal é o curso da alimentação dos rios comuns em nossas latitudes. Em países de alta montanha, as águas derretidas das neves das montanhas e geleiras são adicionadas no verão.

Nas regiões desérticas e de estepe secas, as águas derretidas das neves das montanhas e do gelo desempenham um papel dominante (Amu-Darya, Syr-Darya, etc.).

flutuações nos níveis de água nos rios. Acabamos de falar sobre as condições de alimentação dos rios em diferentes épocas do ano e, em conexão com isso, observamos como o fluxo muda em diferentes épocas do ano. Essas mudanças são mais claramente mostradas pela curva de flutuações nos níveis de água nos rios. Aqui temos três gráficos. O primeiro gráfico dá uma ideia das flutuações do nível dos rios na zona florestal da parte europeia da URSS (Fig. 116). No primeiro gráfico (Rio Volga) é característico

ascensão rápida e alta com uma duração de cerca de 1/2 mês.

Agora preste atenção ao segundo gráfico (Fig. 117), que é típico para os rios da zona da taiga da Sibéria Oriental. Há um aumento acentuado na primavera e uma série de aumentos no verão devido às chuvas e à presença de permafrost, o que aumenta a velocidade do escoamento. A presença do mesmo permafrost, que reduz a alimentação no solo no inverno, leva a um nível de água particularmente baixo no inverno.

O terceiro gráfico (Fig. 118) mostra a curva de flutuação dos níveis dos rios na zona da taiga do Extremo Oriente. Aqui, devido ao permafrost, o mesmo nível muito baixo durante o período frio e flutuações acentuadas contínuas no nível durante os períodos quentes. Eles são causados ​​na primavera e no início do verão pelo derretimento da neve e depois pela chuva. A presença de montanhas e permafrost acelera o escoamento, o que tem um efeito particularmente acentuado nas flutuações do nível.

A natureza das flutuações nos níveis do mesmo rio em anos diferentes não é a mesma. Aqui temos um gráfico de flutuações nos níveis de p. Kamas para anos diferentes (Fig. 119). Como você pode ver, o rio em diferentes anos tem um padrão muito diferente de flutuações. É verdade que os anos dos desvios mais acentuados da norma são selecionados aqui. Mas aqui temos o segundo gráfico de flutuações nos níveis de p. Volga (Fig. 116). Aqui, todas as flutuações são do mesmo tipo, mas o alcance das flutuações e a duração do derramamento são muito diferentes.

Em conclusão, deve-se dizer que o estudo das flutuações do nível dos rios, além da importância científica, também é de grande importância prática. Pontes demolidas, barragens e estruturas costeiras destruídas, aldeias inundadas e, por vezes, completamente destruídas e arrastadas, há muito que fazem as pessoas prestarem atenção a estes fenómenos e estudá-los. Não é à toa que as observações das flutuações do nível dos rios são realizadas desde a antiguidade (Egito, Mesopotâmia, Índia, China, etc.). A navegação fluvial, a construção de estradas e especialmente as ferrovias exigiam observações mais precisas.

A observação de flutuações nos níveis dos rios na Rússia começou, aparentemente, há muito tempo. Nas crônicas, começando com XV in., muitas vezes encontramos indícios da altura das cheias do rio. Moscou e Oka. Observações sobre flutuações no nível do rio Moskva já eram feitas diariamente. Inicialmente XIX dentro. já foram realizadas observações diárias em todos os principais cais de todos os rios navegáveis. De ano para ano, o número de estações hidrométricas tem vindo a aumentar continuamente. Em tempos pré-revolucionários, tínhamos mais de mil postos de medição de água na Rússia. Mas essas estações alcançaram um desenvolvimento especial nos tempos soviéticos, o que é fácil de ver na tabela abaixo.

Inundação da primavera. Durante o período de degelo da primavera, o nível da água nos rios aumenta acentuadamente, e a água, geralmente transbordando o canal, transborda as margens e muitas vezes inunda a planície de inundação. Esse fenômeno, característico da maioria dos nossos rios, é chamado de inundação da primavera.

O tempo de início da inundação depende das condições climáticas da área e da duração do período de inundação, além do tamanho da bacia, algumas partes da qual podem estar sob diferentes condições climáticas. Assim, por exemplo, para r. Dnieper (de acordo com observações perto de Kiev), a duração da inundação é de 2,5 a 3 meses, enquanto para os afluentes do Dnieper - Sula e Psyol - a duração da inundação é de apenas 1,5-2 meses.

A altura da cheia da primavera depende de muitos fatores, mas os mais importantes são: 1) a quantidade de neve na bacia do rio no início do degelo e 2) a intensidade do degelo da primavera.

O grau de saturação de água do solo na bacia hidrográfica, permafrost ou solo descongelado, precipitação de primavera, etc., também é de alguma importância.

A maioria dos grandes rios da parte européia da URSS são caracterizadas por uma nascente de água até 4 m. No entanto, em anos diferentes, a altura da cheia da primavera está sujeita a flutuações muito fortes. Assim, por exemplo, para o Volga perto da cidade de Gorky, as elevações da água chegam a 10-12 m, perto de Ulyanovsk até 14 m; para r. Dnieper por 86 anos de observações (de 1845 a 1931) de 2,1 m até 6-7 e até 8,53 m(1931).

