Maksimaalne voolukiirus. Mis määrab jõe voolukiiruse? Mida näitavad sellised omadused nagu "jõe langus" ja "jõe kalle"? Voolukiiruste jaotus jõevoolus

Jõesängi kalle. Iga jõe kõige iseloomulikum tunnus on vee pidev liikumine allikast suudmeni, mida nimetatakse vooluga. Voolu põhjuseks on kanali kalle, mida mööda gravitatsioonijõule alludes liigub vesi suurema või väiksema kiirusega. Mis puutub kiirusesse, siis see sõltub otseselt jõesängi kaldest. Kanali kalle määratakse kahe punkti kõrguste erinevuse ja nende punktide vahel asuva lõigu pikkuse suhtega. Näiteks kui Volga allikast Kalinini 448-ni km, ning kõrguste vahe Volga ja Kalini allika ja nom vahel on 74,6 m, siis Volga keskmine kalle sellel lõigul on 74,6 m, jagatud 448-ga km, st 0,00017. See tähendab, et selle lõigu Volga pikkuse iga kilomeetri kohta langeb 17 cm.

Jõe pikiprofiil. Joonistame jõe erinevate lõikude pikkused mööda horisontaalset joont ja nende lõikude kõrgused mööda vertikaalseid jooni. Ühendades vertikaalide otsad joonega, saame jõe pikiprofiili joonise (joon. 112). Kui detailidele erilist tähelepanu ei pöörata, võib enamiku jõgede pikiprofiili lihtsustatult kujutada laskuva, kergelt nõgusa kõverana, mille kalle lähtest suudmeni järk-järgult väheneb.

Jõe pikiprofiili kalle ei ole erinevatel jõelõikudel ühesugune. Nii näiteks on see Volga ülemise lõigu puhul, nagu me juba nägime, 0,00017, Gorki ja Kama suudme vahelise lõigu puhul on see 0,00005 ja Stalingradist Astrahanini on 0,00002.

Ligikaudu sama on ka Dnepri, kus ülemises osas (Smolenskist Oršani) on kalle 0,00011 ja alumises osas (Kahhovkast Hersoni) 0,00001. Kärestiku asukoha piirkonnas (Lotsmanskaja Kamenkast Nikopolini) on jõe pikiprofiili keskmine kalle 0,00042, st peaaegu neli korda suurem kui Smolenski ja Orša vahel.

Toodud näited näitavad, et erinevate jõgede pikiprofiil pole kaugeltki sama. Viimane on mõistetav: jõe pikiprofiil peegeldab piirkonna reljeefi, geoloogilist ehitust ja paljusid muid geograafilisi iseärasusi.

Mõelge näiteks jõe pikiprofiili "sammudele". Jenissei. Siin näeme suurte nõlvade lõike Lääne-Sajaani, seejärel Ida-Sajaani ja lõpuks Jenissei seljandiku põhjapoolses otsas (joonis 112). Jõe pikiprofiili astmeline iseloom. Jenissei näitab, et tõus nende mägede aladel toimus (geoloogiliselt) suhteliselt hiljuti ja jõel pole veel olnud aega oma sängi pikikõverat tasandada. Sama võib öelda jõe poolt läbi lõigatud Bureinski mägede kohta. Cupido.

Siiani oleme rääkinud kogu jõe pikiprofiilist. Kuid jõgesid uurides on mõnikord vaja määrata jõe kalle antud väikesel alal. See kalle määratakse otse tasandamise teel.

Jõe ristprofiil. Jõe põikprofiilis eristame kahte osa: jõeoru põikprofiil ja jõe enda põikprofiil. Meil on juba ettekujutus jõeoru põikiprofiilist. See saadakse tavalise maastikumõõtmise tulemusena. Jõe enda profiilist ehk täpsemalt jõesängist aimu saamiseks on vaja mõõta jõe sügavused.

Mõõtmised tehakse kas käsitsi või mehaaniliselt. Käsitsi mõõtmiseks kasutatakse märki või käsipartii. Basting on painduvast ja vastupidavast puidust (kuusk, saar, sarapuu) valmistatud ümara ristlõikega varras läbimõõduga 4-5 cm, pikkus 4-7 m.

Bastingu alumine ots on viimistletud rauaga (raud kaitseb lõhenemise eest ja aitab kaasa raskusele). Basting on värvitud valgeks ja märgitud kümnendikku meetrites. Nulljaotus vastab bastingi alumisele otsale. Vaatamata seadme lihtsusele annab basting täpsed tulemused.

Sügavusmõõtmised tehakse ka käsitsi mõõtmise abil. Jõe voolu tõttu kaldub krunt vertikaalist teatud nurga võrra kõrvale, mis sunnib tegema vastava korrektsiooni.

Mõõtmised väikestel jõgedel tehakse tavaliselt sildadest. Jõgedel kuni 200-300 m laius, voolukiirusega mitte üle 1,5 m sekundis saab mõõtmisi teha paadist mööda jõe ühest kaldast teise venitatud kaablit. Kaabel peab olema pingul. Kui jõe laius on üle 100 m kaabli toetamiseks on vaja ankurdada paat keset jõge.

Jõgedel, mille laius on üle 500 m, määrab mõõtejoone kanal mõlemale kaldale paigutatud märgid ja mõõtmispunktid määratakse goniomeetriliste instrumentidega kaldalt. Mõõtmiste arv piki sihtmärki sõltub põhja iseloomust. Kui põhja topograafia muutub kiiresti, peaks mõõtmisi olema rohkem, kui põhi on ühtlane, siis vähem. On selge, et mida rohkem mõõtmisi tehakse, seda täpsem on jõe profiil.

Jõe profiili joonistamiseks tõmmatakse horisontaaljoon, millele kantakse mõõtkavas mõõtepunktid. Igast innast tõmmatakse alla risti joon, millele kantakse mõõtkavas ka mõõtmistel saadud sügavused. Ühendades vertikaalide alumised otsad, saame profiili. Tulenevalt asjaolust, et jõgede sügavus on laiusega võrreldes väga väike, võetakse profiili joonistamisel vertikaalne skaala horisontaalsest suuremaks. Seetõttu on profiil moonutatud (liialdatud), kuid visuaalsem.

Omades jõesängi profiili, saame arvutada jõe ristlõikepindala (või vee ristlõike pindala) (Fm 2 ), jõe laius (B), jõe märja perimeetri pikkus ( Rm), suurim sügavus (hmaxm ), keskmine jõe sügavus ( hcpm) ja jõe hüdrauliline raadius.

Jõe elav ristlõige nimetatakse veega täidetud jõe ristlõikeks. Mõõtmiste tulemusena saadud kanaliprofiil annab aimu jõe elavast ristlõikest. Jõe elav ristlõikepindala arvutatakse enamasti analüütiliselt (harvemini määratakse planimeetriga jooniselt). Elu ristlõikepinna arvutamiseks ( Fm 2) võtke jõe põikiprofiili joonis, millel vertikaalid jagavad elava ristlõike pindala trapetsikujulisteks jadadeks ja rannikualad on kolmnurkade kujulised. Iga üksiku figuuri pindala määratakse meile geomeetriast tuntud valemite abil ja seejärel võetakse kõigi nende pindalade summa.

Jõe laiuse määrab lihtsalt ülemise horisontaaljoone pikkus, mis tähistab jõe pinda.

Märg ümbermõõt - see on jõe põhjajoone pikkus profiilil jõekalda ühest servast teise. See arvutatakse, liites jõe elava ristlõike joonisel kõigi põhjajoone segmentide pikkused.

Hüdrauliline raadius on avatud ristlõike pindala jagamise jagatis niisutatud perimeetri pikkusega ( R= F/R m).

Keskmine sügavus - see on elava ristlõikepinna jagamise jagatis

jõed jõe laiuse järgi ( h kolmap = F/ Bm).

Madaliku jõgede puhul on hüdraulilise raadiuse väärtus tavaliselt väga lähedane keskmise sügavuse väärtusele ( R≈ hcp).

Suurim sügavus taastatakse mõõtmisandmete põhjal.

Jõe tase. Jõe laius ja sügavus, avatud ristlõike pindala ja muud meie poolt antud väärtused võivad muutumatuks jääda vaid siis, kui jõe tase jääb muutumatuks. Tegelikkuses seda kunagi ei juhtu, sest jõe tase muutub kogu aeg. Sellest on üsna selge, et jõge uurides on kõige olulisem ülesanne jõe taseme kõikumiste mõõtmine.

Veemõõtmisjaama jaoks valitakse sobiv sirge kanaliga jõelõik, mille ristlõiget ei raskenda madalikud ega saared. Jõe veetaseme kõikumiste jälgimine toimub tavaliselt kasutades jalavarras. Jalavarras on meetriteks ja sentimeetriteks jaotatud varras või siin, mis paigaldatakse kalda lähedale. Jalavarda nulliks võetakse (võimalusel) jõe madalaim tase antud kohas. Kord valitud null jääb kõigi järgnevate vaatluste jaoks konstantseks. Jalavarda null on seotud konstandiga räppar .

Tasemekõikumiste jälgimine toimub tavaliselt kaks korda päevas (8 ja 20 tunni jooksul). Mõnele postile on paigaldatud isesalvestavad limnigraafid, mis võimaldavad pidevat salvestust kõvera kujul.

Jalavarda vaatlustest saadud andmete põhjal koostatakse tasemekõikumiste graafik ühe või teise perioodi kohta: hooaja, aasta, mitme aasta kohta.

Jõe voolukiirus. Oleme juba öelnud, et jõe voolu kiirus sõltub otseselt jõesängi kaldest. See sõltuvus pole aga nii lihtne, kui esmapilgul võib tunduda.

Kes jõega vähegi kursis on, see teab, et hoovuse kiirus kallaste lähedal on tunduvalt väiksem kui jõe keskel. Eriti hästi teavad seda paadimehed. Alati, kui paadimees peab mööda jõge üles minema, jääb ta kaldale kinni; kui tal on vaja kiiresti alla minna, jääb ta keset jõge.

