Observaciones del río. Caudal del río y sus características.

La elaboración de un pronóstico fiable de la inundación máxima posible durante el período estimado de funcionamiento del puente se realiza sobre la base de observaciones a largo plazo de los niveles de agua en los ríos. Estas observaciones se realizan en puestos permanentes de medición del agua (Fig. 3.1). datos recibidos regímenes hídricos Los ríos se publican en anuarios hidrológicos desde 1936.

De acuerdo con las opiniones modernas, es posible hacer un pronóstico confiable basándose en materiales de observaciones estacionarias del régimen hídrico del río durante un período de al menos 20 años [ MANUAL PARA CORTAR 2.05.03-84]. Este período se debe al hecho de que las observaciones deben incluir tanto los años de bajamar como los de altamar. Sólo en este caso se puede establecer la variabilidad real de las alturas de inundación características de un curso de agua determinado.

Normalmente, los puestos permanentes de medición de agua se combinan con estaciones hidrometeorológicas. Si hay estructuras hidráulicas en el río, entonces la ubicación del puesto de agua se elige fuera de su zona de influencia.

En el lugar del puesto de agua se traza una alineación geodésica. El sitio para el objetivo debe cumplir los siguientes requisitos:

De ser posible, el canal debe ser recto, sin cambios bruscos de profundidad, sin islas ni bajíos;

Si es posible, las pendientes de los bancos deben tener pendientes de 1:5 – 1:2;

el sitio debe estar ubicado fuera de arroyos y corrientes inversas;

La llanura aluvial debe, si es posible, tener la menor anchura, sin canales ni lagos, con la menor cantidad de vegetación;

el canal y las llanuras aluviales en el área objetivo no deberían estar sujetos a erosión;

Las pendientes de los bancos no deberían estar sujetas a los impactos de témpanos de hielo y troncos.

En el terreno, la alineación se traza con un teodolito y se asegura con hitos permanentes, dos en cada orilla. A lo largo del trazado se fijan marcas geodésicas en el suelo. La distancia entre ellas puede ser diferente, pero el exceso de una marca sobre otra no debe ser superior a 0,5 m. La marca más alta debe ubicarse a 0,5 m por encima del nivel de inundación más alto y la más baja a 0,5 m por debajo del nivel más bajo de agua. Dado que las marcas están ubicadas en el área afectada por las inundaciones, sus marcas son monitoreadas constantemente. La marca sobre las marcas geodésicas se transfiere desde un punto de referencia especial ubicado fuera de la zona de inundación. Los niveles de agua se miden con una precisión de 1 cm instalando una varilla geodésica en la marca correspondiente. Número de mediciones de 2 a 24 mediciones por día. El plano de comparación horizontal convencional, que se toma como cero de referencia al medir los niveles de agua, se denomina cero del gráfico del medidor de agua. La marca correspondiente es la marca cero del gráfico de la estación de medición de agua.

Las marcas geodésicas se fijan a postes de agua permanentes mediante pilotes que se hincan o atornillan por debajo de la profundidad de congelación. Los pilotes no deben elevarse más de 25 cm por encima de la superficie del suelo.

A partir de los resultados de las observaciones en los puestos de medición del agua, se construyen gráficos de medición del agua (Fig. 3.2), que se publican en los Anuarios hidrológicos.

Los caudales durante las inundaciones de primavera o las inundaciones que pasan por el sitio del puesto de agua se calculan utilizando la conocida fórmula:

,

Dónde V– velocidad del flujo de agua;

 – área de la sección transversal del flujo en el nivel más alto del agua.

En este caso se determinan tanto el caudal total en toda el área objetivo como los caudales en secciones individuales del objetivo. La división en áreas puede ocurrir dependiendo de las condiciones del flujo de agua, por ejemplo áreas con diferentes coeficientes de rugosidad; zonas con grandes diferencias de profundidad, etc. (Fig. 3.3). Para cálculos aproximados, en cualquier caso, es necesario dividir en al menos tres secciones: la llanura aluvial izquierda, el canal y la llanura aluvial derecha.

Fig.3.3. Un ejemplo de cómo dividir un sitio en secciones para calcular los caudales.

La velocidad del flujo de agua en una sección particular de la alineación se puede calcular usando la fórmula,

Dónde h– profundidad media del agua en la zona;

i– pendiente longitudinal de la superficie de agua libre en RUVV;

a– ángulo entre la dirección del flujo y la perpendicular

al eje de la solución morfológica;

metro– coeficiente de rugosidad;

b* – parámetro de la forma de la sección en vivo.

El parámetro de forma de la sección viva de canales naturales se toma dependiendo del coeficiente de forma de la sección del canal.

