Observations de rivières. Débit fluvial et ses caractéristiques

L'établissement d'une prévision fiable de la crue maximale possible pendant la période estimée d'exploitation du pont est réalisée sur la base d'observations à long terme des niveaux d'eau des rivières. Ces observations sont effectuées à des postes de mesure d'eau permanents (Fig. 3.1). Données sur reçu régimes d'eau Les rivières sont publiées dans les annuaires hydrologiques depuis 1936.

Conformément aux vues modernes, une prévision fiable est possible sur la base de matériaux provenant d'observations stationnaires du régime hydrique de la rivière sur une période d'au moins 20 ans [ MANUEL POUR SNiP 2.05.03-84]. Cette période est due au fait que les observations doivent inclure à la fois les années d’étiage et les années de crue. C'est seulement dans ce cas que l'on peut établir la variabilité réelle des hauteurs de crue caractéristique d'un cours d'eau donné.

En règle générale, les postes de comptage d'eau permanents sont combinés avec des stations hydrométéorologiques. S'il y a des ouvrages hydrauliques sur la rivière, alors l'emplacement du poste d'eau est choisi en dehors de la zone de leur influence.

Sur le site du poste d'eau, un alignement géodésique est tracé. Le site de la cible doit répondre aux exigences suivantes :

Si possible, le chenal doit être droit, sans changements brusques de profondeur, sans îles ni hauts-fonds ;

Si possible, les pentes des berges doivent avoir des pentes de 1:5 à 1:2 ;

le site doit être situé à l'extérieur des ruisseaux et des courants inverses ;

La plaine inondable doit, si possible, avoir la plus petite largeur, sans canaux ni lacs, avec le moins de végétation ;

le canal et les plaines inondables de la zone cible ne doivent pas être sujets à l'érosion ;

Les pentes des berges ne devraient pas être soumises aux impacts des floes de glace et des grumes.

Au sol, l'alignement est tracé au théodolite et sécurisé par des bornes kilométriques permanentes, deux sur chaque rive. Tout au long du tracé, des repères géodésiques sont fixés au sol. La distance entre eux peut être différente, mais le dépassement d'une marque par rapport à une autre ne doit pas dépasser 0,5 m. La marque la plus haute doit être située à 0,5 m au-dessus du niveau d'inondation le plus élevé, la plus basse à 0,5 m en dessous du niveau d'étiage le plus bas. Les marquages ​​étant situés dans la zone touchée par les inondations, leurs marquages ​​sont constamment surveillés. Le marquage sur les repères géodésiques est transféré à partir d'un repère spécial situé en dehors de la zone inondable. Les niveaux d'eau sont mesurés avec une précision de 1 cm en installant une tige géodésique sur le repère approprié. Nombre de mesures de 2 à 24 mesures par jour. Le plan de comparaison horizontal conventionnel, pris comme zéro de référence lors de la mesure des niveaux d’eau, est appelé le zéro du graphique de la jauge d’eau. Le repère correspondant est le repère zéro du graphique de la station de comptage d'eau.

Les marques géodésiques sont fixées aux postes d'eau permanents à l'aide de pieux enfoncés ou vissés en dessous de la profondeur de congélation. Les pieux ne doivent pas dépasser la surface du sol de plus de 25 cm.

Sur la base des résultats des observations aux postes de mesure de l'eau, des graphiques de mesure de l'eau sont construits (Fig. 3.2), qui sont publiés dans les annuaires hydrologiques.

Les débits lors des crues printanières ou des crues traversant le site du poste d'eau sont calculés selon la formule bien connue :

,

Où V– la vitesse d'écoulement de l'eau ;

 – section transversale de l'écoulement au niveau d'eau le plus élevé.

Dans ce cas, le débit total sur toute la zone cible et les débits dans les sections individuelles de la cible sont déterminés. Une division en zones peut avoir lieu en fonction des conditions d'écoulement de l'eau, par exemple des zones avec des coefficients de rugosité différents ; zones avec de grandes différences de profondeur, etc. (Fig. 3.3). Pour des calculs approximatifs, dans tous les cas, il est nécessaire de diviser en au moins trois sections : la plaine inondable de gauche, le canal et la plaine inondable de droite.

Figure 3.3. Un exemple de division d'un site en sections pour calculer les débits

La vitesse d'écoulement de l'eau dans une section particulière du tracé peut être calculée à l'aide de la formule,

Où H– profondeur moyenne de l'eau sur le site ;

je– pente longitudinale de la surface d'eau libre à RUVV ;

un– angle entre la direction d’écoulement et la perpendiculaire

à l'axe de la solution morphologique ;

m– coefficient de rugosité ;

b* – paramètre de la forme de la section dynamique.

Le paramètre de forme de la section vivante des canaux naturels est pris en fonction du coefficient de forme de la section du canal

,

Où H– profondeur moyenne dans la zone ;

h maximum – profondeur maximale Emplacement activé.