Täpsemad vaatlused jõgedes ja tehisojades (milles on korrapärase künakujuline kanal) näitasid, et kanali põhja ja seinte vastu tekkiva hõõrdumise tagajärjel liigub kanali vahetult külgnev veekiht väikseima kiirusega. Järgmine kiht on suurema kiirusega, sest see ei puutu kokku jõesängiga (mis on liikumatu), vaid aeglaselt liikuva esimese kihiga. Kolmas kiht on veelgi suurema kiirusega jne. Lõpuks on suurim kiirus voolu selles osas, mis on kanali põhjast ja seintest kõige kaugemal. Kui võtta voolu ristlõige ja ühendada sama voolukiirusega kohad joontega (isotahidega), siis saame diagrammi, mis kujutab selgelt erineva kiirusega kihtide paiknemist (joonis 113). Seda omapärast kihilist voolu liikumist, mille käigus kiirus järjest suureneb kanali põhjast ja seintest keskossa, nimetatakse nn. laminaarne. Laminaarse voolu tüüpilisi tunnuseid saab lühidalt iseloomustada järgmiselt:

1) kõikide osakeste kiirusel voolus on üks konstantne suund;

2) kiirus seina lähedal (allosas) on alati null ja kaugusega seintest suureneb see järk-järgult voolu keskkoha suunas.

Peame aga ütlema, et jõgedes, kus kanali kuju, suund ja iseloom on väga erinevad tehisvoolu korrapärasest künakujulisest sängist, ei täheldata peaaegu kunagi korrapärast laminaarset liikumist. Juba vaid ühe kanali käänakuga liigub tsentrifugaaljõudude toimel kogu kihtide süsteem järsult nõgusa kalda suunas, mis omakorda põhjustab mitmeid muid

liigutused. Kui kanali põhjas ja äärtes on väljaulatuvad osad, tekivad keerised, vastuvoolud ja muud väga tugevad kõrvalekalded, mis muudavad pildi veelgi keerulisemaks. Eriti tugevad muutused vee liikumises toimuvad jõe madalates kohtades, kus vool jaguneb lehvikukujuliselt paigutatud jugadeks.

Lisaks kanali kujule ja suunale on suur mõju voolukiiruse suurenemisele. Laminaarne liikumine isegi tehisvooludes (tavalise voodiga) muutub voolukiiruse suurenedes järsult. Kiiresti liikuvates vooludes tekivad pikisuunalised spiraalsed joad, millega kaasnevad väikesed keerisliigutused ja omamoodi pulsatsioon. Kõik see raskendab oluliselt liikumise olemust. Nii täheldatakse jõgedes laminaarse liikumise asemel kõige sagedamini keerukamat liikumist, nn rahutu. (Üksikasjalikumalt peatume turbulentsete liikumiste olemusel hiljem, kui arvestada voolukanali moodustumise tingimusi.)

Kõigest öeldu põhjal on selge, et jõevoolu kiiruse uurimine on keeruline küsimus. Seetõttu tuleb sageli teoreetiliste arvutuste asemel kasutada otsemõõtmisi.

Voolukiiruse mõõtmine. Lihtsaim ja ligipääsetavaim viis voolukiiruse mõõtmiseks on mõõta kasutades ujuvad. Jälgides (kellaga) ujuk läbimise aega kahest jõe ääres teatud kaugusel üksteise vastas asuvast punktist, saame alati arvutada vajaliku kiiruse. Seda kiirust väljendatakse tavaliselt meetrites sekundis.

Meie poolt näidatud meetod võimaldab määrata ainult kõige ülemise veekihi kiirust. Sügavamate veekihtide kiiruse määramiseks kasutatakse kahte pudelit (joonis 114). Sel juhul annab ülemine pudel mõlema pudeli vahel keskmise kiiruse. Teades veevoolu keskmist kiirust pinnal (esimene meetod), saame hõlpsalt arvutada kiiruse soovitud sügavusel. Kui V 1 on kiirus pinnal, V 2 - keskmine kiirus, A V - siis vajalik kiirus V 2 =( V 1 + V)/2 , kust tuleb vajalik kiirus v = 2 v 2 - v 1 .

Võrreldamatult täpsemad tulemused saadakse spetsiaalse seadmega nn plaadimängijad. Plaadimängijaid on mitut tüüpi, kuid nende disaini põhimõte on sama ja on järgmine. Horisontaalne telg, mille otsas on labaga sõukruvi, on liikuvalt monteeritud raami, mille tagaotsas on roolisulg (joonis 115). Vette lastud seade kuuletub roolile, seisab täpselt vastuvoolu,

ja labaga sõukruvi hakkab pöörlema ​​koos horisontaalteljega. Teljel on lõputu kruvi, mida saab letiga ühendada. Vaadates kella, lülitab vaatleja sisse loenduri, mis hakkab pöörete arvu lugema. Teatud aja möödudes lülitub loendur välja ja vaatleja määrab voolukiiruse pöörete arvu järgi.

Lisaks ülaltoodud meetoditele kasutavad nad ka spetsiaalseid pudelimõõtjaid, dünamomeetreid ja lõpuks keemilisi meetodeid, mis on meile tuntud põhjavee voolukiiruse uurimisest. Batomeetri näiteks on batomeeter prof. V. G. Glushkova, mis on kummist silinder, mille auk on suunatud voolu poole. Veekogus, mis ajaühikus silindrisse jõuab, võimaldab määrata voolukiirust. Dünamomeetrid mõõdavad survejõudu. Survejõud võimaldab arvutada kiirust.

Kui on vaja saada üksikasjalik ülevaade kiiruste jaotusest jõe ristlõikes (voolulõigus), toimige järgmiselt.

1. Joonistatakse jõe põikiprofiil ja mugavuse huvides on vertikaalne skaala horisontaalsest 10 korda suurem.

2. Piki neid punkte, kus erinevatel sügavustel mõõdeti voolukiirusi, tõmmatakse vertikaalsed jooned.

3. Igale vertikaalile on märgitud vastav sügavus skaalal ja näidatud vastav kiirus.

Ühendades samade kiirustega punkte, saame kõverate (isotaches) süsteemi, mis annab visuaalse esituse kiiruste jaotusest antud elavas jõelõigul.

Keskmine kiirus. Paljude hüdroloogiliste arvutuste jaoks on vajalikud andmed vee keskmise voolukiiruse kohta jõe elulõigul. Kuid vee keskmise kiiruse määramine on üsna keeruline ülesanne.

Oleme juba öelnud, et vee liikumine ojas pole mitte ainult keeruline, vaid ka aja jooksul ebaühtlane (pulsatsioon). Mitmete vaatluste põhjal on meil aga alati võimalus arvutada jõe elava ristlõike mis tahes punkti keskmine voolukiirus. Omades punktis keskmise kiiruse väärtust, saame joonistada kiiruste jaotuse piki meie võetud vertikaali. Selleks joonistatakse iga punkti sügavus vertikaalselt (ülevalt alla) ja voolukiirus horisontaalselt (vasakult paremale). Teeme sama ka teiste võetud vertikaali punktidega. Horisontaalsete joonte (kiiruseid kujutavate) otste ühendamisel saame joonise, mis annab selge ülevaate voolude kiirustest meie võetud vertikaali erinevatel sügavustel. Seda joonist nimetatakse kiirusgraafikuks või kiirushodograafiks.

Arvukate vaatluste põhjal selgus, et täieliku pildi saamiseks voolukiiruste vertikaalsest jaotusest piisab, kui määrata kiirused järgmises viies punktis: 1) pinnal, 2) 0,2 juures.h, 3) 0,6 võrrah, 4) 0,8 võrrahja 5) allosas, lugedes h - vertikaalne sügavus pinnast põhjani.

Kiirushodograaf annab selge ettekujutuse kiiruste muutumisest voolu pinnast põhjani piki antud vertikaali. Väikseim kiirus voolu põhjas on peamiselt tingitud hõõrdumisest. Mida suurem on põhja karedus, seda järsemalt vähenevad voolukiirused. Talvel, kui jõe pind on jääga kaetud, tekib jää pinnal ka hõõrdumine, mis mõjutab ka voolu kiirust.

Kiirushodograaf võimaldab meil arvutada jõe keskmise kiiruse piki antud vertikaali.

Voolu vaba ristlõike keskmise vertikaalse voolukiiruse saab kõige hõlpsamini määrata järgmise valemi abil:

kus ώ on kiirushodograafi pindala ja H on selle ala kõrgus. Teisisõnu, voolu keskmise vertikaalse kiiruse määramiseks voolu pingelises ristlõikes peate kiirushodograafi pindala jagama selle kõrgusega.

Kiirushodograafi pindala määratakse kas planimeetri abil või analüütiliselt (st jagades selle lihtsateks kujunditeks - kolmnurkadeks ja trapetsideks).

Keskmine voolukiirus määratakse mitmel viisil. Lihtsaim viis on maksimaalse kiiruse korrutamine (Vmax) kareduse koefitsiendi järgi (P). Mägijõgede kareduskoefitsiendiks võib lugeda ligikaudu 0,55, kruusaga vooderdatud sängiga jõgede puhul 0,65, ebaühtlase liivase või savise sängiga jõgede puhul 0,85.

Voolu pingelise ristlõike keskmise voolukiiruse täpseks määramiseks kasutatakse erinevaid valemeid. Kõige sagedamini kasutatav on Chezy valem.

Kus v - otsevoolu sektsiooni keskmine kiirus, R - hüdrauliline raadius, J- pinnavoolu kalle ja KOOS- kiirustegur. Kuid siin valmistab kiiruskoefitsiendi määramine olulisi raskusi.

Kiirustegur määratakse erinevate empiiriliste valemite abil (st saadakse suure hulga vaatluste uurimise ja analüüsi põhjal). Lihtsaim valem on:

Kus P- kareduse koefitsient, a R - meile juba tuttav hüdrauliline raadius.

Tarbimine. Vee kogus sees m, läbib antud elava jõelõigu sekundis nimetatakse jõevool(selle üksuse jaoks). Teoreetiliselt tarbimine (A) Seda on lihtne arvutada: see võrdub jõe ristlõike pindalaga ( F), korrutatuna keskmise voolukiirusega ( v), st. A= Fv. Näiteks kui jõe ristlõikepindala on 150 m 2, ja kiirus 3 m/s, siis kuluks tuleb 450 m 3 sekundis. Vooluhulga arvutamisel võetakse veekoguse ühikuks kuupmeeter ja ajaühikuks sekund.

Oleme juba öelnud, et teoreetiliselt ei ole jõevoolu ühe või teise punkti jaoks keeruline arvutada. Selle ülesande täitmine praktikas on palju keerulisem. Peatugem kõige lihtsamatel teoreetilistel ja praktilistel meetoditel, mida jõgede uurimisel kõige sagedamini kasutatakse.