,

Dónde h– profundidad media de la zona;

h máximo – profundidad máxima Ubicación activada.

· Cálculo del caudal anual en disponibilidad incompleta datos de observación.

El valor medio del caudal anual durante un período prolongado en condiciones físico-geográficas constantes, incluidos al menos dos ciclos pares cerrados de fluctuaciones del contenido de agua, se denomina caudal anual. El caudal anual es muy importante al calcular el caudal y realizar diversos tipos de actividades de gestión del agua en los ríos, porque caracteriza el potencial Recursos hídricos una región u otra. Gran importancia El caudal como característica calculada está determinado por su inmutabilidad, porque está determinado por la proporción de precipitación y evaporación. Por lo tanto, el caudal determinado a partir de observaciones durante un período de tiempo pasado se puede extender a un período de tiempo futuro. Al calcular el caudal, se distinguen 3 casos de cálculo: 1) hay un largo período de observaciones hidrométricas; 2) el período de observación es insuficiente para determinar las características del escurrimiento; 3) falta de datos de observación hidrométrica.

En caso de insuficiencia. En este caso, el principal método de cálculo es utilizar el método de analogía hidrológica, es decir para determinar el caudal del río de diseño, se selecciona un río análogo con un período de observación largo y el caudal se determina de la siguiente manera: 1) usando fórmulas de reducción, cuando el caudal se determina usando fórmulas imperiales teniendo en cuenta algunos parámetros de el río de diseño y el río analógico; 2) el caudal está determinado por los caudales anuales restaurados del río, es decir, hay una extensión de la serie de cálculo del río. Se utilizan 2 métodos: 1) gráfico; 2) analítico. Método gráfico. Para el período conjunto de observaciones del río calculado y del río analógico, se construye un gráfico de comunicación. Utilizando el diagrama de flujo del río analógico, se amplía la serie del río calculado. Método analítico. Usando la ecuación de la curva de regresión, se seleccionan los parámetros de la ecuación y se restaura la serie del río calculado usando la ecuación

· Selección de un río analógico.

Se entiende por río analógico aquel que cuenta con datos de observación hidrológica y se encuentra en condiciones de formación de escorrentía similares a las del río para el que se realiza el cálculo.

Al elegir un río analógico, se realiza una valoración y comparación:

· estructura espacial fluctuaciones de la característica hidrológica considerada, que reflejan la naturaleza de la conectividad espacial de la característica hidrológica considerada,

· similitud del caudal de los ríos análogos y el río en estudio;

· proximidad geográfica de las cuencas;

· uniformidad de las condiciones de formación de escorrentía, similitud de condiciones climáticas, uniformidad de suelos (suelos) y condiciones hidrogeológicas, grado de contenido de lagos, cubierta forestal, pantanos y arados de las zonas de captación;

· alturas medias de las zonas de captación, exposición de pendientes e hipsometría;

· factores que distorsionan significativamente el caudal natural de los ríos (regulación del caudal de los ríos, vertidos de agua, retirada de caudal para riego y otras necesidades).

24.Perfil transversal del río. Tasa de flujo. Métodos para su determinación.

· Perfil transversal del río.

En el perfil transversal de un río distinguimos dos partes: el perfil transversal del valle del río y el perfil transversal del propio río. Para tener una idea del perfil del propio río, o, más precisamente, del lecho del río, es necesario medir las profundidades del río.

Se realizan mediciones o a mano o mecánico.

Para mediciones manuales, se utiliza una marca o un lote manual. El hilván es un poste hecho de madera flexible y duradera de sección redonda con un diámetro de 4 a 5 cm y una longitud de 4 a 7 m.

El extremo inferior del hilvanado está rematado con hierro. El hilván está coloreado el color blanco y está marcado a décimas de metro. La división cero corresponde al extremo inferior del hilván. A pesar de la simplicidad del dispositivo, el hilvanado da resultados precisos.

Para dibujar el perfil de un río, se traza una línea horizontal sobre la cual se trazan a escala los puntos de medición. Desde cada estro se traza una línea perpendicular, en la que también se trazan a escala las profundidades obtenidas a partir de las mediciones. Al conectar los extremos inferiores de las verticales, obtenemos un perfil. Debido a que la profundidad de los ríos es muy pequeña en comparación con el ancho, al dibujar un perfil, la escala vertical se toma mayor que la horizontal. Por tanto, el perfil queda distorsionado, pero más visual.

El ancho del río está determinado simplemente por la longitud de la parte superior. linea horizontal, que representa la superficie del río.

El perímetro mojado es la longitud de la línea inferior del río en el perfil desde un borde de la orilla del río hasta el otro. Se calcula sumando la longitud de todos los segmentos de la línea inferior en el dibujo de la sección transversal viva del río.