· Calcul du débit annuel à disponibilité incomplète données d’observation.

La valeur moyenne du ruissellement annuel sur une longue période dans des conditions physico-géographiques constantes, comprenant au moins deux cycles, même fermés, de fluctuations de la teneur en eau, est appelée débit annuel. Le débit annuel est très important lors du calcul du débit et de la réalisation de divers types d'activités de gestion de l'eau sur les rivières, car il caractérise le potentiel ressources en eau une région ou une autre. Grande importance le débit en tant que caractéristique calculée est déterminé par son immuabilité, car il est déterminé par le rapport des précipitations et de l'évaporation. Par conséquent, le débit déterminé à partir d’observations sur une période de temps passée peut être étendu à une période de temps future. Lors du calcul du débit, il existe 3 cas de calcul : 1) il y a une longue période d'observations hydrométriques ; 2) la période d'observation est insuffisante pour déterminer les caractéristiques du ruissellement ; 3) manque de données d'observation hydrométriques.

En cas d'insuffisance. Dans ce cas, la principale méthode de calcul consiste à utiliser la méthode de l'analogie hydrologique, c'est-à-dire pour déterminer le débit de la rivière de conception, une rivière analogique avec une longue période d'observation est sélectionnée et le débit est déterminé comme suit : 1) à l'aide de formules de réduction, lorsque le débit est déterminé à l'aide de formules impériales prenant en compte certains paramètres de la rivière de conception et la rivière analogique ; 2) le débit est déterminé par les débits annuels restaurés de la rivière, c'est-à-dire il existe une extension de la série de calculs fluviaux. 2 méthodes sont utilisées : 1) graphique ; 2) analytique. Méthode graphique. Pour la période conjointe d'observations de la rivière calculée et de la rivière analogique, un graphique de communication est construit. À l’aide de l’organigramme de la rivière analogique, la série de la rivière calculée est étendue. Méthode analytique. A l'aide de l'équation de la courbe de régression, les paramètres de l'équation sont sélectionnés et la série de la rivière calculée est restituée à l'aide de l'équation

· Sélection d'une rivière analogique

Par rivière analogique, on entend une rivière qui dispose de données d'observation hydrologique et qui se trouve dans des conditions de formation de ruissellement similaires à celles de la rivière pour laquelle le calcul est effectué.

Lors du choix d'une rivière analogique, une évaluation et une comparaison sont effectuées :

· structure spatiale fluctuations de la caractéristique hydrologique considérée, reflétant la nature de la connectivité spatiale de la caractéristique hydrologique considérée,

· similarité du débit des rivières analogues et de la rivière étudiée ;

· proximité géographique des bassins versants ;

· uniformité des conditions de formation du ruissellement, similarité des conditions climatiques, uniformité des sols (sols) et conditions hydrogéologiques, le degré de contenu des lacs, le couvert forestier, le marécage et le labour des bassins versants ;

· hauteurs moyennes des bassins versants, exposition des pentes et hypsométrie ;

· facteurs qui faussent considérablement le débit naturel des rivières (régulation du débit des rivières, rejets d'eau, prélèvement de débit pour l'irrigation et autres besoins).

24.Profil transversal de la rivière. Débit. Méthodes pour sa détermination.

· Profil transversal de la rivière

Dans le profil transversal d'une rivière, on distingue deux parties : le profil transversal de la vallée fluviale et le profil transversal de la rivière elle-même. Pour avoir une idée du profil de la rivière elle-même, ou plus précisément du lit de la rivière, il est nécessaire de mesurer les profondeurs de la rivière.

Des mesures sont effectuées ou manuellement ou mécanique.

Pour les mesures manuelles, une marque ou un lot manuel est utilisé. Le bâti est un poteau en bois souple et résistant de section ronde d'un diamètre de 4 à 5 cm et d'une longueur de 4 à 7 m.

L'extrémité inférieure du bâti est finie avec du fer. Le badigeonnage est coloré en couleur blanche et est marqué au dixième de mètre. La division zéro correspond à l'extrémité inférieure du bâti. Malgré la simplicité de l'appareil, l'arrosage donne des résultats précis.

Pour tracer le profil d'une rivière, une ligne horizontale est tracée sur laquelle les points de mesure sont tracés à l'échelle. Une ligne perpendiculaire est tracée à partir de chaque œstrus, sur laquelle les profondeurs obtenues à partir des mesures sont également portées à l'échelle. En reliant les extrémités inférieures des verticales, nous obtenons un profil. En raison du fait que la profondeur des rivières est très petite par rapport à la largeur, lors du dessin d'un profil, l'échelle verticale est prise plus grande que l'échelle horizontale. Le profil est donc déformé, mais plus visuel.

La largeur de la rivière est simplement déterminée par la longueur du cours supérieur ligne horizontale, représentant la surface de la rivière.

Le périmètre mouillé est la longueur de la ligne de fond de la rivière sur le profil d'un bord à l'autre de la berge. Il est calculé en additionnant la longueur de tous les segments de la ligne inférieure sur le dessin de la section transversale vivante de la rivière.