Jõgede veevoolu määramiseks on palju erinevaid viise. Kuid kõik need võib jagada nelja rühma: mahumeetod, segamismeetod, hüdrauliline ja hüdromeetriline.

Mahuline meetod kasutatakse edukalt väikseimate jõgede (allikad ja ojad) vooluhulga määramiseks vooluhulgaga 5-10 l (0,005- 0,01 m 3) sekundis. Selle olemus seisneb selles, et oja on tammitud ja vesi voolab mööda renni alla. Renni alla asetatakse ämber või paak (olenevalt oja suurusest). Anuma maht tuleb täpselt mõõta. Anuma täitumisaega mõõdetakse sekundites. Anuma mahu (meetrites) jagamine anuma täitumise ajaga (sekundites) as. korda ja annab soovitud väärtuse. Mahuline meetod annab kõige täpsemad tulemused.

Segamismeetod põhineb sellel, et jõe teatud punktis viiakse ojja mõne soola või värvi lahust. Määrates soola- või värvisisalduse teises, madalamas voolupunktis, arvutatakse vee voolukiirus (lihtsaim valem

Kus q - soolvee voolukiirus, k 1 - soolalahuse kontsentratsioon vabanemisel, kuni 2- soolalahuse kontsentratsioon aluspunktis). See meetod on üks parimaid tormiste mägijõgede jaoks.

Hüdrauliline meetod põhineb mitmesuguste hüdrauliliste valemite kasutamisel, kui vesi voolab nii läbi looduslike kanalite kui ka tehislike lekketeede.

Toome lihtsa näite spillway meetodi kohta. Ehitatakse tamm, mille ülaosa on õhukese seinaga (puidust, betoonist). Seina sisse lõigatakse täpselt määratletud aluse mõõtmetega ristkülikukujuline ülevool. Vesi voolab üle lekketee ja voolukiirus arvutatakse valemi abil

(T - paisude koefitsient, b - lekkeläve laius, H- rõhk paisu servast kõrgemal, g -gravitatsioonikiirendus), Paisu abil on võimalik suure täpsusega mõõta voolukiirusi 0,0005 kuni 10 m 3 /sek. Seda kasutatakse eriti laialdaselt hüdraulilistes laborites.

Hüdromeetriline meetod põhineb elava ristlõikepinna ja voolukiiruse mõõtmisel. See on kõige levinum. Arvutamine toimub vastavalt valemile, nagu oleme juba arutanud.

Varud. Veekogust, mis voolab läbi jõe antud elava lõigu sekundis, nimetatakse vooluks. Nimetatakse veehulka, mis voolab läbi antud jõelõigu pikema perioodi jooksul äravool.Äravoolu kogust saab arvutada päeva, kuu, hooaja, aasta ja isegi mitme aasta kohta. Enamasti arvutatakse äravoolu aastaaegade lõikes, sest enamiku jõgede hooajalised muutused on eriti tugevad ja iseloomulikud. Geograafias on suur tähtsus aastase äravoolu väärtustel ja eriti keskmise aastase äravoolu väärtusel (pikaajaliste andmete põhjal arvutatud äravool). Aasta keskmine vooluhulk võimaldab arvutada jõe keskmise vooluhulga. Kui vooluhulka väljendatakse kuupmeetrites sekundis, siis aastane vooluhulk (vältimaks väga suuri numbreid) väljendatakse kuupkilomeetrites.

Omades teavet voolukiiruse kohta, saame andmeid vooluhulga kohta teatud ajaperioodi kohta (korrutades voolukiiruse antud ajaperioodi sekundite arvuga). Sel juhul väljendatakse äravoolu kogust mahuliselt. Suurte jõgede vooluhulka väljendatakse tavaliselt kuupkilomeetrites.

Näiteks Volga keskmine aastane vooluhulk on 270 km 3, Dnepra 52 km 3, Obi 400 km 3, Jenisseja 548 km 3, Amazon 3787 km, 3 jne.

Jõgede iseloomustamisel on väga oluline äravooluhulga ja meie võetud jõe valgala alale langenud sademete hulga suhe. Sademete hulka, nagu me teame, väljendatakse veekihi paksusega millimeetrites. Järelikult on äravoolu ja sademete hulga võrdlemiseks vaja äravooluhulka väljendada ka veekihi paksuse järgi millimeetrites. Selleks jaotatakse antud perioodi äravooluhulk, väljendatuna mahumõõtudes, ühtlaselt kogu vaatluspunkti kohal asuvale vesikonna alale. See väärtus, mida nimetatakse äravoolu kõrguseks (A), arvutatakse järgmise valemi abil:

A on äravoolu kõrgus millimeetrites, K - tarbimine, T- ajavahemik, 10 3 kasutatakse meetrite teisendamiseks millimeetriteks ja 10 6 ruutkilomeetrite teisendamiseks ruutmeetriteks.

Nimetatakse äravooluhulga ja sademete hulga suhet äravoolukoefitsient. Kui äravoolukoefitsient on tähistatud tähega A, ja sademete hulk millimeetrites on h, See

Äravoolukoefitsient, nagu iga suhe, on abstraktne suurus. Seda saab väljendada protsentides. Nii näiteks r. Neva A=374 mm, h= 532 mm; seega, A= 0,7 ehk 70%. Sel juhul jõe äravoolukoefitsient. Neeva lubab öelda, et vesikonnas langenud sademete koguhulgast. Neeva, 70% voolab merre ja 30% aurustub. Jõel näeme hoopis teistsugust pilti. Niilus. Siin A = 35 mm, h =826 mm; seega a=4%. See tähendab, et 96% Niiluse vesikonna sademetest aurustub ja vaid 4% jõuab merre. Juba antud Näidetest on selge, kui oluline on äravoolukoefitsient geograafide jaoks.

Toome näitena mõnede NSV Liidu Euroopa osa jõgede sademete ja äravoolu keskmise väärtuse.

Meie toodud näidetes on sademete hulk, äravoolu hulk ja sellest tulenevalt ka äravoolukoefitsiendid arvutatud pikaajaliste andmete põhjal aasta keskmistena. On ütlematagi selge, et äravoolukoefitsiente saab tuletada mis tahes ajaperioodi kohta: päev, kuu, aastaaeg jne.

Mõnel juhul väljendatakse voolu liitrites sekundis 1 kohta km 2 basseiniala. Seda voolu väärtust nimetatakse äravoolu moodul.

Keskmise pikaajalise äravoolu väärtuse saab joonistada kaardile isoliinide abil. Sellisel kaardil on äravool väljendatud äravoolumoodulites. See annab aimu, et meie liidu territooriumi tasasetel osadel on aasta keskmine äravool tsoonilise iseloomuga ja põhja suunas äravoolu hulk väheneb. Selliselt kaardilt on näha, kui oluline on reljeef äravoolu jaoks.

Jõe toitmine Jõgede toitumist on kolm peamist tüüpi: toitumine pinnavetest, toitumine põhjaveest ja segatoitumine.

Pinnavee laadimise võib jagada vihmaks, lumeks ja liustikuks. Vihmaga toitumine on tüüpiline jõgedele troopilistes piirkondades, enamikus mussoonpiirkondades, aga ka paljudes Lääne-Euroopa piirkondades, mida iseloomustab pehme kliima. Lume toitmine on tüüpiline riikidele, kus külmal perioodil koguneb palju lund. See hõlmab enamikku NSV Liidu territooriumi jõgedest. Kevadel iseloomustavad neid võimsad üleujutused. Eriti vajalik on esile tõsta kõrgete mägiste riikide lund, mis annavad kõige suurema veekoguse hiliskevadel ja suvel. See toitumine, mida nimetatakse mägede lumetoitumiseks, on lähedane liustiku toitumisele. Liustikud, nagu mägilumi, annavad vett peamiselt suvel.

Põhjavee laadimine toimub kahel viisil. Esimene võimalus on toita jõgesid sügavamate põhjaveekihtidega, mis tekivad (või nagu öeldakse, kiiluvad välja) jõesängi. See on üsna jätkusuutlik toit igal aastaajal. Teine võimalus on põhjaveega varustamine jõega vahetult seotud loopealsete kihtidega. Kõrgveeseisu ajal on loopealne veega küllastunud ja pärast vee langust tagastab see aeglaselt oma varud jõkke. See dieet on vähem jätkusuutlik.

Jõed, mis saavad toitu ainult pinna- või põhjaveest, on haruldased. Märksa levinumad on segatoitumisega jõed. Mõnel aastaperioodil (kevadel, suvel, varasügisel) on nende jaoks valdav tähtsus pinnaveel, mõnel teisel perioodil (talvel või põuaperioodil) saab ainsaks toitumisallikaks põhjavesi.

Mainida võib ka kondensveest toidetavaid jõgesid, mis võivad olla nii maapealsed kui ka maa-alused. Sellised jõed on rohkem levinud mägipiirkondades, kus plokkide ja kivide kogunemine tippudele ja nõlvadele kondenseerib märgatavas koguses niiskust. Need veed võivad mõjutada äravoolu suurenemist.

Jõgede toitumistingimused erinevatel aastaaegadel. Valu talvelEnamikku meie jõgesid toidab eranditult põhjavesi. See toitumine on üsna ühtlane, mistõttu võib enamiku meie jõgede talvist vooluhulka iseloomustada kui kõige ühtlasemat, vähenedes talve algusest kevadeni väga vähe.

Kevadel muutub voolu iseloom ja üldiselt kogu jõgede režiim dramaatiliselt. Talvel lumena kogunenud sademed sulavad kiiresti ja jõgedesse voolab tohututes kogustes sulavett. Tulemuseks on kevadine üleujutus, mis olenevalt vesikonna geograafilistest tingimustest kestab enam-vähem kaua. Kevadiste üleujutuste olemusest räägime veidi hiljem. Sel juhul märgime ainult ühte asjaolu: kevadel lisatakse maapinnale tohutul hulgal kevadist sulanud lumevett, mis suurendab äravoolu mitu korda. Nii näiteks ületab Kama keskmine kevadine vooluhulk talvist vooluhulka 12 ja isegi 15 korda, Oka puhul 15-20 korda; Dnepri vooluhulk Dnepropetrovski lähedal kevadel ületab mõnel aastal talvist vooluhulka 50 korda, väikestel jõgedel on erinevus veelgi suurem.