El radio hidráulico es el cociente del área de la sección transversal habitable dividida por la longitud del perímetro mojado (R=F/Р m).

La profundidad promedio es el cociente del área de la sección transversal abierta del río dividida por el ancho del río (hav =F/Bm).

Para ríos de tierras bajas, el valor del radio hidráulico suele ser muy cercano al valor profundidad media(R≈hcp).

Mayor profundidad se restaura basándose en los datos de medición.

· Tasa de flujo.

El caudal de líquido es la cantidad de líquido que fluye por unidad de tiempo a través de la sección transversal viva del flujo.

Hay caudales de líquido volumétrico, másico y ponderal.

El caudal volumétrico de un líquido es el volumen de líquido que fluye por unidad de tiempo a través de la sección transversal viva del flujo. El caudal volumétrico de fluido se suele medir en m3/s, dm3/s o l/s. Se calcula mediante la fórmula

donde Q es el caudal volumétrico del líquido,

W es el volumen de líquido que fluye a través de la sección transversal viva del flujo,

t es el tiempo de flujo del fluido.

El caudal másico de un líquido es la masa de líquido que fluye por unidad de tiempo a través de la sección transversal viva del flujo. El flujo másico generalmente se mide en kg/s, g/s o t/s y está determinado por la fórmula

donde QM es el caudal másico del líquido,

M es la masa de líquido que fluye a través de la sección transversal viva del flujo,

t es el tiempo de flujo del fluido.

· Métodos para su determinación.

El flujo de agua en corrientes abiertas (Q) generalmente se encuentra a través de la sección transversal abierta (W) y velocidad media flujo (V) según la fórmula: Q = W V

Además, el consumo de agua se determina utilizando cualquier sustancia con propiedades físicas o propiedades químicas. Una sustancia de concentración conocida, que ha viajado una cierta distancia con la corriente, reducirá su concentración inicial debido a la mezcla. El grado de reducción de la concentración depende del flujo de agua, por lo tanto, la disminución en la concentración de una sustancia es un criterio para el flujo de un curso de agua.

28.07.2015

Fluctuaciones del caudal de los ríos y criterios para su valoración. El caudal de un río es el movimiento del agua durante su circulación en la naturaleza, cuando fluye por el lecho de un río. corriente de río determinado por la cantidad de agua que fluye a lo largo del lecho de un río durante un período de tiempo determinado.
El régimen de flujo está influenciado por numerosos factores: climáticos: precipitación, evaporación, humedad y temperatura del aire; topográfico: terreno, forma y tamaño de las cuencas fluviales y suelo-geológico, incluida la cubierta vegetal.
Para cualquier cuenca, cuanto más precipitación y menos evaporación, mayor será el caudal del río.
Se ha establecido que con un aumento en la zona de captación, la duración de la inundación primaveral también aumenta, mientras que el hidrograma tiene una forma más alargada y "tranquila". Los suelos fácilmente permeables tienen más filtración y menos escurrimiento.
Al realizar diversos cálculos hidrológicos relacionados con el diseño de estructuras hidráulicas, sistemas de recuperación, sistemas de suministro de agua, medidas de control de inundaciones, carreteras, etc., se determinan las siguientes características principales del caudal del río.
1. Consumo de agua es el volumen de agua que fluye a través del sitio objetivo en cuestión por unidad de tiempo. El consumo medio de agua Qcp se calcula como la media aritmética de los gastos durante un periodo de tiempo determinado T:

2. Volumen de drenaje V- este es el volumen de agua que fluye a través de un punto dado durante el período de tiempo considerado T

3. Módulo de drenaje M es el caudal de agua por 1 km2 de la zona de captación F (o que fluye hacia abajo desde una unidad de zona de captación):

A diferencia del flujo de agua, el módulo de escorrentía no está asociado a una sección específica del río y caracteriza el flujo de la cuenca en su conjunto. El módulo de escorrentía promedio a largo plazo M0 no depende del contenido de agua de cada año, sino que se determina únicamente localización geográfica Cuenca del río. Esto permitió regionalizar hidrológicamente nuestro país y construir un mapa de isolíneas de módulos de escurrimiento promedio de largo plazo. Estos mapas se proporcionan en la literatura regulatoria relevante. Conociendo la zona de captación de un río y determinando su valor M0 a partir de un mapa de isolíneas, podemos determinar el caudal de agua promedio a largo plazo Q0 de este río mediante la fórmula

Para secciones de río ubicadas muy cerca, se puede suponer que los módulos de flujo son constantes, es decir