Le rayon hydraulique est le quotient de la section transversale habitable divisé par la longueur du périmètre mouillé (R=F/Р m).

La profondeur moyenne est le quotient de la section transversale ouverte de la rivière divisé par la largeur de la rivière (hav = F/Bm).

Pour les rivières de plaine, la valeur du rayon hydraulique est généralement très proche de la valeur profondeur moyenne(R≈hcp).

Plus grande profondeur est restauré sur la base des données de mesure.

· Débit.

Le débit de liquide est la quantité de liquide circulant par unité de temps à travers la section transversale active du flux.

Il existe des débits volumétriques, massiques et pondéraux de liquide.

Le débit volumétrique d'un liquide est le volume de liquide s'écoulant par unité de temps à travers la section transversale active du flux. Le débit volumétrique du fluide est généralement mesuré en m3/s, dm3/s ou l/s. Il est calculé par la formule

où Q est le débit volumétrique du liquide,

W est le volume de liquide circulant à travers la section active du flux,

t est le temps d'écoulement du fluide.

Le débit massique d'un liquide est la masse de liquide s'écoulant par unité de temps à travers la section transversale active de l'écoulement. Le débit massique est généralement mesuré en kg/s, g/s ou t/s et est déterminé par la formule

où QM est le débit massique du liquide,

M est la masse de liquide circulant à travers la section active de l'écoulement,

t est le temps d'écoulement du fluide.

· Méthodes pour sa détermination

L'écoulement de l'eau dans les cours d'eau ouverts (Q) se fait généralement à travers la section transversale ouverte (W) et vitesse moyenne débit (V) selon la formule : Q = W V

De plus, la consommation d'eau est déterminée à l'aide de substances dont les propriétés physiques ou propriétés chimiques. Une substance de concentration connue, ayant parcouru une certaine distance avec le flux, diminuera sa concentration initiale en raison du mélange. Le degré de réduction de la concentration dépend du débit de l'eau. La diminution de la concentration d'une substance est donc un critère pour le débit d'un cours d'eau.

28.07.2015

Fluctuations du débit fluvial et critères de son évaluation. Le débit d'une rivière est le mouvement de l'eau lors de sa circulation dans la nature, lorsqu'elle s'écoule dans le lit d'une rivière. Débit de la rivière déterminé par la quantité d’eau qui s’écoule le long du lit d’une rivière pendant une certaine période de temps.
Le régime d'écoulement est influencé par de nombreux facteurs : climatiques - précipitations, évaporation, humidité et température de l'air ; topographique - terrain, forme et taille des bassins fluviaux et sol-géologique, y compris la couverture végétale.
Pour n’importe quel bassin, plus il y a de précipitations et moins d’évaporation, plus le débit du fleuve est important.
Il a été établi qu'avec l'augmentation du bassin versant, la durée de la crue printanière augmente également, tandis que l'hydrogramme a une forme plus allongée et « calme ». Les sols facilement perméables ont plus de filtration et moins de ruissellement.
Lors de l'exécution de divers calculs hydrologiques liés à la conception d'ouvrages hydrauliques, de systèmes de remise en état, de systèmes d'approvisionnement en eau, de mesures de contrôle des crues, de routes, etc., les principales caractéristiques suivantes du débit fluvial sont déterminées.
1. Consommation d'eau est le volume d’eau circulant à travers le site cible en question par unité de temps. La consommation moyenne d'eau Qcp est calculée comme la moyenne arithmétique des dépenses pour une période de temps T donnée :

2. Volume de vidange V- c'est le volume d'eau qui traverse un point donné pendant la période de temps T considérée

3. Module de vidange M est le débit d'eau par 1 km2 de bassin versant F (ou descendant d'un bassin versant unitaire) :

Contrairement au débit d'eau, le module de ruissellement n'est pas associé à un tronçon de rivière spécifique et caractérise le débit du bassin dans son ensemble. Le module d'écoulement moyen à long terme M0 ne dépend pas de la teneur en eau des années individuelles, mais est déterminé uniquement localisation géographique bassin de la rivière. Cela a permis de régionaliser hydrologiquement notre pays et de construire une carte des isolignes des modules de ruissellement moyens à long terme. Ces cartes sont fournies dans la littérature réglementaire pertinente. Connaissant le bassin versant d'une rivière et en déterminant la valeur M0 de celle-ci à partir d'une carte isoligne, nous pouvons déterminer le débit d'eau moyen à long terme Q0 de cette rivière à l'aide de la formule

Pour les sections de rivières rapprochées, les modules de débit peuvent être supposés constants, c'est-à-dire

À partir de là, sur la base du débit d'eau connu dans une section Q1 et places célèbres captages dans ces tronçons F1 et F2, le débit d'eau dans un autre tronçon Q2 peut être réglé selon la relation