Suvel toidab jõgesid (meie laiuskraadidel) ühelt poolt põhjavesi ja teiselt poolt vihmavee otsene äravool. Akadeemiku tähelepanekute järgi Oppokova Dnepri basseini ülaosas ulatub see otsene vihmavee äravool suvekuudel 10%-ni. Mägipiirkondades, kus voolutingimused on soodsamad, suureneb see protsent oluliselt. Kuid see jõuab eriti suure ulatuseni nendes piirkondades, mida iseloomustab laialt levinud igikelts. Siin tõuseb jõe tase pärast iga vihma kiiresti.

Sügisel temperatuuride langedes aurustumine ja transpiratsioon järk-järgult vähenevad ning pinnavee äravool (vihmavee äravool) suureneb. Selle tulemusena suureneb sügisel äravool üldiselt kuni hetkeni, mil vedelad sademed (vihm) asenduvad tahke sademega (lumi). Seega sügisel nagu

meil on maa pluss vihmasöötmine ja vihmasöötmine väheneb järk-järgult ja talve alguseks lakkab üldse.

See on meie laiuskraadide tavaliste jõgede toitumise kulg. Kõrgmägistes riikides lisandub suvel mägede lume ja liustike sulavett.

Kõrbe- ja kuivstepipiirkondades mängib domineerivat rolli mägede lume ja jää sulavesi (Amu Darya, Syr Darya jt).

Veetaseme kõikumised jõgedes. Rääkisime just jõgede toitumistingimustest erinevatel aastaaegadel ja sellega seoses märkisime, kuidas vooluhulk eri aastaaegadel muutub. Neid muutusi näitab kõige selgemini jõgede veetaseme kõikumise kõver. Siin on kolm graafikut. Esimene graafik annab aimu jõgede veetaseme kõikumisest NSV Liidu Euroopa osa metsavööndis (joonis 116). Esimest graafikut (Volga jõgi) iseloomustab

kiire ja kõrge tõus kestusega umbes 1/2 kuud.

Nüüd pöörake tähelepanu teisele graafikule (joonis 117), mis on tüüpiline Ida-Siberi taigavööndi jõgedele. Kevadel on järsk tõus ja suvel rida tõuse vihma ja igikeltsa olemasolu tõttu, mis suurendab äravoolu kiirust. Sama igikeltsa olemasolu, mis vähendab talvist maapinna toitumist, põhjustab talvel eriti madala veetaseme.

Kolmas graafik (joonis 118) näitab jõgede veetasemete kõikumise kõverat Kaug-Ida taigavööndis. Siin on igikeltsa tõttu külmal perioodil sama väga madal tase ja soojadel perioodidel pidev järsk taseme kõikumine. Neid põhjustab kevadel ja suve alguses lume sulamine ning hiljem vihm. Mägede ja igikeltsa olemasolu kiirendab äravoolu, mis mõjutab eriti dramaatiliselt tasemekõikumisi.

Sama jõe veetasemete kõikumised erinevatel aastatel ei ole ühesugused. Siin on p tasemete kõikumiste graafik. Kama erinevatele aastatele (joon. 119). Nagu näha, on jõel erinevatel aastatel väga erinevad kõikumismustrid. Tõsi, siin on valitud kõige dramaatilisemate normist kõrvalekaldumise aastad. Siin on aga teine ​​p-taseme kõikumiste graafik. Volga (joonis 116). Siin on kõik kõikumised sama tüüpi, kuid kõikumiste ulatus ja lekke kestus on väga erinevad.

Kokkuvõtteks tuleb öelda, et jõgede veetaseme kõikumise uurimisel on lisaks teaduslikule tähtsusele ka tohutu praktiline tähendus. Lammutatud sillad, purustatud tammid ja rannarajatised, üleujutatud ja mõnikord täielikult hävinud ja minema uhutud külad on sundinud inimesi pikka aega nendele nähtustele tähelepanelikult tähelepanu pöörama ja neid uurima asuma. Pole ime, et jõgede veetaseme kõikumise vaatlusi on tehtud juba iidsetest aegadest (Egiptus, Mesopotaamia, India, Hiina jne). Täpsemaid vaatlusi nõudis jõesõit, teede ja eriti raudtee ehitamine.

Venemaa jõgede veetaseme kõikumiste jälgimine algas ilmselt väga kaua aega tagasi. Kroonikates, alustades XV c., leiame sageli viiteid jõe üleujutuste kõrgusele. Moskva ja Oka. Moskva jõe taseme kõikumisi jälgiti iga päev. Esiteks XIX V. igapäevaseid vaatlusi tehti juba kõikide laevatatavate jõgede kõikidel suurematel muulidel. Aasta-aastalt on hüdromeetriajaamade arv pidevalt kasvanud. Revolutsioonieelsel ajal oli meil Venemaal üle tuhande veemõõtmisjaama. Kuid need jaamad saavutasid nõukogude ajal erilise arengu, mida allolevast tabelist on lihtne näha.

Kevadine üleujutus. Kevadisel lumesulamisel tõuseb jõgede veetase järsult ning vesi, mis tavaliselt voolab üle kanali, voolab üle kallaste ja ujutab sageli üle lammi. Seda enamikule meie jõgedele iseloomulikku nähtust nimetatakse kevadine üleujutus.

Üleujutuse alguse aeg sõltub piirkonna kliimatingimustest ja üleujutusperioodi kestusest, lisaks veel basseini suurusest, mille üksikud osad võivad olla erinevates kliimatingimustes. Nii näiteks r. Dnepril (Kiievi linna lähedal tehtud vaatluste järgi) on üleujutuse kestus 2,5–3 kuud, samas kui Dnepri lisajõgede – Sula ja Psyol – puhul on üleujutuse kestus vaid umbes 1,5–2 kuud. .

Kevadise üleujutuse kõrgus sõltub paljudest põhjustest, kuid olulisemad neist on: 1) lume hulk vesikonnas sulamise alguses ja 2) kevadise sulamise intensiivsus.

Teatavat tähtsust omavad ka vesikonna pinnase küllastusaste, igikelts või mulla sula, kevadised sademed jne.

Enamikku NSV Liidu Euroopa osa suuri jõgesid iseloomustab kevadine veetõus kuni 4 kraadini m. Erinevatel aastatel on kevadise üleujutuse kõrgus aga väga tugevate kõikumiste all. Nii ulatub näiteks Gorki linna lähedal asuva Volga veetõus 10-12 m, Uljanovski lähedal kuni 14 m; r jaoks. Dnepri 86-aastase vaatluse jaoks (1845–1931) alates 2,1 m kuni 6-7 ja isegi 8.53 m(1931).

Suurimad veetõusud põhjustavad üleujutusi, mis põhjustavad elanikkonnale suurt kahju. Näiteks võib tuua 1908. aasta üleujutuse Moskvas, mil märkimisväärne osa linnast ja Moskva-Kurski raudtee olid kümnete kilomeetrite ulatuses vee all. Mitmetes Volga linnades (Rõbinsk, Jaroslavl, Astrahan jt) tekkisid jõevee ebatavaliselt kõrge tõusu tõttu väga suured üleujutused. Volga 1926. aasta kevadel

Suurtel Siberi jõgedel ulatub veetõus ummikute tõttu 15-20 meetrini või rohkemgi. Niisiis, jõel Jenissei kuni 16 m, ja jõel Lena (Buluni lähedal) kuni 24 m.

Üleujutused. Lisaks perioodiliselt korduvatele kevadistele üleujutustele täheldatakse ka järske veetõususid, mis on põhjustatud kas tugevatest vihmadest või mõnel muul põhjusel. Neid ootamatuid veetõusu jõgedes, erinevalt perioodiliselt korduvatest kevadistest üleujutustest, nimetatakse üleujutused. Erinevalt üleujutustest võivad üleujutused tekkida igal ajal aastas. Tasastel aladel, kus jõgede kalle on väga väike, võivad need üleujutused põhjustada veetaseme järsku tõusu, peamiselt väikestes jõgedes. Mägistes tingimustes esineb üleujutusi ka suurematel jõgedel. Eriti suuri üleujutusi on täheldatud meie Kaug-Idas, kus lisaks mägistele oludele on meil äkilised pikad vihmasajud, mis annavad üle 100 mm sademed. Siin omandavad suvised üleujutused sageli tugevate, mõnikord hävitavate üleujutuste iseloomu.

On teada, et metsadel on tohutu mõju üleujutuste kõrgusele ja laiemalt äravoolu iseloomule. Esiteks tagavad need lume aeglase sulamise, mis pikendab üleujutuse kestust ja vähendab üleujutuse kõrgust. Lisaks säilitab metsa allapanu (langenud lehed, männiokkad, samblad jne) aurustumise eest niiskust. Seetõttu on metsas pindmise äravoolu koefitsient kolm kuni neli korda väiksem kui põllumaal. Seega väheneb üleujutuse kõrgus 50%-ni.

NSV Liidus lekete vähendamiseks ja vooluhulkade üldiseks reguleerimiseks pööras valitsus erilist tähelepanu jõgede toitumisalade metsade säilimisele. resolutsioon (alates 2/VII1936) näeb ette metsade säilitamise jõgede mõlemal kaldal. Samal ajal jõgede ülemjooksul metsaribad 25 km laius ja alamjooksul 6 km.

Võimalused lekete edasiseks tõkestamiseks ja pinnavee äravoolu reguleerimise meetmete väljatöötamiseks on meie riigis, võib öelda, piiramatud. Metsavarjude ja veehoidlate loomine reguleerib voolu laialdastel aladel. Tohutu kanalite ja kolossaalsete veehoidlate võrgustiku loomine allutab sotsialistlikus ühiskonnas voolu veelgi üksikisiku tahtele ja suurimale kasule.

Madal vesi. Ajavahemikul, mil jõgi elab vihmavee puudumisel peaaegu eranditult põhjaveest, on jõe tase madalaim. Seda jõe madalaima veetaseme perioodi nimetatakse madal vesi. Madalvee alguseks loetakse kevadise suurvee languse lõppu, madalvee lõpuks aga sügise tasemetõusu algust. See tähendab, et enamiku meie jõgede madalveeperiood või madalveeperiood vastab suveperioodile.

Jõgede jäätumine. Külma ja parasvöötme maade jõed on külmal aastaajal jääga kaetud. Jõgede jäätumine algab tavaliselt ranniku lähedal, kus vool on kõige nõrgem. Seejärel ilmuvad vee pinnale kristallid ja jäänõelad, mis suures koguses kogunedes moodustavad nn rasva. Kui vesi veelgi jahtub, tekivad jõkke jäätükid, mille arv järk-järgult suureneb. Mõnikord kestab pidev sügisene jäätriiv mitu päeva ja vaikse pakase ilmaga “tõuseb” jõgi üsna kiiresti, eriti käänakutes, kuhu koguneb suur hulk jäätükke. Pärast jääga kattumist läheb jõgi üle põhjaveele ning veetase sageli langeb ja jää jõel vajub.