A partir de aquí, basándose en el caudal de agua conocido en una sección Q1 y plazas famosas cuencas en estas secciones F1 y F2, el flujo de agua en otra sección Q2 se puede establecer mediante la relación

4. Capa de fregadero h- esta es la altura de la capa de agua que se obtendría si distribución uniforme en toda el área de la cuenca F del volumen de escorrentía V durante un cierto período de tiempo:

Se compilaron mapas de isolíneas para la capa h0 de escorrentía promedio a largo plazo de la inundación de primavera.
5. Coeficiente de drenaje modular K es la relación entre cualquiera de las características de escorrentía anteriores y su valor medio aritmético:

Estos coeficientes se pueden establecer para cualquier características hidrológicas(caudales, niveles, precipitaciones, evaporación, etc.) y para cualquier periodo de caudal.
6. Coeficiente de drenaje η es la relación entre la capa de escorrentía y la capa de precipitación que cayó en el área de captación x:

Este coeficiente también se puede expresar mediante la relación entre el volumen de escorrentía y el volumen de precipitación durante el mismo período de tiempo.
7. Tasa de flujo- el valor medio de escorrentía a largo plazo más probable, expresado por cualquiera de las características de escorrentía anteriores durante un período de largo plazo. Para establecer el caudal, la serie de observaciones debe ser de al menos 40...60 años.
La tasa de escorrentía anual Q0 está determinada por la fórmula

Dado que en la mayoría de las estaciones de medición de agua el número de años de observaciones suele ser inferior a 40, es necesario comprobar si este número de años es suficiente para obtener valores fiables del caudal Q0. Para hacer esto, calcule el error cuadrático medio de la tasa de escorrentía de acuerdo con la dependencia

La duración del período de observación es suficiente si el valor del error cuadrático medio σQ no supera el 5%.
Los cambios en la escorrentía anual están influenciados predominantemente por factores climáticos: precipitación, evaporación, temperatura del aire, etc. Todos ellos están interconectados y, a su vez, dependen de una serie de motivos que son aleatorios. Por tanto, los parámetros hidrológicos que caracterizan la escorrentía están determinados por un conjunto de variables aleatorias. Al diseñar actividades de rafting en madera, es necesario conocer los valores de estos parámetros con la probabilidad requerida de excederlos. Por ejemplo, al calcular hidráulicamente presas de vigas de madera, es necesario establecer el caudal máximo de la inundación de primavera, que se puede exceder cinco veces en cien años. Este problema se resuelve usando métodos. estadística matemática y teoría de la probabilidad. Para caracterizar los valores de los parámetros hidrológicos (caudales, niveles, etc.), se utilizan los siguientes conceptos: frecuencia(repetición) y disponibilidad (duración).
La frecuencia muestra cuántas veces durante el período considerado el valor de un parámetro hidrológico estuvo dentro de un cierto intervalo. Por ejemplo, si el caudal de agua promedio anual en una determinada sección del río cambió durante varios años de observaciones de 150 a 350 m3/s, entonces es posible determinar cuántas veces los valores de este valor estaban en los intervalos 150...200, 200...250, 250...300 m3/s, etc.
Seguridad Muestra cuántos casos el valor del elemento hidrológico tuvo valores iguales y superiores a un determinado valor. En un sentido amplio, la seguridad es la probabilidad de superar un valor determinado. La disponibilidad de cualquier elemento hidrológico es igual a la suma de las frecuencias de los intervalos aguas arriba.
La frecuencia y la abundancia se pueden expresar como un número de casos, pero en los cálculos hidrológicos suelen determinarse como un porcentaje de numero total miembros de la serie hidrológica. Por ejemplo, en la serie hidrológica existen veinte valores de caudal medio anual de agua, seis de ellos tuvieron un valor igual o superior a 200 m3/s, lo que significa que este caudal se aporta en un 30%. Gráficamente, los cambios en la frecuencia y la disponibilidad se representan mediante curvas de frecuencia (Fig. 8a) y disponibilidad (Fig. 8b).

En los cálculos hidrológicos, la curva de oferta se utiliza con mayor frecuencia. De esta curva se desprende claramente que valor mayor parámetro hidrológico, menor será el porcentaje de provisión, y viceversa. Por lo tanto, generalmente se acepta que los años en los que la probabilidad de escorrentía, es decir, el flujo de agua promedio anual Qg, es menor al 50% son de agua alta, y los años con una probabilidad de Qg mayor al 50% son de agua baja. Un año con un caudal del 50% se considera un año de disponibilidad media de agua.
La disponibilidad de agua en un año se caracteriza en ocasiones por su frecuencia media. Para los años de agua alta, la frecuencia de ocurrencia muestra con qué frecuencia, en promedio, ocurren años con un contenido de agua determinado o mayor; para años de agua baja, ocurre este o menos contenido de agua; Por ejemplo, el caudal anual promedio de un año de aguas altas con un suministro del 10% tiene una repetibilidad promedio de 10 veces en 100 años o 1 vez en 10 años; La repetibilidad media de un año de estiaje con un 90% de suministro también tiene una repetibilidad de 10 veces en 100 años, ya que en un 10% de los casos el gasto medio anual tendrá valores inferiores.
Los años con un determinado contenido de agua tienen su nombre correspondiente. En mesa 1 para ellos se da la seguridad y repetibilidad.