4. Couche d'évier h- c'est la hauteur de la couche d'eau qu'on obtiendrait si distribution uniforme sur toute la surface du bassin F du volume d'écoulement V pendant une certaine période de temps :

Des cartes isolines ont été compilées pour la couche de ruissellement moyenne à long terme h0 de la crue printanière.
5. Coefficient de drainage modulaire K est le rapport de l'une des caractéristiques de ruissellement ci-dessus à sa valeur moyenne arithmétique :

Ces coefficients peuvent être définis pour n'importe quel caractéristiques hydrologiques(débits, niveaux, précipitations, évaporation, etc.) et pour toutes périodes d'écoulement.
6. Coefficient de drainage η est le rapport entre la couche de ruissellement et la couche de précipitations tombée sur le bassin versant x :

Ce coefficient peut également s’exprimer par le rapport du volume des eaux de ruissellement au volume des précipitations sur la même période de temps.
7. Débit- la valeur moyenne de ruissellement à long terme la plus probable, exprimée par l'une des caractéristiques de ruissellement ci-dessus sur une période de long terme. Pour établir le débit, la série d'observations doit être d'au moins 40...60 ans.
Le taux de ruissellement annuel Q0 est déterminé par la formule

Comme dans la plupart des stations de mesure d'eau le nombre d'années d'observations est généralement inférieur à 40, il est nécessaire de vérifier si ce nombre d'années est suffisant pour obtenir des valeurs fiables du débit Q0. Pour ce faire, calculez l'erreur quadratique moyenne du débit de ruissellement en fonction de la dépendance

La durée de la période d'observation est suffisante si la valeur de l'erreur quadratique moyenne σQ ne dépasse pas 5 %.
Les changements dans le ruissellement annuel sont principalement influencés par facteurs climatiques: précipitations, évaporation, température de l’air, etc. Ils sont tous interconnectés et dépendent à leur tour d’un certain nombre de raisons aléatoires. Ainsi, les paramètres hydrologiques caractérisant le ruissellement sont déterminés par un ensemble de variables aléatoires. Lors de la conception d'activités de rafting en bois, il est nécessaire de connaître les valeurs de ces paramètres avec la probabilité requise de les dépasser. Par exemple, lors du calcul hydraulique des barrages à chevrons en bois, il est nécessaire d'établir le débit maximal de la crue printanière, qui peut être dépassé cinq fois en cent ans. Ce problème est résolu à l'aide de méthodes statistiques mathématiques et la théorie des probabilités. Pour caractériser les valeurs des paramètres hydrologiques - débits, niveaux, etc., les notions suivantes sont utilisées : fréquence(répétition) et disponibilité (durée).
La fréquence indique combien de fois au cours de la période considérée la valeur d'un paramètre hydrologique s'est trouvée dans un certain intervalle. Par exemple, si le débit d'eau annuel moyen dans une section de rivière donnée a changé au cours d'un certain nombre d'années d'observations de 150 à 350 m3/s, il est alors possible de déterminer combien de fois les valeurs de cette valeur étaient dans les intervalles 150...200, 200...250, 250... .300 m3/s, etc.
Sécurité montre combien de cas la valeur de l'élément hydrologique avait des valeurs égales et supérieures à une certaine valeur. Au sens large, la sécurité est la probabilité de dépasser une valeur donnée. La disponibilité de tout élément hydrologique est égale à la somme des fréquences des intervalles amont.
La fréquence et l'abondance peuvent être exprimées en nombre de cas, mais dans les calculs hydrologiques, elles sont le plus souvent déterminées en pourcentage de nombre total membres de la série hydrologique. Par exemple, dans la série hydrologique, il y a vingt valeurs de débit d'eau annuel moyen, six d'entre elles avaient une valeur égale ou supérieure à 200 m3/s, ce qui signifie que ce débit est fourni à 30 %. Graphiquement, les changements de fréquence et de disponibilité sont représentés par des courbes de fréquence (Fig. 8a) et de disponibilité (Fig. 8b).

Dans les calculs hydrologiques, la courbe d'offre est plus souvent utilisée. De cette courbe, il ressort clairement que valeur plus grande paramètre hydrologique, plus le pourcentage d’apport est faible, et vice versa. Par conséquent, il est généralement admis que les années pour lesquelles la probabilité de ruissellement, c'est-à-dire le débit d'eau annuel moyen Qg, est inférieure à 50 %, sont des crues, et les années où la probabilité Qg est supérieure à 50 % sont des étiages. Une année avec un débit de 50 % est considérée comme une année de disponibilité moyenne en eau.
La disponibilité de l'eau au cours d'une année est parfois caractérisée par sa fréquence moyenne. Pour les années de hautes eaux, la fréquence d'apparition montre à quelle fréquence, en moyenne, les années d'une teneur en eau donnée ou supérieure se produisent ; pour les années d'étiage, cette teneur en eau ou moins se produit ; Par exemple, le débit annuel moyen d'une année de crue avec un apport de 10 % a une fréquence moyenne de 10 fois en 100 ans ou 1 fois en 10 ans ; La répétabilité moyenne d'une année d'étiage d'eau à 90% d'approvisionnement a également une répétabilité de 10 fois en 100 ans, puisque dans 10% des cas les dépenses annuelles moyennes auront des valeurs inférieures.
Les années d'une certaine teneur en eau portent un nom correspondant. Dans le tableau 1 pour eux, la sécurité et la répétabilité sont assurées.