Jää tiheneb järk-järgult alt kasvades. Jääkatte paksus võib olenevalt kliimatingimustest olla väga erinev: mitmest sentimeetrist kuni 0,5-1 m, ja mõnel juhul (Siberis) kuni 1,5- 2 m. Maha sadanud lume sulamisest ja jäätumisest võib jää pealt pakseneda.

Paljude soojemat vett toovate allikate väljalaskeavad põhjustavad mõnel juhul „polünya”, st jäävaba ala moodustumist.

Jõe külmumisprotsess algab ülemise veekihi jahtumisega ja õhukeste jääkilede moodustumisega, mida nimetatakse nn. seapekk Voolu turbulentse olemuse tulemusena seguneb vesi, mis viib kogu veemassi jahtumiseni. Sel juhul võib veetemperatuur olla veidi alla 0° (Neeva jõel kuni -0°,04, Jenissei jõel -0°,1): Ülejahutatud vesi loob soodsad tingimused jääkristallide tekkeks, mille tulemuseks on aastal nn sügav jää. Põhja tekkinud sügavat jääd nimetatakse põhja jää. Sügavat jääd suspensioonis nimetatakse Suga. Suhkrut saab riputada või pinnale hõljuda.

Järk-järgult kasvav põhjajää murdub põhjast lahti ja ujub oma väiksema tiheduse tõttu pinnale. Samal ajal võtab põhjast lahti murduv põhjajää endaga kaasa osa pinnasest (liiva, veerisid ja isegi kive). Pinnale hõljuvat põhjajääd nimetatakse ka lörtsiks.

Jää moodustumise varjatud soojus kulub kiiresti ära ja jõevesi püsib ülejahtunud kogu aeg kuni jääkatte tekkeni. Kuid kui jääkate moodustub, peatub suures osas soojuskadu õhku ja vesi ei ole enam ülejahutatud. On selge, et jääkristallide (ja sellest tulenevalt ka sügava jää) teke peatub.

Märkimisväärsete voolukiiruste juures aeglustub jääkatte teke tugevalt, mis omakorda toob kaasa sügava jää tekkimise tohututes kogustes. Näitena võime tuua välja lk. Angaar. Siin on muda. Ja. põhjajää, ummistades kanalit, moodustub ahnused. Jõesängi ummistus toob kaasa veetaseme suure tõusu. Pärast jääkatte teket väheneb järsult sügava jää moodustumise protsess ja jõe tase langeb kiiresti.

Jääkatte teke algab rannikult. Siin tekib väiksema voolukiirusega jää tekkimine tõenäolisemalt (zaberegi). Kuid see jää kannab sageli hoovust kaasa ja põhjustab koos lörtsi massiga nn. sügisene jäätriiv. Sügisene jäätriiv käib vahel kaasas ummikud, st jäätammide teket. Ummikud (nagu jäämoosid) võivad põhjustada märkimisväärset veetõusu. Ummikud tekivad tavaliselt kitsastes jõelõikudes, järskudel pööretel, lõhedel ja ka tehisrajatiste läheduses.

Suurtel põhja voolavatel jõgedel (Ob, Jenissei, Lena) külmub jõgede alamjooks varem, mis aitab kaasa eriti võimsate ummikute tekkele. Veetaseme tõus võib mõnel juhul luua tingimused pöördvoolude tekkeks lisajõgede alumistes osades.

Jääkatte moodustumisest alates jõuab jõgi külmumise perioodi. Sellest hetkest alates kasvab jää aeglaselt altpoolt. Lisaks temperatuuridele mõjutab jääkatte paksust suuresti lumikate, mis kaitseb jõepinda jahtumise eest. Keskmiselt ulatub jää paksus NSV Liidu territooriumil:

Polynyas. Pole haruldane, et mõni jõelõik talvel ei jäätu. Neid piirkondi nimetatakse polynyas. Nende moodustumise põhjused on erinevad. Enamasti täheldatakse neid kiire vooluga piirkondades, suure hulga allikate väljalaskekohtades, tehase vee väljalaskekohas jne. Mõnel juhul täheldatakse selliseid piirkondi ka siis, kui jõgi väljub sügavast järvest. Nii näiteks R. Angara järve väljapääsu juures. Baikal 15 kilomeetrit ja mõnel aastal isegi 30 kilomeetrit ei jäätu üldse (Angara “imeb endasse” Baikali järve soojemat vett, mis ei jahtu peagi külmumispunktini).

Jõgede avanemine. Kevadise päikesevalguse mõjul hakkab jääl olev lumi sulama, mille tulemusena tekivad jääpinnale läätsekujulised veekogumid. Kallastelt voolavad veejoad suurendavad jää sulamist, eriti ranniku lähedal, mis toob kaasa servade teket.

Tavaliselt enne lahkamise algust on jää liikumine. Samal ajal hakkab jää liikuma ja siis peatub. Liikumismoment on kõige ohtlikum konstruktsioonidele (tammid, tammid, sildade tugipostid). Seetõttu murdub jää konstruktsioonide lähedal juba ette. Vee tõusu algus lõhub jää, mis lõpuks viib jää triivimiseni.

Kevadine jäätriiv on tavaliselt sügisest tunduvalt tugevam, mille põhjuseks on oluliselt suurem vee- ja jääkogus. Kevadised jääummikud on samuti suuremad kui sügisel. Eriti suureks ulatuvad nad põhjajõgedel, kus jõgede avanemine algab tipust. Jõe toodud jää püsib madalamatel aladel, kus jää on veel tugev. Selle tulemusena tekivad võimsad jäätammid, mis 2-3 tunniga võrra tõsta veetaset paar meetrit. Hilisem tammi purunemine põhjustab väga tõsiseid hävinguid. Toome näite. Obi jõgi avaneb Barnauli lähedal aprilli lõpus ja Salehardi lähedal juuni alguses. Jää paksus Barnauli lähedal on umbes 70 cm, ja Obi alamjooksul on umbes 150 cm. Seetõttu on ummikud siin üsna levinud. Kui tekivad ummikud (või, nagu nad seda siin nimetavad, "jagid"), tõuseb veetase 1 tunni jooksul 4-5 m ja väheneb sama kiiresti pärast jäätammide läbimurdmist. Tohutud vee- ja jäävoolud võivad hävitada metsi suurtel aladel, hävitada kaldaid ja luua uusi kanaleid. Ummikud võivad kergesti hävitada ka kõige tugevamad struktuurid. Seetõttu tuleb ehitiste planeerimisel arvestada ehitiste asukohtadega, seda enam, et liiklusummikud tekivad enamasti samades piirkondades. Jõelaevastiku ehitiste või talviste ankrukohtade kaitsmiseks lõhkatakse nendes piirkondades jää tavaliselt.

Vee tõus ummikute ajal Obil ulatub 8-10 meetrini ja jõe alamjooksul. Lena (Buluni linna lähedal) - 20.-24 m.

Hüdroloogiline aasta. Jõeelu vooluhulk ja muud iseloomulikud jooned, nagu juba nägime, on erinevatel aastaaegadel erinevad. Aastaajad jõe elus aga ei lange kokku tavapäraste kalendriaastaaegadega. Nii algab näiteks jõe talvehooaeg hetkest, mil vihmatoitmine lõpeb ja jõgi lülitub talvisele maapealsele toitumisele. NSV Liidu territooriumil toimub see hetk põhjapiirkondades oktoobris ja lõunapiirkondades detsembris. Seega pole ühtegi täpselt kindlaks määratud hetke, mis sobiks kõigile NSV Liidu jõgedele. Sama tuleb öelda ka teiste aastaaegade kohta. On ütlematagi selge, et aasta algus jõe elus või, nagu öeldakse, hüdroloogilise aasta algus ei saa langeda kokku kalendriaasta algusega (1. jaanuar). Hüdroloogilise aasta alguseks loetakse hetke, mil jõgi läheb üle eranditult põhjavee toitumisele. Kasvõi ühe meie osariigi territooriumil asuvate erinevate kohtade puhul ei saa hüdroloogilise aasta algus olla sama. Enamiku NSV Liidu jõgede puhul langeb hüdroloogilise aasta algus ajavahemikule 15.XIkuni 15/XII.

Jõgede klimaatiline klassifikatsioon. Juba öeldu põhjal O jõgesid erinevatel aastaaegadel, on selge, et kliima mõjutab jõgesid tohutult. Erinevuse märkamiseks piisab näiteks Ida-Euroopa jõgede võrdlemisest Lääne- ja Lõuna-Euroopa jõgedega. Meie jõed jäätuvad talvel, avanevad kevadel ja annavad kevadise suurvee ajal erakordselt kõrge veetõusu. Lääne-Euroopa jõed külmuvad väga harva ega anna peaaegu üldse kevadisi üleujutusi. Mis puudutab Lõuna-Euroopa jõgesid, siis need ei jäätu üldse ning nende veetase on talvel kõrgeim. Veelgi teravama erinevuse leiame teistes kliimapiirkondades asuvate teiste riikide jõgede vahel. Piisab, kui meenutada Aasia mussoonpiirkondade jõgesid, Põhja-, Kesk- ja Lõuna-Aafrika jõgesid, Lõuna-Ameerika, Austraalia jõgesid jne. Kõik see kokku andis meie klimatoloog Voeikovile aluse jõgede liigitamiseks vastavalt kliimatingimused, milles nad asuvad. Selle (hiljem veidi muudetud) klassifikatsiooni järgi jagunevad kõik jõed Maal kolme tüüpi: 1) jõed, mida toidab peaaegu eranditult lume ja jää sulavesi, 2) jõed, mida toidab ainult vihmavesi, ja 3) jõed, mida toidab mõlemal näidatud meetodil. eespool .

Esimest tüüpi jõgede hulka kuuluvad:

a) lumiste tippudega kõrgete mägedega ääristatud kõrbejõed. Näited: Syr-Darya, Amu-Darya, Tarim jne;

b) polaaralade jõed (Põhja-Siber ja Põhja-Ameerika), mis asuvad peamiselt saartel.