La relación entre la frecuencia y y la probabilidad p se puede escribir de la siguiente forma:
para años húmedos

para años de escasez de agua

Todo estructuras hidráulicas para regular el curso o caudal de los ríos, se calculan en base al contenido de agua del año de un determinado suministro, garantizando la confiabilidad y el funcionamiento sin problemas de las estructuras.
El porcentaje calculado de provisión de indicadores hidrológicos está regulado por las "Instrucciones para el diseño de empresas flotantes madereras".
Curvas de oferta y métodos para su cálculo. En la práctica de los cálculos hidrológicos, se utilizan dos métodos para construir curvas de oferta: empírico y teórico.
Cálculo razonable curva de dotación empírica Sólo se puede realizar si el número de observaciones del caudal del río es superior a 30...40 años.
Al calcular la disponibilidad de miembros de una serie hidrológica para caudales anuales, estacionales y mínimos, se puede utilizar la fórmula de N.N. Chegodaeva:

Para determinar la disponibilidad de caudales máximos de agua se utiliza la dependencia S.N. Kritsky y M.F. Menkel:

El procedimiento para construir una curva de oferta empírica:
1) todos los miembros de la serie hidrológica están escritos en orden descendente valor absoluto OK;
2) cada miembro de la serie está asignado número de serie, comenzando desde uno;
3) la seguridad de cada miembro de la serie decreciente se determina mediante las fórmulas (23) o (24).
Con base en los resultados del cálculo, se construye una curva de oferta similar a la que se muestra en la Fig. 8b.
Sin embargo, las curvas de oferta empíricas tienen una serie de desventajas. Incluso con suficiente período largo observaciones no se puede garantizar que este intervalo cubra todos los valores máximos y posibles valores mínimos corriente de río. Los valores calculados de probabilidad de escorrentía del 1...2% no son fiables, ya que sólo se pueden obtener resultados suficientemente fundamentados con un número de observaciones durante 50...80 años. En este sentido, con un período limitado de observación del régimen hidrológico del río, cuando el número de años sea inferior a treinta, o en su total ausencia, se construyen Curvas de oferta teóricas.
Los estudios han demostrado que la distribución de variables hidrológicas aleatorias obedece mejor a la ecuación de la curva de Pearson. III tipo, cuya expresión integral es la curva de seguridad. Pearson obtuvo tablas para construir esta curva. La curva de oferta se puede construir con suficiente precisión para la práctica según tres parámetros: el valor medio aritmético de los miembros de la serie, los coeficientes de variación y la asimetría.
El valor medio aritmético de los miembros de la serie se calcula mediante la fórmula (19).
Si el número de años de observaciones es inferior a diez o no se realizaron observaciones en absoluto, entonces el flujo de agua promedio anual Qgcp se considera igual al promedio a largo plazo Q0, es decir, Qgcp = Q0. El valor de Q0 se puede establecer utilizando el coeficiente modular K0 o el módulo de drenaje M0, determinado a partir de mapas de isolíneas, ya que Q0 = M0*F.
El coeficiente de variación. Cv caracteriza la variabilidad de la escorrentía o el grado de su fluctuación en relación con el valor promedio en estas series, él es numéricamente igual a la proporción raíz del error cuadrático medio al valor medio aritmético de los miembros de la serie. El valor del coeficiente Cv está significativamente influenciado por condiciones climáticas, tipo de alimentación del río y características hidrográficas de su cuenca.
Si se dispone de datos de observación de al menos diez años, el coeficiente de variación de la escorrentía anual se calcula mediante la fórmula

El valor de Cv varía ampliamente: de 0,05 a 1,50; para ríos de rafting de madera Cv = 0,15...0,40.
Durante un breve período de observación del caudal del río o durante su ausencia total el coeficiente de variación se puede establecer mediante la fórmula D.L. Sokolovski:

En los cálculos hidrológicos para cuencas con F > 1000 km2, también se utiliza un mapa de isolíneas del coeficiente Cv si el área total de los lagos no supera el 3% del área de captación.
El documento reglamentario SNiP 2.01.14-83 recomienda la fórmula generalizada K.P. para determinar el coeficiente de variación de ríos no estudiados. Voskresenski:

Coeficiente de asimetría Cs caracteriza la asimetría de la serie de los considerados variable aleatoria respecto de su valor medio. Cuanto menor sea la proporción de miembros de la serie que exceda la norma de escorrentía, mayor será el coeficiente de asimetría.
El coeficiente de asimetría se puede calcular mediante la fórmula.