As maiores elevações de água levam a enchentes, que causam grandes prejuízos à população. Um exemplo é a enchente em Moscou em 1908, quando uma parte significativa da cidade e os trilhos da ferrovia Moscou-Kursk ficaram submersos por dezenas de quilômetros. Várias cidades do Volga (Rybinsk, Yaroslavl, Astrakhan, etc.) sofreram uma inundação muito forte como resultado de um aumento incomum na água do rio. Volga na primavera de 1926

Nos grandes rios siberianos, devido aos engarrafamentos, a subida da água atinge 15-20 metros ou mais. Então, no rio Yenisei menores de 16 anos m, e no rio Lene (em Bulun) até 24 m.

Inundações. Além das inundações periódicas da primavera, também há aumentos súbitos de água causados ​​por chuvas fortes ou por outros motivos. Esses aumentos súbitos de água nos rios, em contraste com as repetidas inundações da primavera, são chamados de inundações. As cheias, ao contrário das cheias, podem ocorrer em qualquer época do ano. Nas condições de áreas planas, onde a declividade dos rios é muito baixa, essas inundações podem causar aumentos acentuados do nível 1, principalmente em rios de pequeno porte. Em condições montanhosas, as inundações também ocorrem em rios maiores. Inundações particularmente fortes são observadas em nosso Extremo Oriente, onde, além das condições montanhosas, temos chuvas repentinas e prolongadas, dando mais de 100 milímetros precipitação. Aqui, as inundações de verão muitas vezes assumem o caráter de inundações fortes, às vezes destrutivas.

Sabe-se que a altura das cheias e a natureza do escoamento em geral são muito influenciadas pelas florestas. Eles fornecem principalmente degelo lento, o que prolonga a duração da inundação e reduz a altura da inundação. Além disso, o solo da floresta (folhas caídas, agulhas, musgos, etc.) retém a umidade da evaporação. Como resultado, o coeficiente de escoamento superficial na floresta é três a quatro vezes menor do que em terras aráveis. Assim, a altura da inundação diminui para 50%.

Para reduzir as inundações e regular o escoamento em geral, em nossa URSS o governo deu atenção especial à preservação das florestas nas áreas onde os rios se alimentam. Resolução (datada de 2/VII1936) prevê a conservação das florestas nas duas margens dos rios. Ao mesmo tempo, no curso superior dos rios, faixas florestais de 25 km largura, e na parte inferior atinge 6 km.

As possibilidades de maior combate aos derramamentos e desenvolvimento de medidas para regular o escoamento superficial em nosso país são, pode-se dizer, ilimitadas. A criação de cinturões de abrigo e reservatórios florestais regula o escoamento em vastas áreas. A criação de uma imensa rede de canais e reservatórios colossais subordina ainda mais o fluxo à vontade e ao maior benefício do homem da sociedade socialista.

Água baixa. Durante o período em que o rio vive quase exclusivamente devido ao abastecimento de água subterrânea na ausência de abastecimento de água da chuva, o nível do rio é mais baixo. Este período de menor nível de água no rio é chamado de água baixa. O início da maré baixa é considerado o fim da recessão da enchente da primavera, e o fim da maré baixa é o início da elevação do nível no outono. Isso significa que o período de vazante ou período de vazante para a maioria de nossos rios corresponde ao período de verão.

Rios gelados. Os rios dos países frios e temperados são cobertos de gelo durante a estação fria. O congelamento dos rios geralmente começa perto das margens, onde a corrente é mais fraca. No futuro, cristais e agulhas de gelo aparecem na superfície da água, que, reunidas em grande quantidade, formam a chamada “banha”. À medida que a água esfria ainda mais, blocos de gelo aparecem no rio, cujo número aumenta gradualmente. Às vezes, a deriva contínua de gelo no outono dura vários dias e, em clima calmo e gelado, o rio "se levanta" rapidamente, especialmente nas curvas onde um grande número de blocos de gelo se acumulam. Depois que o rio está coberto de gelo, ele muda para águas subterrâneas, e o nível da água geralmente cai, e o gelo no rio afunda.

O gelo, crescendo a partir de baixo, gradualmente engrossa. A espessura da cobertura de gelo, dependendo das condições climáticas, pode ser muito diferente: de alguns centímetros a 0,5-1 m, e em alguns casos (na Sibéria) até 1,5- 2m Do derretimento e congelamento da neve caída, o gelo pode engrossar de cima.

Saídas de um grande número de fontes que trazem água mais quente, em alguns casos, levam à formação de uma "polínia", ou seja, uma área sem congelamento.