La relation entre la fréquence y et la probabilité p peut s'écrire sous la forme suivante :
pour les années humides

pour les années d'étiage des eaux

Tous ouvrages hydrauliques pour réguler le cours ou le débit des rivières, ils sont calculés en fonction de la teneur en eau de l'année d'un certain approvisionnement, garantissant la fiabilité et le bon fonctionnement des ouvrages.
Le pourcentage calculé de fourniture d'indicateurs hydrologiques est réglementé par les « Instructions pour la conception des entreprises flottantes en bois ».
Courbes d'offre et méthodes pour leur calcul. Dans la pratique des calculs hydrologiques, deux méthodes sont utilisées pour construire des courbes d'offre : empirique et théorique.
Calcul raisonnable courbe de dotation empirique ne peut être réalisée que si le nombre d'observations du débit de la rivière est supérieur à 30...40 ans.
Lors du calcul de la disponibilité des membres d'une série hydrologique pour les débits annuels, saisonniers et minimaux, vous pouvez utiliser la formule de N.N. Chegodaeva :

Pour déterminer la disponibilité des débits d'eau maximaux, la dépendance S.N. Kritsky et M.F. Menkel :

La procédure de construction d'une courbe d'offre empirique :
1) tous les membres de la série hydrologique sont écrits par ordre décroissant valeur absolue d'accord;
2) chaque membre de la série est attribué numéro de série, à partir de un ;
3) la sécurité de chaque membre de la série décroissante est déterminée à l'aide des formules (23) ou (24).
Sur la base des résultats du calcul, une courbe d'offre similaire à celle illustrée sur la figure est construite. 8b.
Toutefois, les courbes d’offre empiriques présentent un certain nombre d’inconvénients. Même avec assez longue période les observations ne peuvent pas garantir que cet intervalle couvre tous les maximums et valeurs minimales débit de la rivière. Les valeurs calculées de probabilité de ruissellement de 1...2 % ne sont pas fiables, car des résultats suffisamment étayés ne peuvent être obtenus qu'avec un certain nombre d'observations sur 50...80 ans. A cet égard, avec une période limitée d'observation du régime hydrologique du fleuve, lorsque le nombre d'années est inférieur à trente, ou en leur absence totale, ils construisent courbes d’offre théoriques.
Des études ont montré que la distribution des variables hydrologiques aléatoires obéit le mieux à l'équation de la courbe de Pearson. type III, dont l’expression intégrale est la courbe de sécurité. Pearson a obtenu des tableaux pour construire cette courbe. La courbe d'offre peut être construite avec une précision suffisante pour la pratique en fonction de trois paramètres : la valeur moyenne arithmétique des membres de la série, les coefficients de variation et l'asymétrie.
La valeur moyenne arithmétique des membres de la série est calculée à l'aide de la formule (19).
Si le nombre d'années d'observations est inférieur à dix ou si aucune observation n'a été effectuée du tout, alors le débit d'eau annuel moyen Qgcp est pris égal à la moyenne à long terme Q0, c'est-à-dire Qgcp = Q0. La valeur de Q0 peut être établie à l'aide du coefficient modulaire K0 ou du module de drain M0, déterminé à partir de cartes isolignes, puisque Q0 = M0*F.
Le coefficient de variation Cv caractérise la variabilité du ruissellement ou le degré de sa fluctuation par rapport à la valeur moyenne en ces séries, il est numériquement égal au rapport erreur quadratique moyenne par rapport à la valeur moyenne arithmétique des membres de la série. La valeur du coefficient Cv est significativement influencée par conditions climatiques, le type d'alimentation fluviale et les caractéristiques hydrographiques de son bassin.
Si des données d'observation sont disponibles depuis au moins dix ans, le coefficient de variation du ruissellement annuel est calculé à l'aide de la formule

La valeur Cv varie considérablement : de 0,05 à 1,50 ; pour les rivières à bois Cv = 0,15...0,40.
Lors d'une courte période d'observation du débit des rivières ou lors de leur absence totale le coefficient de variation peut être établi à l'aide de la formule D.L. Sokolovsky :

Dans les calculs hydrologiques pour les bassins avec F > 1000 km2, une carte des isolignes du coefficient Cv est également utilisée si la superficie totale des lacs ne dépasse pas 3 % du bassin versant.
Le document réglementaire SNiP 2.01.14-83 recommande la formule généralisée K.P. pour déterminer le coefficient de variation des rivières non étudiées. Voskresenski :