Sin embargo, esta dependencia da resultados satisfactorios sólo para el número de años de observaciones n > 100.
El coeficiente de asimetría de los ríos no estudiados se establece mediante la relación Cs/Cv para ríos análogos y, en ausencia de análogos suficientemente buenos, se aceptan las relaciones Cs/Cv promedio para los ríos del área dada.
Si es imposible establecer la relación Cs/Cv para un grupo de ríos análogos, entonces se aceptan por razones reglamentarias los valores del coeficiente Cs para ríos no estudiados: para cuencas fluviales con un coeficiente de contenido lacustre superior al 40%.

para zonas de humedad excesiva y variable: ártico, tundra, bosque, bosque-estepa, estepa

Para construir una curva de oferta teórica basada en los tres parámetros anteriores (Q0, Cv y Cs), utilizan el método propuesto por Foster-Rybkin.
De la relación anterior para el coeficiente modular (17) se deduce que el valor promedio de escorrentía a largo plazo de un suministro determinado (Qp%, MP%, Vp%, hp%) se puede calcular usando la fórmula

El coeficiente modular de escorrentía de un año determinado de suministro está determinado por la dependencia

Una vez determinada una serie de características de la escorrentía durante un período de varios años de disponibilidad variable, es posible construir una curva de oferta utilizando estos datos. En este caso, es recomendable realizar todos los cálculos en forma tabular (Tablas 3 y 4).

Métodos para calcular coeficientes modulares. Para resolver muchos problemas de gestión del agua, es necesario conocer la distribución del flujo entre estaciones o meses del año. La distribución intraanual de la escorrentía se expresa en forma de coeficientes modulares de la escorrentía mensual, que representan la relación entre los caudales mensuales promedio Qm.av y el caudal anual promedio Qg.av:

La distribución intraanual de la escorrentía es diferente para años de diferente contenido de agua, por lo tanto, en cálculos prácticos, los coeficientes modulares de la escorrentía mensual se determinan para tres años característicos: un año de agua alta con un suministro del 10%, un suministro de agua promedio - 50% de suministro y un año de escasez de agua: 90% de suministro.
Los coeficientes modulares de caudal mensual se pueden establecer basándose en el conocimiento real de los caudales de agua mensuales medios en presencia de datos de observación durante al menos 30 años, en un río análogo, o en tablas estándar de distribución de caudal mensual, que se compilan para diferentes cuencas fluviales. .
El consumo promedio mensual de agua se determina según la fórmula.

(33): Qm.cp = KmQg.av

Para cuantificación Se aplican las siguientes características del jugo de río.

Volumen de drenaje W. m 3 o km 3 – la cantidad de agua que fluye en el lecho del río a través de un punto de salida determinado durante un período de tiempo T días, W = 86400 QT [m 3 ] = 8,64 * 10 -5 QT [km 3 ], donde Q es el caudal promedio en m 3 /s para el tiempo T días; 86.400 es el número de segundos que tiene un día.

Módulo de drenaje METRO l/(s*km 2) – la cantidad de agua que fluye desde una unidad de área por unidad de tiempo, M = 103 Q/F, donde F es el área de captación en km 2.

Capa de drenaje Y– capa de agua en milímetros, distribuida uniformemente sobre el área F y que fluye desde la zona de captación durante un cierto período de tiempo T días, Y = 86,4TQ / F. Capa de escorrentía por año en milímetros: Y = 31,54M.

Coeficiente de drenaje η – la relación entre el tamaño de la capa de escorrentía de un área determinada durante un período de tiempo determinado y el tamaño de la capa de precipitación atmosférica que cae sobre esta área durante el mismo período de tiempo, es decir η = Y / X, 0 ≤ η ≤ 1. El coeficiente de escorrentía es una cantidad adimensional.