O processo de congelamento do rio começa com o resfriamento da camada superior de água e a formação de finas películas de gelo, conhecidas como gordura. Como resultado da natureza turbulenta do fluxo, a água é misturada, o que leva ao resfriamento de toda a massa de água. Ao mesmo tempo, a temperatura da água pode ser ligeiramente inferior a 0° (no rio Neva até -0°.04, no rio Yenisei -0°.1): A água super-resfriada cria condições favoráveis ​​para a formação de cristais de gelo, resultando no chamado gelo profundo. O gelo profundo formado no fundo é chamado gelo inferior. O gelo profundo em suspensão é chamado lama. O lodo pode estar em suspensão, bem como flutuar na superfície.

O gelo do fundo, crescendo gradualmente, se desprende do fundo e, devido à sua menor densidade, flutua para a superfície. Ao mesmo tempo, o gelo do fundo, separando-se do fundo, captura com ele parte do solo (areia, seixos e até pedras). O gelo do fundo que flutua até a superfície também é chamado de lodo.

O calor latente da formação do gelo é rapidamente consumido, e a água do rio permanece super-resfriada o tempo todo, até a formação de uma cobertura de gelo. Mas assim que a cobertura de gelo é formada, a perda de calor para o ar para em grande parte e a água não é mais super-resfriada. É claro que a formação de cristais de gelo (e, consequentemente, gelo profundo) pára.

Com uma velocidade de corrente significativa, a formação de uma cobertura de gelo é bastante retardada, o que, por sua vez, leva à formação de gelo profundo em grandes quantidades. Como exemplo, r. Angara. Aqui está a lama. e. gelo inferior, entupindo o canal, forma congestionamento. O bloqueio do canal leva a uma alta elevação do nível da água. Após a formação da cobertura de gelo, o processo de formação de gelo profundo é drasticamente reduzido e o nível do rio diminui rapidamente.

A formação da cobertura de gelo começa a partir das margens. Aqui, a uma velocidade de corrente mais baixa, é mais provável que o gelo se forme (proteja). Mas esse gelo é muitas vezes levado pela corrente e, junto com a massa de lodo, causa o chamado deriva de gelo de outono. A deriva do gelo no outono às vezes é acompanhada por congestionamento, ou seja, a formação de barragens de gelo. Bloqueios (assim como bloqueios) podem causar aumentos significativos na água. Os engarrafamentos geralmente ocorrem em trechos estreitos do rio, em curvas fechadas, em corredeiras, bem como perto de estruturas artificiais.

Nos grandes rios que correm para o norte (Ob, Yenisei, Lena), o curso inferior dos rios congela mais cedo, o que contribui para a formação de congestionamentos especialmente poderosos. A elevação do nível da água em alguns casos pode criar condições para a ocorrência de correntes reversas nas partes mais baixas dos afluentes.

A partir do momento da formação da cobertura de gelo, o rio entra em um período de congelamento. A partir deste ponto, o gelo se acumula lentamente a partir de baixo. A espessura da cobertura de gelo, além da temperatura, é muito influenciada pela cobertura de neve, que protege a superfície do rio do resfriamento. Em média, a espessura do gelo no território da URSS atinge:

polinias. Não é incomum que algumas seções do rio não congelem no inverno. Essas áreas são chamadas polinias. As razões para a sua formação são diferentes. Na maioria das vezes, são observadas em áreas de fluxo rápido, no local de saída de grande número de nascentes, no local de escoamento das águas das fábricas, etc. Em alguns casos, áreas semelhantes também são observadas quando um rio sai de um lago profundo. Assim, por exemplo, r. Angara na saída do lago. O Baikal não congela por 15 quilômetros e, em alguns anos, até por 30 quilômetros (o Angara “suga” a água mais quente do Baikal, que esfria até o ponto de congelamento depois de um tempo).

Abertura do rio. Sob a influência da luz solar da primavera, a neve no gelo começa a derreter, resultando em acúmulos lenticulares de água na superfície do gelo. As correntes de água que descem das margens intensificam o derretimento do gelo, especialmente próximo às margens, o que leva à formação de bordas.

Normalmente, antes da abertura, há movimento do gelo. Nesse caso, o gelo começa a se mover e depois para. O momento do movimento é o mais perigoso para as estruturas (barragens, barragens, ombreiras de pontes). Portanto, perto das estruturas, o gelo se rompe com antecedência. A subida inicial das águas quebra o gelo, o que acaba levando a uma deriva de gelo.

A deriva do gelo da primavera é geralmente muito mais forte do que a do outono, devido a uma quantidade muito maior de água e gelo. Os congestionamentos de gelo na primavera também são maiores do que no outono. Eles atingem tamanhos especialmente grandes nos rios do norte, onde a abertura dos rios começa por cima. O gelo trazido pelo rio permanece nas áreas mais baixas, onde o gelo ainda é forte. Como resultado, formam-se poderosas barragens de gelo, que em 2-3 horas aumentar o nível da água vários metros. A ruptura subsequente da barragem causa danos muito graves. Vamos dar um exemplo. O rio Ob desagua perto de Barnaul no final de abril e perto de Salekhard no início de junho. A espessura do gelo perto de Barnaul é de cerca de 70 cm, e no curso inferior do Ob cerca de 150 cm. Portanto, o fenômeno do congestionamento é bastante comum aqui. Com a formação de congestionamento (ou, como eles chamam, “jammings”), o nível da água sobe 4-5 em 1 hora. m e diminui com a mesma rapidez após o rompimento das barragens de gelo. Fluxos grandiosos de água e gelo podem destruir florestas em grandes áreas, destruir bancos, abrir novos canais. O congestionamento pode facilmente destruir até mesmo as estruturas mais fortes. Portanto, ao planejar estruturas, é necessário levar em consideração a localização das estruturas, principalmente porque o congestionamento geralmente ocorre nas mesmas áreas. Para proteger estruturas ou acampamentos de inverno da frota fluvial, o gelo nessas áreas costuma explodir.