Teist tüüpi jõgede hulka kuuluvad:

a) enam-vähem ühtlase sajuhulgaga Lääne-Euroopa jõed: Seine, Main, Moselle jt;

b) talviste üleujutustega Vahemere maade jõed: Itaalia, Hispaania jne jõed;

c) troopiliste maade ja suviste üleujutustega mussoonpiirkondade jõed: Ganges, Indus, Niilus, Kongo jne.

Kolmandat tüüpi jõed, mida toidab nii sula- kui ka vihmavesi, hõlmavad:

a) Ida-Euroopa või Venemaa, tasandiku, Lääne-Siberi, Põhja-Ameerika ja teiste kevadiste üleujutustega jõed;

b) jõed, mis saavad toitu kõrgetest mägedest koos kevadiste ja suviste üleujutustega.

On ka teisi uuemaid klassifikatsioone. Nende hulgas väärib märkimist klassifikatsioon M. I. Lvovitš, kes võttis aluseks sama Voeikovi klassifikatsiooni, kuid võttis selgituse eesmärgil arvesse mitte ainult jõgede toitumisallikate kvalitatiivseid, vaid ka kvantitatiivseid näitajaid ja vooluhulka hooajalist jaotust. Nii näiteks võtab see aastase äravoolu ja määrab, kui suur protsent äravoolust on tingitud ühest või teisest jõuallikast. Kui mõne allika äravoolu väärtus on üle 80%, omistatakse sellele allikale erakordne tähtsus; kui voolukiirus on 50–80%, siis on see eelistatav; alla 50% - ülekaalus. Selle tulemusena saab ta 38 jõeveerežiimi rühma, mis on ühendatud 12 tüübiks. Need tüübid on järgmised:

1. Amazonase tüüp - peaaegu eranditult vihma toidetud ja ülekaalus sügisene äravool, st nendel kuudel, mida parasvöötmes peetakse sügiseks (Amazon, Rio Negro, Sinine Niilus, Kongo jne).

2. Nigeeria tüüp - valdavalt vihma toidetud valdav sügisene äravool (Niger, Lualaba, Niilus jne).

3. Mekongi tüüp - peaaegu eranditult vihmatoiteline, kus domineerib suvine äravool (Mekong, Madeira ülemjooks, Marañon, Paraguay, Parana jne).

4. Amur - valdavalt vihma toidetud suvise äravooluga (Amur, Vitim, Olekma ülemjooks, Yana jne).

5. Vahemeri – ainult või valdavalt vihma toidetud ja talvise äravoolu domineerimine (Moselle, Ruhr, Thames, Agri Itaalias, Alma Krimmis jne).

6. Oderian - vihma toitumise ja kevadise äravoolu ülekaal (Po, Tissa, Oder, Morava, Ebro, Ohio jne).

7. Volžski - peamiselt lumetoiteline kevadise äravooluga (Volga; Mississippi, Moskva, Don, Uural, Tobol, Kama jne).

8. Yukon - valdav lumevaru ja suvise äravoolu domineerimine (Yukon, Kola, Athabasca, Colorado, Vilyui, Pyasina jne).

9. Nura - lumevarustuse ülekaal ja peaaegu eranditult kevadine äravool (Nura, Eruslan, Buzuluk, B. Uzen, Ingulets jne).

10. Gröönimaa - eranditult liustiku toitumine ja lühiajaline äravool suvel.

11. Kaukaasia - valdav või valdavalt liustikuline toitumine ja suvise äravoolu domineerimine (Kuban, Terek, Rhone, Inn, Aare jt).

12. Loansky - ainulaadne või valdav toitumine põhjaveest ja voolu ühtlane jaotus aastaringselt (Loa jõgi Põhja-Tšiilis).

Paljudel jõgedel, eriti pikkadel ja suure toitumisalaga jõgedel, võib tunduda, et neil on erinevates rühmades eraldi osad. Näiteks Katuni ja Biya jõgesid (mille ühinemiskohast Ob moodustub) toidab peamiselt mägede lume ja liustike sulavesi, mille vesi tõuseb suvel. Taigavööndis toidavad Obi lisajõgesid sulanud lumi ja kevaditi ülevooluga vihmavesi. Obi alamjooksul kuuluvad lisajõed külmavööndi jõgedesse. Irtõši jõel endal on keeruline iseloom. Seda kõike tuleb muidugi arvestada.

- Allikas-

Polovinkin, A.A. Üldgeoteaduse alused/ A.A. Polovinkin. - M.: RSFSR Haridusministeeriumi riiklik haridus- ja pedagoogiline kirjastus, 1958. - 482 lk.

Postituse vaatamisi: 444

Vee liikumine jõgedes toimub raskusjõu mõjul, mistõttu voolu kiirus jõevoolus sõltub peamiselt jõe pikikaldest, veevoolust ja jõesängi karedusest.

Väljavool on vee hulk, mis voolab läbi kanali ristlõike ühe sekundi jooksul, mis on piiratud selle kontuuri ja veepinnaga. Veetarbimist väljendatakse kuupmeetrites ja seda saab määrata järgmise valemiga:

kus w on kanali ristlõike (elu)osa pindala, m2; vt - keskmine voolukiirus antud sektsioonis, m/s.

Veevoolu ja jõe kalde suurenedes voolukiirus suureneb, jõesängi kareduse suurenemisel aga väheneb.

Jõesängides esinevad lisaks vee peamisele pikisuunalisele translatsioonilisele liikumisele sisemised tsirkulatsioonivoolud, mis on põhjustatud Maa pöörlemisest, veevoolu tsentrifugaal-inertsjõust kanali käänukohtades, kanali topograafia takistusest. jne. Sisevoolude skeem kanali käänakul on näidatud joonisel fig. 57.

Riis. 57. Sisevoolud kanali käänakul:
a-ristlõige; b-plaan; 1-nõgus väljapestud kallas; 2-suunaline vool pinnal; 3- kumer kallas; 4-suunaline voolu allosas

Voolu kiiruste ja suundade määramine toimub hüdromeetriliste pöördlaudade ja ujukite abil.

Kanali ristlõikes vastavad suurimad voolukiirused suurimale sügavusele, kõrguses täheldatakse neid ligikaudu 0,2 sügavusel veepinnast. Peamist voolujuga, mis on suunatud piki selle dünaamilist telge ja langeb kokku suurimate sügavustega, nimetatakse tuumaks. Jõe kallaste ja põhja poole hoovuse kiirus väheneb.

Voolu suund jõgedel määratakse navigatsioonikäigu telje suhtes. Voolu suunda mõjutab kanali topograafia kontuur ja

Samuti veetaseme kõikumised. Suurvee ajal võivad voolujoad teatud jõelõikudes olulistes piirides (kuni 90° või rohkem) madalveevoolude suhtes suunda muuta.

Veetaseme tõustes täheldatakse veejugade levimist südamikust kallastele, kuna südamiku piirkonnas on veetase sel hetkel kõrgem kui kallastel ja vastupidi, kui vesi langeb. südamikus muutub tase madalamaks kui kallastel ja veejoad voolavad kallastelt südamikku.

Mõnel jõelõigul tekivad lokaalsetel põhjustel voolus ebaregulaarsed hoovused, mis takistavad meresõitu. Nende hulka kuuluvad surve-, pikaleveninud ja seiskumisvoolud, aga ka suvodis ja maidanid.

Survevool on vool, mille mõjul kantakse (pressitakse) liikuvad laevad kaldale või mõnele objektile. Tavaliselt esineb see kanali kõveratel ja mõjub nõgusa kalda suunas. Sellised hoovused on ohtlikud üksikutele laevadele ja eriti voolule järgnevatele kolonnidele, kuna kanali käänakul mõjuvad laevad (konvoid) ka tsentrifugaaljõule, mis kipub neid suruma vastu nõgusat kaldapealset.

Pikaleveninud voolud on need, mis suunatakse põhikanalist aukudesse, kanalitesse ja kraavidesse. Suurt kiirust pikkades hoovustes täheldatakse suurvee ja üleujutuste ajal. Laevadel ja konvoidel soovitatakse selliste hoovuste piirkondades liigeldes jääda august, kanalist või veeteest võimalikult kaugele.

Paisuvoolud on need, mis ületavad navigatsioonikäigu telge teatud nurga all. Need tekivad veepinna külgmise kalde tõttu ja läbivad peaaegu alati madalat vett. Liikuvad laevad ja konvoid nihutatakse triivivoolu toimel laevatee teljelt ja neid saab maandada.

Suvodya on vee horisontaalne pöörlev liikumine jõesängi väljaulatuvate servade taga. Paremal kaldal veeteedel pöörleb vesi päripäeva, vasakul kaldal aga vastupäeva. Suurtel jõgedel täheldatakse sageli mitmekümnemeetrise läbimõõduga soosid, mille vee pöörlemiskiirus on kuni mitu meetrit sekundis. Veeteel sõites laevad kalduvad.

Maidan on vee pöörlev liikumine veealuse takistuse taga, samuti kahe oja suurel kiirusel ühinemisel.

Teen kohe reservatsiooni, et siin on kirjas ainult üldised põhimõtted. Kõik on keerulisem, kalade asukohad varieeruvad sõltuvalt veetaseme ja veetemperatuuri muutuste kombinatsioonist. Kuid lihtsuse huvides on parem minna järjekorras. Ja siiski, ärge unustage, et kõike tuleb käsitleda tervikuna.

Proovime aru saada, mis juhtub jões veetaseme muutumisel. Kui kujutate teoreetiliselt ette jõge, mille põhi on täiesti tasane, nagu kraav, siis on kõik lihtne. Kui vee maht väheneb, aeglustub vool järk-järgult. Praktikas on kõik keerulisem.

Kõik jõed on üsna keerulise maastikuga. Sügavad augud ja ulatuvad annavad teed kiiretele kärestikele. Jõe peakanal lookleb ühelt kaldalt teisele, moodustades saake ja saake. Jõesängis seisavad sageli suured kivid, mis moodustavad veevoolus keeruka turbulentsi.

Seetõttu tekitavad veetaseme muutused jões erinevaid muutusi voolukiiruses jõe eri osades. Tähtis: mida kõrgem on veetase, seda ühtlasem on vool. Mida madalam on veetase, seda suurem on voolukiiruse erinevus sõltuvalt jõepõhja topograafiast.

Erinevatel sügavustel on hoovuse kiirus konkreetses jõelõigul erinev. Näiteks veepinna lähedal on voolukiirus maksimaalne, kuid põhja lähedal, kus isegi väikesed kivid tekitavad vees turbulentsi, on voolukiirus suhteliselt väike.