Un rasgo característico en la distribución de la escorrentía promedio a largo plazo en el territorio de la URSS es zonación latitudinal esto, más claramente expresado en las partes bajas del país, y una tendencia a reducir la escorrentía en dirección de oeste a este bajo la influencia del clima continental. En las zonas planas de nuestro país, el caudal disminuye de norte a sur. Al mismo tiempo, dentro de la llanura rusa existe una amplia franja de mayor caudal (> 300 mm), que cubre las cuencas de los ríos Vyga, Kem, Onega, Northern Dvina, Pechora, etc. Al sur y al norte de esta franja , el flujo disminuye. Valores más bajos El caudal alcanza entre 20 y 10 mm o menos en el Mar Negro y especialmente en las tierras bajas del Caspio. En el territorio Llanura de Siberia Occidental el caudal máximo se observa en la latitud 64–66° y es de 250 mm (cuenca del río Pur). En la costa Mar de Kara El caudal es menor, unos 200 mm, disminuyendo hacia el sur y en la zona esteparia es de unos 10 mm. El alivio también afecta la distribución de la escorrentía. Las perturbaciones menores en el relieve llano de la llanura rusa provocan un aumento de la escorrentía (regiones de Valdai, Volga y tierras altas de Rusia Central). Cordillera de los Urales- mayoría valores altos Flujo en las vertientes occidentales en comparación con las orientales. en la cuenca del río Shugor es el caudal máximo para Europa. partes de la URSS: unos 800 mm. La precipitación también afecta la escorrentía (la precipitación cae, la escorrentía). En las vertientes meridionales de la cordillera del Cáucaso principal el caudal es mayor que en las septentrionales. Casarse. módulo de drenaje para la URSS = 6,2 l/(s*km 2), es decir, respectivamente. la capa de escurrimiento es de aproximadamente 195 mm.

Factores que influyen en el caudal del río.

Clima, suelo, estructura geologica cuenca, vegetación, relieve, lagos, viviendas. actividad.

Análisis de la ecuación del agua. El equilibrio Y = X – Z durante un largo período nos permite juzgar que clima Medio. afecta el escurrimiento. Por ejemplo: evaporación (la > t, cuanto más intenso es el uso), contenido de agua en el suelo (la > precipitación, la > agua). Para calcular el valor medio anual de evaporación se utilizan los métodos de M. I. Budyko y A. R. Konstantinov. El método Budyko se basa en el nivel de conexión entre el equilibrio térmico y hídrico del territorio. En general, esta ecuación es: Z/X = f(R/LX), donde L es el calor latente de evaporación, Z/X es el coeficiente. evaporación, R – rad. balance.

Influencia suelo sobre la escorrentía y sus componentes subterráneos y superficiales se realiza mediante los procesos de infiltración y evaporación.

Geológico estructura La cuenca del río determina las condiciones de acumulación y consumo. agua subterránea, alimentando los ríos. Gran valor para la escorrentía kárstica rocas que componen las cuencas fluviales. Intensidad Esta influencia también depende de la edad del karst. En las zonas kársticas no suele haber escorrentía superficial; las precipitaciones son absorbidas por sumideros y campos, se filtran a través de grietas y reponen las reservas de agua subterránea.

La influencia de la vegetación es pequeña. Consiste en aumentar la rugosidad de la tierra. superficie, como resultado de lo cual el flujo de agua sobre la superficie de la tierra se ralentiza y aumenta la posibilidad de infiltración de humedad en el suelo. La influencia del bosque en elementos individuales. balance de agua alto (filtración, evaporación, en parte precipitación).

Pendientes La influencia sobre el caudal del río es relativamente pequeña, debido a que el papel de la capacidad de infiltración del suelo anula el aumento o disminución del caudal de agua, que depende de este factor. superficie de la Tierra. bol. El relieve tiene un impacto en los elementos individuales del agua. equilibrio: precipitación, infiltración de humedad en los suelos y evaporación. Esta influencia se manifiesta dependiendo del tamaño de las formas en relieve.

con cambio lago las proporciones entre áreas cubiertas por agua y ocupadas por tierra cambian.

Hidrograma: un gráfico de cambios en el tiempo del flujo de agua en un río u otro curso de agua durante un año, varios años o parte de un año (estación, crecida o inundación).

El hidrograma se construye a partir de datos sobre los caudales de agua diarios en el lugar donde se observa el caudal del río. La cantidad de consumo de agua se representa en el eje de ordenadas y los intervalos de tiempo en el eje de abscisas.

El hidrograma refleja la naturaleza de la distribución del flujo de agua a lo largo del año, estación, inundación (inundación) y estiaje. El hidrograma se utiliza para calcular el diagrama de flujos de agua que forman canales.

Unidad Hidrograma: hidrograma que muestra cambios en el flujo de agua durante una sola inundación.

Típico Hidrograma: un hidrograma que refleja las características generales de la distribución intraanual del flujo de agua en el río.

Hidrograma de inundaciones a largo plazo- onda de inundación calculada en una determinada sección de un curso de agua, caracterizada por un determinado caudal a largo plazo, un hidrograma típico y el volumen correspondiente.

El objetivo del hidrograma es determinar el caudal por época del año y el tipo de alimentación del río.