O aumento da água durante os engarrafamentos no Ob atinge 8-10 m e no curso inferior do rio. Lena (perto de Bulun) - 20-24 m.

ano hidrológico. A vazão e outros traços característicos da vida dos rios, como já vimos, são diferentes em diferentes épocas do ano. No entanto, as estações da vida do rio não coincidem com as estações usuais do calendário. Assim, por exemplo, a estação de inverno para um rio começa a partir do momento em que o suprimento de chuva para e o rio passa para o suprimento de solo de inverno. Dentro do território da URSS, esse momento ocorre em outubro nas regiões do norte e em dezembro nas regiões do sul. Assim, não há um momento precisamente estabelecido adequado para todos os rios da URSS. O mesmo deve ser dito para as outras temporadas. Escusado será dizer que o início do ano na vida do rio, ou, como se costuma dizer, o início do ano hidrológico, não pode coincidir com o início do ano civil (1 de janeiro). O início do ano hidrológico é considerado o momento em que o rio passa para alimentação exclusivamente terrestre. Para lugares diferentes no território de um de nossos estados, o início do ano hidrológico não pode ser o mesmo. Para a maioria dos rios da URSS, o início do ano hidrológico cai no período de 15/XIaté 15/XII.

Classificação climática dos rios. Já pelo que foi dito cerca de modo dos rios em diferentes estações do ano, é claro que o clima tem um enorme impacto sobre os rios. Basta, por exemplo, comparar os rios da Europa Oriental com os rios da Europa Ocidental e do Sul para notar a diferença. Nossos rios congelam no inverno, rompem na primavera e produzem um aumento excepcionalmente alto na água durante a enchente da primavera. Os rios da Europa Ocidental raramente congelam e quase nunca inundam. Quanto aos rios do sul da Europa, eles não congelam e têm o nível de água mais alto no inverno. Encontramos uma diferença ainda mais acentuada entre os rios de outros países situados em outras regiões climáticas. Basta lembrar os rios das regiões de monções da Ásia, os rios do norte, centro e sul da África, os rios da América do Sul, Austrália, etc. condições em que se encontram. De acordo com essa classificação (ligeiramente modificada posteriormente), todos os rios da Terra são divididos em três tipos: 1) rios alimentados quase exclusivamente por água derretida da neve e gelo, 2) rios alimentados apenas por água da chuva e 3) rios que recebem água em ambas as formas indicadas acima.

Os rios do primeiro tipo são:

a) rios desertos margeados por altas montanhas com picos nevados. Exemplos são: Syr-Darya, Amu-Darya, Tarim, etc.;

b) os rios das regiões polares (norte da Sibéria e América do Norte), localizados principalmente nas ilhas.

Os rios do segundo tipo são:

a) os rios da Europa Ocidental com precipitação mais ou menos uniforme: o Sena, o Meno, o Mosela e outros;

b) os rios dos países mediterrânicos com cheia de inverno: os rios da Itália, Espanha e outros;

c) rios de países tropicais e regiões de monções com inundações de verão: Ganges, Indo, Nilo, Congo, etc.

Os rios do terceiro tipo, alimentados por água de degelo e chuva, incluem:

a) rios do leste europeu, ou russo, planície, Sibéria Ocidental, América do Norte e outros com inundação de primavera;

b) rios alimentados por altas montanhas, com cheias de primavera e verão.

Existem outras classificações mais recentes. Entre eles está a classificação M.I. Lvovich, que tomou como base a mesma classificação de Voeikov, mas para fins de esclarecimento, levou em consideração não apenas indicadores qualitativos, mas também quantitativos de fontes fluviais de nutrição e a distribuição sazonal do escoamento. Assim, por exemplo, ele pega o valor do escoamento anual e determina que porcentagem do escoamento se deve a esta ou aquela fonte de alimento. Se o valor do escoamento de qualquer fonte for superior a 80%, essa fonte recebe importância excepcional; se o escoamento for de 50 a 80%, então é predominante; menos de 50% - predominante. Como resultado, obtém 38 grupos de regime hídrico fluvial, que são combinados em 12 tipos. Esses tipos são:

1. Tipo amazônico - quase exclusivamente de sequeiro e predominância do escoamento outonal, ou seja, naqueles meses que são considerados outono na zona temperada (Amazônia, Rio Negro, Nilo Azul, Congo, etc.).

2. Tipo nigeriano - predominantemente alimentado pela chuva com predominância de escoamento de outono (Níger, Lualaba, Nilo, etc.).