Coefficient d'asymétrie Cs caractérise l'asymétrie des séries des considérés Variable aléatoire par rapport à sa valeur moyenne. Plus la partie des membres de la série dépasse la norme de ruissellement, plus le coefficient d'asymétrie est grand.
Le coefficient d'asymétrie peut être calculé à l'aide de la formule

Cependant, cette dépendance ne donne des résultats satisfaisants que pour le nombre d'années d'observations n > 100.
Le coefficient d'asymétrie des rivières non étudiées est établi par le rapport Cs/Cv pour les rivières analogiques, et en l'absence d'analogues suffisamment bons, les rapports Cs/Cv moyens pour les rivières de la zone donnée sont acceptés.
S'il est impossible d'établir le rapport Cs/Cv pour un groupe de rivières analogues, alors les valeurs du coefficient Cs pour les rivières non étudiées sont acceptées pour des raisons réglementaires : pour les bassins versants avec un coefficient de teneur en laque supérieur à 40 %

pour les zones d'humidité excessive et variable - arctique, toundra, forêt, forêt-steppe, steppe

Pour construire une courbe d'offre théorique basée sur les trois paramètres ci-dessus - Q0, Cv et Cs - ils utilisent la méthode proposée par Foster-Rybkin.
De la relation ci-dessus pour le coefficient modulaire (17), il s'ensuit que la valeur moyenne du ruissellement à long terme d'un approvisionnement donné - Qp%, MP%, Vp%, hp% - peut être calculée à l'aide de la formule

Le coefficient modulaire de ruissellement d'une année d'approvisionnement donnée est déterminé par la dépendance

Après avoir déterminé un certain nombre de caractéristiques de ruissellement sur une période pluriannuelle de disponibilité variable, il est possible de construire une courbe d'offre à l'aide de ces données. Dans ce cas, il est conseillé d'effectuer tous les calculs sous forme tabulaire (Tableaux 3 et 4).

Méthodes de calcul des coefficients modulaires. Pour résoudre de nombreux problèmes de gestion de l’eau, il est nécessaire de connaître la répartition du débit selon les saisons ou les mois de l’année. La répartition intra-annuelle du ruissellement est exprimée sous forme de coefficients modulaires de ruissellement mensuel, représentant le rapport des débits mensuels moyens Qm.av au débit annuel moyen Qg.av :

La répartition intra-annuelle du ruissellement est différente selon les années de teneur en eau différente, c'est pourquoi, dans les calculs pratiques, les coefficients modulaires du ruissellement mensuel sont déterminés pour trois années caractéristiques : une année de crue avec 10 % d'apport, une année moyenne avec de l'eau disponibilité - 50 % d'approvisionnement et une année d'étiage des eaux - 90 % d'approvisionnement.
Des coefficients modulaires de débit mensuel peuvent être établis sur la base de la connaissance réelle des débits d'eau mensuels moyens en présence de données d'observation depuis au moins 30 ans, sur une rivière analogique, ou sur des tableaux standards de répartition des débits mensuels, qui sont établis pour différents bassins fluviaux. .
La consommation d'eau mensuelle moyenne est déterminée sur la base de la formule

(33) : Qm.cp = KmQg.av

Pour quantification Les caractéristiques suivantes du jus de rivière s'appliquent.

Volume de vidange W m 3 ou km 3 – la quantité d'eau s'écoulant dans le lit de la rivière à travers un point de sortie donné sur une période de temps T jours, W = 86 400 QT [m 3 ] = 8,64 * 10 -5 QT [km 3 ], où Q est le débit moyen en m 3 /s pour une durée T jours ; 86 400 est le nombre de secondes dans une journée.

Module de vidange M l/(s*km 2) – la quantité d'eau s'écoulant d'une unité de surface par unité de temps, M = 103 Q/F, où F est le bassin versant en km 2.

Couche de drainage Oui– couche d'eau en millimètres, uniformément répartie sur la zone F et s'écoulant du bassin versant sur une certaine période de temps T jours, Y = 86,4TQ/F. Couche de ruissellement par an en millimètres : Y = 31,54M.

Coefficient de drainage η – le rapport entre la taille de la couche de ruissellement d'une zone donnée sur une certaine période de temps et la taille de la couche de précipitations atmosphériques tombant sur cette zone pendant la même période de temps, c'est-à-dire η = Y / X, 0 ≤ η ≤ 1. Le coefficient de ruissellement est une quantité sans dimension.