Proovime nüüd otsida erinevatel veetasemetel kalakohti. Põhilised otsingureeglid:

1. Mugav sügavus. Kala peatub seal, kus ta end turvaliselt tunneb. Kas teate ütlust – kala otsib, kus on sügavam, aga inimene otsib, kus on parem? Nii et ta otsib kohti, mille sügavus on vähemalt 1,5 m ja sügavam. Kuigi väikestes, kivise põhja ja madala sügavusega kanali jõgedes võib see tekkida ka madalamates kohtades, kuid igal juhul on see seal mõnevõrra sügavam kui läheduses. Mida suurem kala, seda suuremat sügavust ta jões hõivata püüab.
2. Praegune kiirus. Kala jääb seisma seal, kus vool ei ole väga tugev, see säästab energiat. Teisest küljest peab vool olema piisav, et tagada kaladele hea hapnikurežiim. Siit saavad alguse probleemid. Keerulise põhjatopograafiaga sügavates jõgedes on selliseid kohti raske leida. Isegi märatsevates kärestikes on kiviseid murdekohti, kus kalad saavad püsti tõusta ja end suurepäraselt tunda. Selliseid kohti võib kaldalt väga raske märgata. Voolukiiruse erinevustega erinevatel sügavustel on ka teisi raskusi. Pidevalt on vaja uurida jõepõhja topograafiat – seda on kõige parem teha siis, kui veetase on madal. Ja te ei tohiks kunagi teha kiireid järeldusi. Sa ei ole kala, kuid tal on siiski palju parem ettekujutus, kus seista. Peame pidevalt katsetama – kõik on kaugel sellest, mida kaldalt näeme.
3. Vastupidine vool. Kalad võivad sageli seista tagasivooluga kohtades, s.t. pea jõe põhivoolu suhtes allapoole. Raskus seisneb selles, et sellised ojad ei ole alati kaldalt nähtavad. Seal on lihtsalt mugav ja mugav tagasivool, nii et ta seisab seal ja see ei häiri teda üldse. Ja sina?
4. Suured kivid jõesängis. Kalu tõmbavad võluväel suured kivid jõesängis. Need tekitavad vees tugeva turbulentsi. Sellise kivi ees uhub vool välja kõige sagedamini väikese augu, need on lõhede lemmikpeatuskohad. Kui kivi ees sellist auku pole või see on hõivatud, võib kala seista kivi küljel. See seisab harva otse kivi taga – liiv uhub sinna sisse, moodustades küngas. Kõige sagedamini võib seal olla võõraid kalu - jõeforelli, harjust või laigulist lõhet. Kõrge veetasemega sügavates jõgedes ei pruugi selliseid kive näha – see on veel üks põhjus madala veetaseme korral jõesängi uurida.
5. Sügav surve kalda lähedal. Kalda lähedus ei hirmuta kala sugugi. Piisava sügavuse ja voolukiiruse korral suudab ta seista klambris poole meetri kaugusel veepiirist. Seetõttu tuleks kalda lähedal asuvale korraliku sügavusega punktile ettevaatlikult läheneda ja jumal hoidku kohe vööni vette ronida ja kärbes kõigest jõust keset jõge heita.

Niisiis, vaatame punkt-punkti haaval. Kujutagem ette, et veetase langeb esmalt kõrgelt tasemelt miinimumtasemele ja seejärel tõuseb uuesti.

1. Mugav sügavus. Siin on kõik üsna lihtne. Veetase on langenud ja sügavus muutunud ebapiisavaks – kala liigub sellest kohast sügavamatesse punktidesse. Kui vesi tõuseb, ilmuvad siia jälle kalad.
2. Praegune kiirus. Siin on kõik palju keerulisem. Voolukiiruse muutumine ühel või teisel viisil sõltub põhja topograafia mitmekesisusest. Vaatleme kolme põhimõtteliselt erinevat jõe lõiku:



Maa-alune süvend. Kujutagem ette, et auku voolab riffli või läve. Kõrgel tasemel tormavad kaevu suurel kiirusel tohutud veemassid ja tekitavad selles pika hoovuse “saba”, kui seda pole kaevu kallaste lähedal. Kala võib seista veidi sellise saba kõrval ja oja all, kuid kaugus oja sissepääsust auku kala asukohani on olenevalt veetasemest erinev. Mida madalam on tase, seda väiksem on kaevu siseneva vee mass, lüheneb hoovuse “saba” süvendis ja vastavalt sellele segunevad kalakohad [kaevu algusele lähemal, voolukiirus sinna luuakse kalale mugav Veetaseme tõustes vool tugevneb ja kalad eemalduvad süvendi algusest.






Väike püss jõe sügavusel. Sügavas vees ei paista see koht üldse silma. Jõgi lihtsalt voolab ühtlaselt (vähemalt selle pinnakihid). Kõrge veeseisuga on siin kalapüük kasutu – kala võib seista igal pool. Tulistada saab vaid mõne kivikese pihta, kuigi jällegi pead neid teadma – kui veetase on kõrge, pole neid näha. Voolu ühtlust kõrgel veetasemel põhjustab

I"tugev tagavesi. Veetaseme langedes muutub kõik palju huvitavamaks – suureneb voolukiiruste erinevus sõltuvalt põhja topograafiast. Hakkavad tekkima mitmesugused tilgad, jõevool moodustab lõhedele huvitavaid potentsiaalseid kohti. Sügavates kohtades ülesvoolu ja [aparaadist allavoolu on vool nõrgenenud ja lõhe [otsib tugevama vooluga kohti. Ja siin see on, lähedal.






Ploomid läve ees. Drenaažid võivad olla sügavad või madalad.

Sügavates äravooludes seisab kala alati püsti, liikudes olenevalt mugavast voolukiirusest talle veidi lähemale või kaugemale. Otse äravoolu lähedal võib kõige sagedamini leida väikseid kalu. Jäme jääb äravoolust veidi kaugemale, kus sügavus on suurem.

Väikestes äravooludes peatuvad kalad ainult väga kõrgel veetasemel, taseme langedes lahkuvad nad nendest kohtadest ja taseme tõustes naasevad.

3. Vastupidine vool. Kui veetase on kõrge, moodustub jõgi sageli ripshoovusi. Seda leidub süvendiga liitumiskohas, kaldalähedases surve all. Veetaseme langedes vastuvoolu jõud nõrgeneb. Siiski on kohti, kus ka madalal veetasemel on rebestusvool. Kalad seisavad sageli tagasisõiduliinidel. Kui aga tagasivool on liiga nõrk, lahkub kala sellest. Ja kärbes väga nõrgas tagasitulekus tuleb tirida ribadega, st. Parema lennuvõime saavutamiseks tõmmake nööri veidi enda poole.
4. Suured kivid jõesängis. Kala seisab nende läheduses peaaegu igal veetasemel, kui hoovuse tugevus ja jõe sügavus lubavad (ärge unustage mugavuse sügavust). Kui veetase on kõrge, pole kõiki neid kive näha. Nende juurest pole isegi murdjaid näha. Siin peate teadma jõge. Kui veetase on madal, on enamik neist kividest juba näha. Teatud veetaseme juures tekib mõne kivi kohale võimas mürarikas murdja. Lõhele ta ei meeldi. Kuidas suhtute oma naabrite lärmakatesse renoveerimistöödesse ülaloleval korrusel? Kalad liiguvad eemale ja leiavad läheduses uue asukoha. Kui tingimused muutuvad soodsamaks, hõivavad kunagise mürarikka kivi koha taas kalad.
5. Sügav surve kalda lähedal. Kõrge veetasemega kiiretel jõelõikudel on need üsna perspektiivsed kohad. Kui veetase klambrites langeb, nõrgeneb vool liiga palju ja kaladel pole seal midagi teha.

Noh, ma arvan, et selgus saabub? Kõik kirjutatu on aga täielik jama, kui te ei võta seda teemat koosmõjus jõe vee temperatuurirežiimi muutuste dünaamikaga. Selleks loeme

1. Valige pakutavast loendist külmvool:
A) Golfi hoovus
B) Kuroshio
C) Peruu
D) Guinea

2. Nimetage lisamäed nende asukoha järgi:
A) Himaalaja
B) Andid
C) Tiibet
D) Alpid

3. Milline Euraasia kliimavöönd hõivab suurima territooriumi?
A) subarktiline
B) subtroopiline
C) subekvatoriaalne
D) mõõdukas

4. Millised järgmistest mägedest on madalaimad?
A) Himaalaja
B) Cordillera
C) Uural
D) Andid

5. Mandri, mis ei kuulu ühegi osariigi alla:
A) Antarktika
B) Aafrika
C) Euraasia
D) Austraalia

6. Põhja-Jäämere basseini ei kuulu järgmine meri:
A) Tšukotka
B) Barentsevo
C) Baltikumi
D) Laptevid

7. Kõige soolasem ookean:
A) Vaikne
B) Arktika
C) Atlandi ookean
D) Indiaanlane

8. Meteoroloogiajaamades määratakse atmosfäärirõhk järgmiselt:
A) termomeeter
B) baromeeter
C) tuulelipp
D) sademete mõõtur

9. Millised tuuled on hooajalised?
A) passaattuuled
B) läänetuuled
C) mussoonid
D) tuuled

10. Millist tüüpi õhumassi iseloomustab madal õhuniiskus ja kõrge suvetemperatuur?
A) troopiline
B) mõõdukas
C) arktiline
D) ekvatoriaalne

11. Millises looduspiirkonnas elavad lõvid, jõehobud, kaelkirjakud, antiloobid?
A) ekvatoriaalsed metsad
B) kõrbed
C) kõvalehelised metsad
D) savannid

12. Meri on ääremaa:
A) Must
B) Valge
C) Barentsevo
D) Baltikumi

13. Mis määrab tuule tugevuse?
A) Maa pöörlemiskiiruse kohta
B) ookeanide lähedusest
C) atmosfäärirõhu erinevusest
D) olenevalt aastaajast