3. Tipo Mekong - quase exclusivamente de sequeiro com predominância de escoamento de verão (Mekong, curso superior da Madeira, Maranhão, Paraguai, Paraná, etc.).

4. Amursky - predominantemente de sequeiro com predominância de escoamento de verão (Amur, Vitim, trechos superiores do Olekma, Yana, etc.).

5. Mediterrâneo - exclusivamente ou predominantemente de sequeiro e o domínio do escoamento de inverno (Mosel, Ruhr, Tamisa, Agri na Itália, Alma na Crimeia, etc.).

6. Oderian - a predominância de alimentação de chuva e escoamento de primavera (Po, Tisza, Oder, Morava, Ebro, Ohio, etc.).

7. Volzhsky - principalmente alimentados com neve com predominância de escoamento de primavera (Volga; Mississippi, Moscou, Don, Ural, Tobol, Kama, etc.).

8. Yukon - a oferta de neve predominante e a dominância do escoamento de verão (Yukon, Kola, Athabasca, Colorado, Vilyui, Pyasina, etc.).

9. Nurinsky - a predominância de nutrição de neve e escoamento quase exclusivamente de primavera (Nura, Eruslan, Buzuluk, B. Uzen, Ingulets, etc.).

10. Groenlândia - comida exclusivamente glacial e escoamento de curto prazo no verão.

11. Caucasiano - nutrição predominante ou predominantemente glacial e dominância do escoamento de verão (Kuban, Terek, Rhone, Inn, Aare, etc.).

12. Empréstimo - abastecimento exclusivo ou predominante de águas subterrâneas e distribuição uniforme de vazão ao longo do ano (R. Loa no norte do Chile).

Muitos rios, especialmente aqueles que são longos e têm uma grande área de alimentação, podem ser partes separadas de si mesmos em grupos diferentes. Por exemplo, os rios Katun e Biya (a partir da confluência dos quais o Ob é formado) são alimentados principalmente pela água derretida das neves das montanhas e geleiras com aumento da água no verão. Na zona da taiga, os afluentes do Ob são alimentados pela neve derretida e pelas águas das chuvas com inundações na primavera. No curso inferior do Ob, os afluentes pertencem aos rios da zona fria. O próprio rio Irtysh tem um caráter complexo. Tudo isso, é claro, deve ser levado em consideração.

- Fonte-

Polovinkin, A. A. Fundamentos de geografia geral / A.A. Polovinkin.- M.: Editora Estatal Educacional e Pedagógica do Ministério da Educação da RSFSR, 1958.- 482 p.

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As velocidades de fluxo do rio (ou cinemática de fluxo) são estudadas em detalhes no curso de hidráulica. Aqui, daremos atenção apenas às características da cinemática do fluxo que são necessárias para entender as principais seções da hidrologia.

A água nos rios se move sob a influência da gravidade. A velocidade do escoamento depende da razão entre a magnitude da componente da gravidade paralela à linha da inclinação longitudinal do escoamento e a força de resistência que surge no escoamento como resultado do atrito da massa de água em movimento entre o fundo e a costa . A magnitude do componente longitudinal da gravidade depende da inclinação do canal e da força de resistência - do grau de rugosidade do canal. Se a resistência for igual à força motriz, o movimento da água se torna uniforme. Se a força motriz excede a força de resistência, o movimento adquire aceleração; quando a proporção dessas forças é invertida, o movimento diminui. Existem duas categorias de movimento da água - laminar e turbulento.

O movimento laminar é um movimento de jato paralelo. O movimento laminar se distingue pelas seguintes características: 1) Todas as partículas de fluxo se movem na mesma direção geral sem sofrer desvios transversais; 2) a vazão de água aumenta gradativamente de zero próximo à parede do canal até um máximo na superfície livre; 3) a velocidade do fluxo é diretamente proporcional à inclinação da superfície livre e depende da viscosidade do líquido.

O movimento turbulento tem as seguintes características: 1) as velocidades de fluxo pulsam, ou seja, a direção e a magnitude da velocidade em cada ponto flutuam o tempo todo; 2) A velocidade do fluxo de zero na parede aumenta rapidamente dentro da fina camada inferior; além disso, em direção à superfície da água, a velocidade aumenta lentamente; 3) a velocidade do fluxo de água não depende ou quase não depende da viscosidade do líquido e, na ausência da influência da viscosidade, é proporcional à raiz quadrada da inclinação; 4) as partículas de água se movem não apenas ao longo do fluxo, mas também vertical e transversalmente, ou seja, toda a massa de água corrente é deslocada.

Assim, em movimento turbulento foi estabelecido que em escoamentos abertos a amplitude das pulsações aumenta da superfície para o fundo. Na seção transversal do fluxo, a amplitude de pulsação aumenta do eixo do fluxo para as margens.

Devido à tortuosidade e várias formas de canais, o fluxo de água nos rios quase nunca é paralelo às margens, e o fluxo de água é dividido em correntes separadas chamadas internas. Essas correntes erodem o canal, carregam produtos de erosão (sedimentos) e os depositam no canal, resultando em espetos, barras intermediárias, fendas, passagens e outros obstáculos submersos.