Un trait caractéristique de la répartition du ruissellement moyen à long terme sur le territoire de l'URSS est zonation latitudinale cela s'exprime le plus clairement dans les régions de plaine du pays, et une tendance à réduire le ruissellement dans la direction ouest-est sous l'influence du climat continental. Dans les régions plates de notre pays, le débit diminue du nord au sud. Parallèlement, à l'intérieur de la plaine russe, il existe une large bande de débit accru (> 300 mm), couvrant les bassins des rivières Vyga, Kem, Onega, Northern Dvina, Pechora, etc. Au sud et au nord de cette bande , le débit diminue. Valeurs les plus basses Le débit atteint 20 à 10 mm ou moins dans la mer Noire et surtout dans les basses terres caspiennes. Sur le territoire Plaine de Sibérie occidentale le débit maximum est observé entre 64 et 66° de latitude et est de 250 mm (bassin de la rivière Pur). Sur la côte Mer de Kara Le débit est moindre, environ 200 mm, diminuant vers le sud et dans la zone steppique il est d'environ 10 mm. Le soulagement affecte également la répartition du ruissellement. Des perturbations mineures dans le relief plat de la plaine russe provoquent une augmentation du ruissellement (régions du Valdai, de la Volga et des hautes terres de la Russie centrale). Crête de l'Oural- la plupart valeurs élevéesécoulement sur les versants ouest par rapport aux versants est. dans le bassin fluvial Shugor est le débit maximum pour l’Europe. certaines parties de l'URSS - environ 800 mm. Les précipitations affectent également le ruissellement (les > précipitations tombent, le > ruissellement). Sur les pentes sud de la chaîne principale du Caucase, le débit est plus important que sur celles du nord. Épouser. module de vidange pour l'URSS = 6,2 l/(s*km 2), soit resp. la couche de ruissellement est d'environ 195 mm.

Facteurs influençant le débit de la rivière

Climat, sol, structure géologique bassin fluvial, végétation, relief, lacs, habitations. activité.

Analyse de l'équation de l'eau. Le solde Y = X – Z sur une période longue permet de juger que climat Moyens. affecte le ruissellement. Par exemple : l'évaporation (la > t, plus l'utilisation est intense), la teneur en eau du sol (la > précipitation, la > eau). Pour calculer la valeur d'évaporation annuelle moyenne, les méthodes de M. I. Budyko et A. R. Konstantinov sont utilisées. La méthode Budyko est basée sur le niveau de connexion entre le bilan thermique et hydrique du territoire. En général, cette équation est : Z/X = f(R/LX), où L est la chaleur latente d'évaporation, Z/X est le coefficient. évaporation, R – rad. équilibre.

Influence sol sur le ruissellement et ses composantes souterraines et superficielles s'effectue à travers les processus d'infiltration et d'évaporation.

Géologique structure le bassin fluvial détermine les conditions d’accumulation et de consommation eaux souterraines, alimentant les rivières. Excellent rapport qualité-prix pour le ruissellement karstique rochers qui composent les bassins fluviaux. Intensité Cette influence dépend aussi de l'âge du karst. Dans les zones karstiques, il n'y a généralement pas de ruissellement de surface ; les précipitations sont absorbées par les dolines, les champs, s'infiltrent par les fissures et reconstituent les réserves d'eau souterraine.

L'influence de la végétation est faible. Elle consiste à augmenter la rugosité de la terre. surface, ce qui ralentit l'écoulement de l'eau à la surface de la terre et augmente la possibilité d'infiltration d'humidité dans le sol. L'influence de la forêt sur les éléments individuels bilan hydriqueélevée (infiltration, évaporation, en partie précipitations).

Pistes L'influence sur le ruissellement des rivières est relativement faible, du fait que le rôle de la capacité d'infiltration du sol l'emporte sur l'augmentation ou la diminution du débit de l'eau, qui dépend de ce facteur. la surface de la terre. Bol. le relief a un impact sur les éléments aquatiques individuels. bilan : précipitations, infiltration d’humidité dans les sols et évaporation. Cette influence se manifeste en fonction de la taille des formes en relief.

Avec le changement lacune les ratios entre les superficies couvertes par l'eau et occupées par le changement de terrain.

Hydrogramme - un graphique des changements dans le temps d'écoulement de l'eau dans une rivière ou un autre cours d'eau pendant une année, plusieurs années ou une partie d'année (saison, crue ou crue).

L'hydrogramme est construit sur la base de données sur les débits d'eau quotidiens à l'endroit où le débit de la rivière est observé. La quantité d'eau consommée est portée sur l'axe des ordonnées et les intervalles de temps sont portés sur l'axe des abscisses.

L'hydrogramme reflète la nature de la répartition du débit d'eau tout au long de l'année, de la saison, de la crue (inondation) et des basses eaux. L'hydrogramme est utilisé pour calculer le diagramme des débits d'eau formant des canaux.

Unité hydrogramme - un hydrogramme montrant les changements de débit d'eau au cours d'une seule crue.

Typique hydrogramme - un hydrogramme reflétant les caractéristiques générales de la distribution intra-annuelle du débit d'eau dans une rivière.

Hydrogramme de crue à long terme- onde de crue calculée dans une certaine section d'un cours d'eau, caractérisée par un certain débit à long terme, un hydrogramme typique et le volume correspondant.

L'hydrogramme a pour but de déterminer le débit par saison et le type d'alimentation de la rivière.