14. Niiskust armastava taimestikuga liigniiske maa-ala on...
A) reservuaar
B) soo
C) jõgi
D) järv

15. Kuidas nimetatakse kõrgust merepinnast?
Sugulane
B) horisontaalne
C) vertikaalne
D) absoluutne

abi küsimustega 1. mis määrab loodete tekke ookeanides ja meredes 2. millised tingimused mõjutavad ookeanivete segunemist 3. kuidas saab

lahendada ookeanide ja merede keskkonnaprobleeme, kinnitada konkreetsete näidetega 4. kirjeldada füüsilise kaardi abil (vabatahtlik) ühte meredest vastavalt järgmisele plaanile; a) millisesse ookeanibasseini meri kuulub; b) kas see on sise- või välismeri; c) mis suunas see ulatub; d) millisel kaugusel teie piirkonnast see asub; kas vesi külmub? g) millised jõed sinna suubuvad. 5. milline on järvede tähtsus majanduses 6. kuidas inimesed põhjavett kasutavad 7. miks on põhjavee kaitse üks meie aja põhiprobleeme. 8. Mille poolest erinevad katteliustikud mägiliustikest? 9. kirjutage geograafiline essee teemal "minu projekt ookeani (meri, järv, jõgi) kaitseks" tänan teid juba ette abistamast, annan palju tk aitäh

Kus on litosfääri plaatide vahelised piirid?a) piki kuristikke; b) piki tasandikke ja jõgesid; c) piki ookeani keskharjasid ja süvamere kaevikuid; d) mööda

mandrite rannajooned Kuidas nimetatakse litosfääri plaatide iidseid stabiilseid alasid? a) kurrutatud alad; b) platvormid; c) tasandikud; d) ookeanisäng.Kuidas nimetatakse pikaajalist ilmastikumustrit, mis korduvad antud piirkonnas aastast aastasse?a) kliima; b) ilm; c) isoterm; d) kasvuhooneefekt. Mida lähemal ekvaatorile, seda: a) mida suurem on päikesekiirte langemisnurk ja mida vähem maapind soojeneb; b) seda väiksem on päikesekiirte langemisnurk ja seda suurem on õhutemperatuur troposfääris; , õhutemperatuur atmosfääri pinnakihis on kõrgem d) päikesekiirte langemisnurk on väiksem ja maapind soojeneb vähem Millised tuuled on troopilistel laiuskraadidel ülekaalus? a) pasaattuuled ; b) lääne; c) põhjaosa; d) mussoonid Kus Maal asuvad madalrõhualad a) ekvaatori lähedal ja parasvöötme laiuskraadidel; b) parasvöötme ja troopilistel laiuskraadidel c) poolustel; d) ainult üle kontinentide. Millistel laiuskraadidel täheldatakse õhu liikumist ülespoole a) troopikas; b) ekvaatoril; c) Antarktikas; d) Arktikas Millises kliimavööndis on aasta jooksul domineerivad kaks õhumassi: parasvöötme ja troopiline?a) parasvöötmes; b) troopikas; c) subtroopikas; d) subekvatoriaalses.Millise kliima jaoks. tsoone iseloomustab läänetuulte domineerimine ja eristuvad aastaajad a) troopika puhul; b) ekvatoriaalseks; c) mõõdukatele; d) Arktika jaoks Mis määrab ookeanivee soolsuse? a) sademete hulga kohta; b) aurustumisest; c) jõevee sissevoolust; d) kõigil ülaltoodud põhjustel.Ookeani pinnavee temperatuur: a) on kõikjal ühesugune; b) varieerub ja sõltub laiuskraadist c) muutub ainult sügavusega; d) muutused koos sgavuse ja laiuskraadidega.Mis mrab looduslike vööndite vaheldumist maismaal?a) niiskuse hulk; b) soojushulk; c) taimestik; d) soojuse ja niiskuse suhe. B osa: Millised on kolm kihti, millest mandri maakoor koosneb?Mis tähtsust omab atmosfäär elusorganismidele? (vähemalt 3 tegurit) Märkige, miks kõik geograafilise ümbrise komponendid on ühendatud ühtseks tervikuks Defineerige rassi mõiste ja märkige peamised inimrassid Osa C. Mis jõud liigutab litosfääri plaate Miks liiguvad õhumassid aasta jooksul, siis põhja, siis lõuna suunas Mis on kõrgusvöönd? Ja selle peamine muster.

Jõgede voolukiirusi (ehk voolukinemaatikat) uuritakse üksikasjalikult hüdraulika kursusel. Siin pöörame tähelepanu ainult neile voolukinemaatika tunnustele, mida on vaja teada, et mõista hüdroloogia põhiharusid.

Jõgede vesi liigub gravitatsiooni mõjul. Voolu kiirus sõltub voolu pikikaldega paralleelse gravitatsioonikomponendi suuruse ja voolus tekkiva takistusjõu vahel, mis tekib põhja ja kalda vahel liikuva veemassi hõõrdumise tagajärjel. . Gravitatsiooni pikisuunalise komponendi suurus sõltub kanali kaldest ja takistusjõud sõltub kanali kareduse astmest. Kui takistus on võrdne liikumapaneva jõuga, muutub vee liikumine ühtlaseks. Kui liikumapanev jõud ületab takistusjõu, omandab liikumine kiirenduse; kui nende jõudude suhe on vastupidine, siis liikumine aeglustub. Vee liikumisel on kaks kategooriat – laminaarne ja turbulentne.

Laminaarne vool on paralleelne voolu liikumine. Laminaarset liikumist eristavad järgmised tunnused: 1) kõik voolu osakesed liiguvad ühes üldsuunas, ilma põikhälbeid kogemata; 2) veevoolu kiirus tõuseb sujuvalt nullist kanali seina juures maksimumini vabal pinnal; 3) voolukiirus on otseselt võrdeline vaba pinna kaldega ja sõltub vedeliku viskoossusest.

Turbulentsel liikumisel on järgmised tunnused: 1) voolukiirused pulseerivad, see tähendab, et kiiruse suund ja suurus igas punktis kõigub kogu aeg; 2) Voolukiirus seinal nullist tõuseb kiiresti õhukese põhjakihi sees; edasi, veepinna poole, suureneb kiirus aeglaselt; 3) veevoolu kiirus ei sõltu või peaaegu ei sõltu vedeliku viskoossusest ning viskoossuse mõju puudumisel on võrdeline kalde ruutjuurega; 4) veeosakesed liiguvad mitte ainult mööda voolu, vaid ka vertikaalselt ja põiki, s.t. kogu voolav veemass liigub.

Seega on turbulentsel liikumisel kindlaks tehtud, et avatud vooludes suureneb pulsatsioonide amplituud pinnalt põhja poole. Voolu ristlõikes suureneb pulsatsioonide amplituud vooluteljest kallastele.

Kanalite käänulisuse ja erinevate vormide tõttu ei ole veevool jõgedes peaaegu kunagi paralleelne kallastega ning veevool jaguneb eraldiseisvateks nn sisevooludeks. Need hoovused erodeerivad kanalit, transpordivad erosiooniprodukte (setteid) ja ladestavad need kanalisse, mille tulemuseks on röga, looklemine, rästik, läbipääsud ja muud veealused takistused.

Jõevoolus esinevad järgmised sisehoovused: 1) voolusängi kõverusest põhjustatud vool; 2) vool, mis tekib maa pöörlemisel ümber oma telje; 3) vee pöörlev (pööris) liikumine, mis on põhjustatud kanalivormide ebapiisavast voolujoonelisusest.

Voolupunktis eristatakse hetkekiirust ja kohalikku kiirust. Kohe kiirus (U) (vt joonis 1) on kiirus antud voolu punktis antud hetkel. Ristkülikukujulises koordinaatsüsteemis on hetkkiirusel pikisuunaline komponent, mis on suunatud horisontaalselt piki voolu pikitelge, ja vertikaalkomponent, mis on suunatud piki voolu vertikaaltelge.

Praktilistes arvutustes tuleb reeglina tegeleda ajas keskmistatud voolukiirustega. Voolukiirust voolupunktis piisavalt pika aja jooksul keskmistatuna nimetatakse kohalikuks kiiruseks ja see saadakse avaldisega

(1)

kus on kiiruse pulsatsioonigraafiku pindala ajavahemikus T(joonis 1).

Riis. 1. Veevoolu kiiruse pikikomponendi pulsatsioonide graafik.

Kiiruse jaotus jõevoolus.

Veevoolu kiiruste jaotus jõevoolus on mitmekesine ja sõltub jõe tüübist (tasand, mägi jne), morfomeetrilistest tunnustest, kanali karedusest ja veepinna kaldest. Vaatamata kogu mitmekesisusele on kiiruste jaotuses jõe sügavuses ja laiuses mõningaid üldisi mustreid.

Vaatleme pikisuunaliste kiiruste jaotust erinevatel vertikaalsetel sügavustel. Kui joonistame kiiruse väärtused vertikaalsuunast ja ühendame nende otsad sileda joonega, siis kujutab see joon kiiruse profiili. Kiirusprofiili, vertikaalsuuna ning veepinna ja põhja joontega piiratud joonist nimetatakse kiirusdiagrammiks (joonis 2). Nagu on näha jooniselt 2, täheldatakse suurimat kiirust (avatud voolus) tavaliselt pinnal (U-pind). Kiirust voolu põhjas nimetatakse põhjakiiruseks (U d).

Kui mõõdame kiirusdiagrammi pindala ja jagame selle vertikaalse sügavusega, saame väärtuse nn keskmine vertikaalkiirus ja seda väljendatakse valemiga

(2)

Avatud voolu keskmine vertikaalne kiirus asub pinnast ligikaudu sügavusel 0,6 h.

Kiiruseprofiili tavavaade, mis on näidatud joonisel fig. 2, looduslike vooluveekogude tingimustes võib seda moonutada erinevate tegurite mõjul: põhja ebatasasused, veetaimestik, tuul, jäämoodustised jne.

Olulise põhja ebatasasuse korral võib kiirus põhjas järsult väheneda, umbes nagu on näidatud joonisel fig. 3.

Tuulega allavoolu võivad pinnakiirused suureneda ja veetase veidi langeda; vastuvoolu tuulega on näha vastupidist pilti (joonis 4).

Sarnaselt kiirusdiagrammidele vertikaaltel on võimalik koostada kiirusdiagramm piki jõe laiust (joonis 5), näiteks pinna- või keskmised kiirused vertikaalidel, diagrammi kontuurid järgivad tavaliselt põhja kontuure; suurima kiiruse asukoht langeb ligikaudu kokku suurima sügavuse asukohaga.

Jääkatte olemasolul põhjustab jää alumise pinna kareduse mõju maksimaalse kiiruse nihkumist pinnast teatud sügavusele, tavaliselt (0,3-0,4)h võrra (joonis 6a). Kui esineb subglatsiaalset lörtsi, võib maksimumkiiruse allapoole nihe olla veelgi olulisem, kuni (0,6-0,7)h (joonis 6b).