Na vazão do rio, ocorrem as seguintes correntes internas: 1) a corrente provocada pela curvatura do canal; 2) o fluxo que ocorre quando a Terra gira em torno de seu eixo; 3) movimento rotacional (vórtice) da água, devido à insuficiente racionalização das formas do canal.

Distinguir entre velocidade instantânea e velocidade local em um ponto do escoamento. Instante velocidade (U) (ver Fig. 1) é a velocidade em um determinado ponto no fluxo em um determinado momento. Em um sistema de coordenadas retangulares, a velocidade instantânea tem uma componente longitudinal direcionada horizontalmente ao longo do eixo longitudinal do escoamento e uma componente vertical direcionada ao longo do eixo vertical do escoamento.

Em cálculos práticos, como regra, deve-se lidar com velocidades de fluxo médias ao longo do tempo. A velocidade do fluxo em um ponto de fluxo, calculada em média durante um período de tempo suficientemente longo, é chamada de velocidade local e é determinada pela expressão

(1)

onde é a área do gráfico de pulsação de velocidade dentro do período de tempo T(Figura 1).

Arroz. 1. Gráfico de pulsações da componente longitudinal da velocidade do fluxo de água.

Distribuição de velocidade na vazão de um rio.

A distribuição de velocidades de fluxo de água em um fluxo de rio é variada e depende do tipo de rio (plano, montanhoso, etc.), características morfométricas, rugosidade do canal e inclinação da superfície da água. Com toda a diversidade, existem alguns padrões gerais na distribuição das velocidades em profundidade e largura do rio.

Considere a distribuição de velocidades longitudinais em várias profundidades verticais. Se os valores das velocidades forem separados da direção da vertical e suas extremidades estiverem conectadas por uma linha suave, essa linha será um perfil de velocidade. A figura delimitada pelo perfil de velocidade, a direção da vertical, as linhas da superfície da água e o fundo, é chamada de diagrama de velocidade (Fig. 2). Como pode ser visto na Figura 2, a maior velocidade (em um córrego aberto) é normalmente observada na superfície (U sur). A velocidade no fundo do córrego é chamada de velocidade de fundo (U d).

Se medirmos a área do diagrama de velocidade e dividirmos pela profundidade da vertical, obtemos um valor chamado velocidade vertical média e é expresso pela fórmula

(2)

A velocidade média na vertical de um córrego aberto está localizada a uma profundidade da superfície igual a aproximadamente 0,6h.

A vista normal do perfil de velocidade mostrado na Fig. 2, nas condições dos cursos de água naturais, pode ser distorcido pela influência de vários fatores: irregularidades do fundo, vegetação aquática, vento, formações de gelo, etc.

Com rugosidade do fundo significativa, a velocidade no fundo pode diminuir drasticamente, aproximadamente como mostrado na Fig. 3.

Com o vento a jusante, as velocidades de superfície podem aumentar e o nível da água pode diminuir ligeiramente; quando o vento está a montante, observa-se o quadro inverso (Fig. 4).

Como diagramas de velocidade nas verticais, pode-se construir um diagrama de velocidade ao longo da largura do rio (Fig. 5), por exemplo, velocidades de superfície ou médias nas verticais, os contornos da parcela geralmente seguem os contornos do fundo; a localização da maior velocidade coincide aproximadamente com a posição da maior profundidade.

Na presença de uma cobertura de gelo, a influência da rugosidade da superfície inferior do gelo causa um deslocamento da velocidade máxima para uma certa profundidade da superfície, geralmente por (0,3–0,4)h (Fig. 6a). Se houver lama sob o gelo, o deslocamento para baixo da velocidade máxima pode ser ainda mais significativo, até (0,6-0,7)h (Fig. 6b).

Devo dizer imediatamente que apenas princípios gerais estão escritos aqui. Tudo é mais complicado do que isso, os peixes param de mudar dependendo da combinação de mudanças no nível da água e na temperatura da água. No entanto, por simplicidade, é melhor em ordem. E, no entanto, não esqueça que tudo deve ser considerado como um todo.

Vamos tentar descobrir o que acontece no rio quando o nível da água muda. Se você imaginar teoricamente um rio com fundo absolutamente plano, como uma calha, então tudo é simples. Com a diminuição do volume de água, o fluxo diminui gradualmente. Na prática, tudo é mais difícil.

Todos os rios têm um relevo bastante complexo. Poços profundos e trechos são substituídos por fendas rápidas. O canal principal do rio serpenteia de uma margem a outra, formando grampos e capturas. Grandes pedras geralmente ficam no canal, formando redemoinhos complexos do fluxo de água.

Portanto, uma mudança no nível da água no rio cria uma variedade de mudanças na velocidade da corrente em diferentes partes do rio. Importante: quanto mais alto o nível da água, mais uniforme será o fluxo. Quanto mais baixo o nível da água, maior a diferença na velocidade da corrente, dependendo da topografia do leito do rio.