Quantifier la part divers types la nutrition en formation de ruissellement est généralement réalisée à l'aide d'une division graphique de l'hydrogramme par type de nutrition. Dans ce cas, la part de l'un ou l'autre type de nutrition (par exemple neige, pluie, sous-sol) est déterminée au prorata des surfaces correspondantes sur l'hydrogramme.

Les plus grandes difficultés surviennent lorsqu'il s'agit d'isoler la recharge souterraine en période de crues ou d'inondations majeures. En fonction de la nature de l'interaction entre les eaux de surface et les eaux souterraines, B.V. Polyakov, B.I. Kudelin, K.V. Voskresensky, M.I. Lvovich, O.V. Popov et d'autres chercheurs ont proposé un certain nombre de schémas de division de l'hydrogramme. Les modèles les plus généraux sont les suivants. En l'absence de liaison hydraulique entre le fleuve et les eaux souterraines, ce qui est généralement typique des rivières de montagne, la recharge souterraine lors des crues ou des crues de Plan général répète le cours de l'hydrogramme, mais sous une forme plus douce et avec un certain retard dans la recharge souterraine maximale par rapport au débit d'eau maximal. En présence d'une liaison hydraulique permanente ou temporaire entre rivière et nappe phréatique lors de la crue, du fait du refoulement de la nappe phréatique par la rivière, la recharge souterraine diminue et atteint un minimum au plus haut niveau d'eau de la rivière. Quand on reste longtemps debout niveaux élevés, ce qui est plus typique pour les grands fleuves, les eaux des rivières sont filtrées dans le sol (« recharge souterraine négative »), et à la fin de la crue ou au début des étiages, ces eaux retournent dans le fleuve (régulation côtière des eaux fluviales). couler).

Les rivières de grande et moyenne taille sont surveillées en permanence à différents endroits, car les rivières sont très changeantes. Le niveau et le débit de l'eau qui y pénètre dépendent : de la quantité de pluie et de la fonte. Pour se protéger des inondations, il est nécessaire d’étudier les comportements. À cet effet, un vaste réseau de stations a été créé dans le monde entier, qui surveillent en permanence l'évolution du niveau de l'eau, son débit, sa qualité, sa température et les phénomènes de glace. Il existe aujourd'hui 60 000 stations de ce type. En outre, 150 000 pluviomètres et 10 000 stations de mesure de l'évaporation ont été installés sur les bassins versants. Les informations de toutes les stations sont acheminées vers des centres de traitement où, à l'aide d'ordinateurs, les données caractérisant le comportement du fleuve sont obtenues et publiées dans des « Annuaires hydrologiques » spéciaux et, sur cette base, un « cadastre hydrologique » est créé, c'est-à-dire un synthèse des données sur les rivières pour toute la période d’observation.

Le vaste réseau existant de stations hydrologiques couvre moins de 1 % de tous les fleuves du monde sur une longueur de 10 km. Sur la base des informations recueillies, les hydrologues ont développé des méthodes fiables pour déterminer le comportement des rivières non étudiées. Cela a permis de déterminer tous les fleuves du monde, ce qui représente près de 42 000 km3 par an. Si l'on ajoute à cela le ruissellement annuel des glaces provenant calottes glaciaires et (3 000 km3) et le ruissellement souterrain (2,2 000 km3) dans l'océan, alors un total de 46 000 km3 d'eau s'écoulent chaque année de la terre vers l'océan. Mais 1 000 km3 de débit fluvial n'atteignent pas, puisqu'il se jette dans les lacs et se perd dans les sables, dans les zones dites sans drainage qui existent sur tous les continents, dont un exemple est le bassin maritime, qui comprend.

Avec l'eau, les rivières transportent dans l'océan des substances dissoutes qui en contiennent en moyenne environ 90 mg par litre. Au cours de l'année, les rivières transportent 3 570 millions de tonnes de substances dissoutes. l'eau de rivière contient également des particules solides de substances - des sédiments. Ils peuvent se mélanger lorsqu’ils sont en suspension dans l’eau (sédiments en suspension) et rouler et « sauter » le long du fond (sédiments du fond ou traînés). Leur poids total soit 17 milliards de tonnes par an. Les substances dissoutes et les sédiments sont le résultat de l’activité de l’eau, qui s’érode et entraîne une baisse du niveau des terres. Ce processus est appelé. Sur 1000 ans, l'eau se dissout et emporte une couche d'environ 5 cm d'épaisseur. de taille moyenne Les terres modernes situées à une altitude de 700 m ne prendraient que 14 millions d'années pour être rejetées dans l'océan. Mais cela n’arrive pas, car la terre ne cesse de croître. Le fleuve redépose des sédiments dans les chenaux, les estuaires, les lacs et les mers sous forme de sédiments de fond de formes diverses. Ainsi, les rivières s'avèrent être des destructeurs et des sculpteurs, traitant la surface du terrain dont le relief se forme avec la participation obligatoire de l'eau.