Cuantificando la participación varios tipos La alimentación en la formación de escorrentía se suele realizar mediante la división gráfica del hidrograma por tipo de alimentación. En este caso, la proporción de uno u otro tipo de alimento (por ejemplo, nieve, lluvia, subsuelo) se determina en proporción a las áreas correspondientes en el hidrograma.

Las mayores dificultades surgen a la hora de aislar la recarga subterránea durante períodos de crecida o grandes inundaciones. Dependiendo de la naturaleza de la interacción entre las aguas superficiales y subterráneas, B.V. Polyakov, B.I Kudelin, K.V Voskresensky, M.I Lvovich, O.V. Popov y otros investigadores propusieron varios esquemas de división del hidrograma. Los patrones más generales son los siguientes. En ausencia de una conexión hidráulica entre el río y el agua subterránea, que suele ser típica de los ríos de montaña, la recarga subterránea durante las inundaciones o las inundaciones en bosquejo general repite el curso del hidrograma, pero de forma más suave y con cierto retraso en la recarga subterránea máxima respecto al caudal máximo de agua. En presencia de una conexión hidráulica permanente o temporal entre el río y el agua subterránea durante el aumento de la inundación, como resultado del respaldo del agua subterránea por el río, la recarga subterránea disminuye y alcanza un mínimo en el nivel más alto del agua del río. Al permanecer mucho tiempo de pie niveles altos, que es más típico de los ríos grandes, las aguas de los ríos se filtran al suelo (“recarga subterránea negativa”), y al final de la inundación o al comienzo del estiaje, estas aguas regresan al río (regulación costera del río fluir).

Los ríos grandes y medianos se controlan constantemente en diferentes puntos, ya que los ríos son muy cambiantes. El nivel y caudal de agua en ellos depende de: la cantidad de lluvia y el deshielo. Para protegerse contra las inundaciones, es necesario estudiar el comportamiento. Para ello se ha creado en todo el mundo una enorme red de estaciones que monitorean continuamente los cambios en el nivel del agua, su flujo, calidad, temperatura y fenómenos del hielo. Actualmente existen 60.000 estaciones de este tipo. Además, en las cuencas se han instalado 150.000 pluviómetros y 10.000 estaciones para medir la evaporación. La información de todas las estaciones ingresa a los centros de procesamiento, donde, con la ayuda de computadoras, se obtienen los datos que caracterizan el comportamiento del río y se publican en "Anuarios hidrológicos" especiales, y sobre esta base se crea un "catastro hidrológico", es decir, un resumen completo. de datos sobre los ríos durante todo el período de observación.

La enorme red existente de estaciones hidrológicas cubre menos del 1% de todos los ríos del mundo con una longitud de 10 km. A partir de la información que recopilan, los hidrólogos han desarrollado métodos fiables para determinar el comportamiento de ríos no estudiados. Esto permitió determinar todos los ríos del mundo, lo que equivale a casi 42 mil km3 por año. Si a esto le sumamos la escorrentía anual de hielo de capa de hielo y (3 mil km3) y escorrentía subterránea (2,2 mil km3) hacia el océano, entonces un total de 46 mil km3 de agua fluyen desde la tierra hacia el océano anualmente. Pero 1.000 km3 de caudal de los ríos no llegan, ya que van a los lagos y se pierden en las arenas, en las llamadas zonas sin drenaje que existen en todos los continentes, un ejemplo de lo cual es la cuenca marina, que incluye.

Junto con el agua, los ríos transportan sustancias disueltas al océano, que contienen una media de unos 90 mg por litro. Durante el año, los ríos transportan 3.570 millones de toneladas de sustancias disueltas. agua de rio También contiene partículas sólidas de sustancias: sedimentos. Pueden mezclarse mientras están suspendidos en el agua (sedimento suspendido) y rodar y “saltar” por el fondo (sedimento del fondo o arrastrado). Su peso total es de 17 mil millones de toneladas por año. Las sustancias disueltas y los sedimentos son el resultado de la actividad del agua, que se erosiona y provoca el descenso de los niveles del suelo. Este proceso se llama. A lo largo de 1000 años, el agua se disuelve y arrastra una capa de unos 5 cm de espesor. altura media La superficie moderna de 700 m sobre el nivel del mar tardaría sólo 14 millones de años en llegar al océano. Pero esto no sucede, porque la tierra está en constante crecimiento. El río vuelve a depositar sedimentos en canales, estuarios, lagos y mares en forma de sedimentos del fondo de diversas formas. Así, los ríos resultan ser destructores y escultores, procesando la superficie de la tierra, cuyo relieve se forma con la participación obligatoria del agua.