A velocidade da corrente em uma determinada seção do rio é diferente em diferentes profundidades. Por exemplo, na superfície da água, a velocidade da corrente será máxima, e no fundo, onde até mesmo pedras de tamanho médio criam redemoinhos de água, a velocidade da corrente será relativamente pequena.

Vamos agora tentar procurar paradas de peixes em diferentes níveis de água. Regras básicas de pesquisa:

1. Profundidade confortável. O peixe vai parar onde se sentir seguro. Você conhece o ditado - o peixe procura onde é mais profundo, e o homem - onde é melhor? Assim, ela procurará locais com profundidades de pelo menos 1,5 m ou mais. Embora em pequenos rios com fundo pedregoso e profundidades rasas no canal, ele pode subir em locais mais rasos, mas em qualquer caso, será um pouco mais profundo lá do que nas proximidades. Quanto maior o peixe, mais profundidade ele tentará ocupar no rio.
2. Velocidade de fluxo. O peixe vai parar onde a corrente não é muito forte, economiza energia. Por outro lado, a corrente deve ser suficiente para fornecer ao peixe um bom regime de oxigênio. É aqui que começam os problemas. Tais lugares são difíceis de encontrar em rios profundos com topografia de fundo complexa. Mesmo nas corredeiras furiosas existem fissuras rochosas onde os peixes podem se levantar e se sentir bem. Da costa, esses lugares podem ser muito difíceis de detectar. Existem outras dificuldades associadas à diferença na velocidade da corrente em diferentes profundidades. É necessário estudar constantemente o relevo do fundo do rio - isso é melhor feito em baixos níveis de água. E você nunca deve tirar conclusões precipitadas. Você não é um peixe, mas ainda vê muito melhor onde ficar. Devemos experimentar constantemente - tudo está longe do que vemos da costa.
3. Fluxo reverso. Os peixes muitas vezes podem ficar em lugares com uma corrente reversa, ou seja, cabeça para baixo em relação ao curso principal do rio. A dificuldade é que esses riachos nem sempre são visíveis da costa. É só que há um gotejamento reverso conveniente e confortável, então fica lá e não a incomoda em nada. E você?
4. Grandes pedras no leito do rio. Os peixes são magicamente atraídos por grandes pedras no leito do rio. Eles criam fortes redemoinhos na água. Na frente de tal pedra, a corrente geralmente lava um pequeno buraco, esses são os lugares de estacionamento favoritos para o salmão. Se não houver tal buraco na frente da pedra ou estiver ocupado, o peixe pode ficar ao lado da pedra. Raramente fica diretamente atrás de uma pedra - a areia é lavada lá, o que forma um monte. Na maioria das vezes, pode haver peixes estranhos - truta marrom, cinza ou salmão heterogêneo. Em rios profundos com alto nível de água, essas pedras podem não ser visíveis - esse é outro motivo para estudar o leito do rio em águas baixas.
5. Porões profundos perto da costa. A proximidade da costa não assusta os peixes. Ela pode ficar no grampo a meio metro da beira da água, se houver profundidade e velocidade de fluxo suficientes. Portanto, vale a pena aproximar-se de um ponto com uma profundidade decente perto da costa com cuidado e, Deus me livre, imediatamente subir até a cintura na água e bater a mosca com toda a força no meio do rio.

Então vamos ponto a ponto. Imagine que o nível da água primeiro caia de alto para baixo e depois suba novamente.

1. Profundidade confortável. Tudo é bem simples aqui. O nível da água baixou e a profundidade não se tornou grande o suficiente - o peixe sai deste local para pontos mais profundos. Quando a água subir, os peixes aparecerão aqui novamente.
2. Velocidade de fluxo. Aqui tudo é muito mais complicado. A mudança na velocidade atual de uma forma ou de outra depende da diversidade da topografia de fundo. Considere três seções fundamentalmente diferentes do rio:



Poço subterrâneo. Vamos imaginar um rolo ou um limiar que deságua em um poço. Em um nível alto, enormes massas de água correm para o poço em alta velocidade e criam uma longa "cauda" da corrente nele, na ausência dela perto das margens do poço. O peixe pode ficar um pouco ao lado de tal cauda e sob o jato, mas a distância da entrada do jato no poço até a parada do peixe varia de acordo com o nível da água. Quanto mais baixo o nível - quanto menores as massas de água entram no poço, a "cauda" da corrente no poço fica mais curta, respectivamente, as paradas de peixe se misturam [mais perto do início do poço - é criado um ambiente confortável para os peixes (velocidade da corrente. Quando o nível da água sobe, a corrente se intensifica e | o peixe se afasta do início do buraco.






Uma pequena fenda em um trecho profundo do rio. Na água grande, este lugar não se destaca. É só que o rio flui uniformemente (pelo menos suas camadas superficiais). Pescar aqui em alto nível de água é inútil - o peixe pode ficar em qualquer lugar. Você só pode atirar em algumas pedras, embora, novamente, você precise conhecê-las - em um nível de água alto, elas não são visíveis. A uniformidade do fluxo em altos níveis de água é causada por

I "forte remanso. Com a diminuição do nível da água, tudo se torna muito mais interessante - a diferença nas velocidades da corrente, dependendo da topografia do fundo, aumenta. Várias gotas começam a aparecer, a corrente do rio forma potenciais estacionamentos interessantes para o salmão. Em lugares profundos, acima e a jusante da fenda, enfraquecido, e o salmão vai [procurar lugares com uma corrente mais forte.






