Pour quantifier le jus de rivière, les caractéristiques suivantes sont utilisées.
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 un temps 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 son zonage latitudinal, exprimé le plus clairement dans les basses terres du pays, et une tendance à la réduction du ruissellement dans la direction d'ouest en 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. Le débit atteint ses valeurs les plus basses dans la mer Noire et surtout dans la plaine caspienne, 20 à 10 mm ou moins. Sur le territoire de la plaine de Sibérie occidentale, le débit maximum est observé entre 64 et 66° de latitude et s'élève à 250 mm (bassin de la rivière Pur). Sur la côte de la mer de Kara, le débit est moindre, d'environ 200 mm au sud il diminue 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 - les valeurs de ruissellement les plus élevées se trouvent 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 du bassin fluvial, végétation, relief, contenu du lac, économie. activité.
Analyse de l'équation de l'eau. le solde Y = X – Z sur une période à long terme 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 des eaux souterraines alimentant les rivières. L'écoulement des roches karstiques qui composent les bassins fluviaux est d'une grande importance. 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 certains éléments du bilan hydrique est grande (infiltration, évaporation et en partie précipitations).
Pistes L’influence sur le débit 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 à la surface de la terre, qui dépend de ce facteur. 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 répartition intra-annuelle du débit d'eau dans la 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.
L'évaluation quantitative de la part des différents types de nutrition dans la formation du ruissellement est généralement réalisée à l'aide d'une décomposition 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 lors de l’isolement de 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 rivière et nappe phréatique, ce qui est habituellement caractéristique des rivières de montagne, la recharge souterraine en période de crue ou de crue répète généralement le cours de l'hydrogramme, mais sous une forme plus douce et avec un certain retard dans le maximum. recharge souterraine par rapport au débit d’eau maximum. 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. Lorsque les niveaux élevés restent longtemps, ce qui est plus typique des 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 reviennent au fleuve (régulation côtière du débit fluvial).
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 de glace des calottes glaciaires (3 000 km3) et le ruissellement souterrain (2,2 000 km3) vers l'océan, alors un total de 46 000 km3 d'eau s'écoulent chaque année des terres vers l'océan. Mais 1 000 km3 de débit fluvial n'atteignent pas, puisqu'ils se jettent dans les lacs et se perdent 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 - 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 masse totale est de 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. En 1000 ans, l'eau dissout et emporte une couche d'environ 5 cm d'épaisseur. Par conséquent, avec une hauteur moyenne des terres modernes au-dessus du niveau de la mer de 700 m, il ne faudrait que 14 millions d'années pour l'emporter 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.
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). Les données sur les régimes hydrologiques obtenus sont publiées dans les annuaires hydrologiques depuis 1936.
Conformément aux vues modernes, une prévision fiable est possible sur la base de matériaux issus 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. L'emplacement 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 balises étant situées dans la zone touchée par les inondations, leurs balises sont surveillées en permanence. 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 poteaux 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 dans la zone.
|
un F | ||||||
|
b * |