Ameixas na frente do limiar. Ameixas podem ser profundas e rasas.

Em ameixas profundas, o peixe sempre ficará de pé, movendo-se um pouco mais perto ou mais longe, dependendo da taxa de fluxo confortável. Diretamente no ralo, na maioria das vezes você pode encontrar peixes de tamanho médio. Krupnyak ficará um pouco mais longe do dreno, onde a profundidade é maior.

IB ameixas pequenas, o peixe só pára no nível da água muito alto, com a queda do nível, sai desses locais, com aumento, volta.

3. Fluxo reverso. Em altos níveis de água, o rio muitas vezes forma correntes inversas. Ocorre na confluência do poço, nos grampos próximos à costa. Com a diminuição do nível da água, a força do fluxo reverso enfraquece. No entanto, existem locais onde há fluxo reverso mesmo em níveis baixos de água. Os peixes costumam ficar nas linhas de retorno. Mas se a linha de retorno for muito fraca, o peixe a abandona. Sim, e uma mosca em uma linha de retorno muito fraca terá que ser arrastada com tiras, ou seja, puxe a linha levemente em sua direção para um melhor desempenho de voo.
4. Grandes pedras no leito do rio. Os peixes ficam perto deles em quase qualquer nível de água, se a força da corrente e a profundidade do rio permitirem (não devemos esquecer a profundidade do conforto). Em altos níveis de água, nem todas essas pedras são visíveis. Você não pode nem ver os disjuntores deles. Aqui você precisa conhecer o rio. Quando o nível da água está baixo, a maioria dessas pedras já é visível. A um certo nível de água, um poderoso rebento barulhento se forma sobre algumas pedras. Semga não gosta dele. E como você se sente sobre a barulhenta reforma dos vizinhos no andar de cima? O peixe vai se afastar e encontrar uma nova parada nas proximidades. Quando as condições se tornarem mais favoráveis, o lugar da pedra outrora barulhenta será novamente ocupado por peixes.
5. Porões profundos perto da costa. Com um nível de água alto nas seções rápidas dos rios, esses são lugares bastante promissores. Quando o nível da água nas pinças cai muito, a corrente enfraquece demais e os peixes não têm nada para fazer lá.

Bem, eu acho que alguma clareza está chegando? No entanto, tudo o que está escrito é um completo absurdo, se você não considerar o tema em conjunto com a dinâmica das mudanças no regime de temperatura da água no rio. Para isso, lemos sobre

A Amazônia está se movendo a uma velocidade de 15 km/h

O rio Amazonas é considerado o rio mais rápido do mundo, já tendo vários títulos de “mais-mais”. Entre eles, títulos como o mais caudaloso (7.180.000 km 2), o mais profundo (sua profundidade em alguns lugares chega a 135 metros), o mais longo (7.100 km) e o mais largo (em alguns lugares o delta do Amazonas tem largura de 200km). No curso inferior do Amazonas, o fluxo médio de água é de aproximadamente 200-220 mil metros cúbicos, o que corresponde a uma velocidade de fluxo do rio de 4,5-5 m/s ou 15 km/h! Na estação chuvosa, esse número aumenta para 300 mil m 3.

O curso de cada rio consiste no curso superior, médio e inferior. Ao mesmo tempo, o curso superior é caracterizado por grandes declives, o que contribui para sua maior atividade erosiva. O curso inferior é distinguido pela maior massa de água e menor velocidade.

Como é medida a vazão?

As unidades usadas para medir a velocidade de um rio são metros por segundo. Ao mesmo tempo, não se deve esquecer que a velocidade do fluxo de água não é a mesma em diferentes partes do rio. Ela aumenta gradativamente, originando-se do fundo e paredes do canal e ganhando maior potência na parte média do córrego. A velocidade média do fluxo é calculada com base em medições feitas em várias seções do canal. Além disso, pelo menos cinco medições pontuais são realizadas em cada seção do rio.

Para medir a velocidade da corrente da água, é usado um dispositivo de medição especial - uma plataforma giratória hidrométrica, que desce a uma certa profundidade estritamente perpendicular à superfície da água e, após vinte segundos, você pode fazer leituras do dispositivo. Dada a velocidade média do rio e sua área de seção transversal aproximada, a vazão de água do rio é calculada.

Fluxo reverso da Amazônia

Além disso, o rio Amazonas é dono de uma corrente reversa que ocorre durante as marés oceânicas. A água flui com grande velocidade - 25 km/h ou 7 m/s, são conduzidos de volta ao continente. As ondas ao mesmo tempo atingem 4-5 metros de altura. Quanto mais longe uma onda passa na terra, menos seu efeito destrutivo se torna. As marés param a uma distância de até 1.400 quilômetros rio acima do Amazonas. Tal fenômeno natural foi chamado de "pororoka" - água trovejante.