การวิเคราะห์สภาพการก่อตัวและการคำนวณลักษณะทางสถิติหลักของการไหลของแม่น้ำเคเกตา ลักษณะแม่น้ำ

2.13. เมื่อกำหนดลักษณะทางอุทกวิทยาที่คำนวณได้ของการไหลบ่าของแม่น้ำประจำปี ข้อกำหนดที่ระบุไว้ในย่อหน้า 2.1 - 2.12.

2.14. เพื่อกำหนดการกระจายของน้ำที่ไหลบ่าระหว่างปีโดยมีข้อมูลการสังเกตไฮโดรเมตริกเป็นระยะเวลาอย่างน้อย 15 ปี วิธีการดังต่อไปนี้:

การกระจายน้ำท่าตามแม่น้ำแอนะล็อก

วิธีการจัดวางฤดูกาล

2.15. การกระจายน้ำในแต่ละปีควรคำนวณสำหรับปีการจัดการน้ำ โดยเริ่มตั้งแต่ฤดูน้ำสูง ขอบเขตของฤดูกาลถูกกำหนดให้เหมือนกันทุกปี โดยปัดเศษเป็นเดือนที่ใกล้ที่สุด

2.16. การแบ่งปีเป็นช่วงเวลาและฤดูกาลขึ้นอยู่กับประเภทของแม่น้ำและประเภทของการใช้น้ำที่ไหลบ่า ควรกำหนดระยะเวลาของช่วงน้ำสูงเพื่อให้ขอบเขตที่ยอมรับได้รวมถึงน้ำท่วมทุกปี ช่วงเวลาของปีและฤดูกาลที่การไหลบ่าตามธรรมชาติสามารถจำกัดการใช้น้ำได้ถือเป็นช่วงจำกัดและฤดูกาลจำกัด ระยะเวลาจำกัดรวมถึงสองฤดูกาลที่อยู่ติดกัน โดยหนึ่งฤดูที่ไม่เอื้ออำนวยมากที่สุดในแง่ของการใช้น้ำท่า (จำกัดฤดูกาล)

สำหรับแม่น้ำที่มีน้ำท่วมในฤดูใบไม้ผลิ ฤดูแล้งถือเป็นช่วงเวลาที่จำกัด คือ ฤดูร้อน - ฤดูใบไม้ร่วงและฤดูหนาว ด้วยความที่การใช้น้ำเป็นส่วนใหญ่สำหรับความต้องการทางการเกษตร ฤดูร้อนและฤดูใบไม้ร่วงจึงควรเป็นฤดูจำกัด และฤดูหนาวสำหรับวัตถุประสงค์ด้านไฟฟ้าพลังน้ำและการจัดหาน้ำ

2.17. สำหรับแม่น้ำบนภูเขาสูงที่มีน้ำท่วมขังในฤดูร้อน โดยส่วนใหญ่จะใช้การชลประทานของน้ำที่ไหลบ่า ฤดูใบไม้ร่วง-ฤดูหนาวและฤดูใบไม้ผลิถือเป็นช่วงจำกัด และฤดูใบไม้ผลิถือเป็นช่วงจำกัด

เมื่อออกแบบการผันน้ำส่วนเกินเพื่อควบคุมอุทกภัยหรือเมื่อระบายหนองบึงและพื้นที่ชุ่มน้ำ ระยะจำกัดคือช่วงน้ำสูงของปี (เช่น ฤดูใบไม้ผลิและฤดูร้อน - ฤดูใบไม้ร่วง) และฤดูจำกัดคือช่วงน้ำสูงสุด ฤดู (เช่น ฤดูใบไม้ผลิ)

ความน่าจะเป็นที่คำนวณได้ของการเกินการไหลบ่าสำหรับปี สำหรับฤดูกาลและระยะเวลาที่จำกัดนั้นพิจารณาจากเส้นโค้งของการแจกแจงความน่าจะเป็นรายปีที่เกิน (เชิงประจักษ์หรือเชิงวิเคราะห์)

2.18. การแจกแจงการไหลบ่าของการไหลบ่าสำหรับปีที่สังเกตโดยเฉพาะจะนำมาคำนวณหากความน่าจะเป็นของการไหลบ่าส่วนเกินสำหรับปีนี้และสำหรับช่วงระยะเวลาและฤดูกาลที่จำกัดนั้นใกล้เคียงกัน และสอดคล้องกับความน่าจะเป็นส่วนเกินประจำปีที่ระบุโดย เงื่อนไขการออกแบบ

2.19. การแจกแจงการไหลบ่าระหว่างปีเมื่อคำนวณโดยวิธีแบบผังภูมิจะพิจารณาจากเงื่อนไขความเท่าเทียมกันของความน่าจะเป็นที่จะเกินปริมาณน้ำท่าสำหรับปี การไหลบ่าสำหรับช่วงระยะเวลาจำกัด และภายในฤดูกาลที่จำกัด

ค่าน้ำท่าของฤดูกาลที่ไม่นับรวมในระยะเวลาจำกัดจะพิจารณาจากผลต่างระหว่างน้ำท่าสำหรับปีและน้ำท่าสำหรับงวดนี้ และค่าน้ำท่าสำหรับฤดูกาลไม่จำกัดที่รวมอยู่ในระยะเวลาจำกัดคือ กำหนดโดยความแตกต่างระหว่างการไหลบ่าของช่วงเวลานี้กับฤดูกาล

2.20. ด้วยค่าที่ใกล้เคียงกันของค่าสัมประสิทธิ์การแปรผันและความไม่สมดุลของการไหลบ่าของแม่น้ำสำหรับปีและการจำกัดระยะเวลาและฤดูกาล การกระจายภายในปีที่คำนวณได้ถูกกำหนดเป็นการกระจายเฉลี่ยของการไหลบ่าของน้ำในช่วงหลายเดือน (ทศวรรษ) ของทุกปีเป็น ร้อยละของปริมาณน้ำที่ไหลบ่าของแม่น้ำที่ทำการศึกษาต่อปี

2.21. ด้วยปริมาณการใช้น้ำที่เปลี่ยนแปลงเล็กน้อยในระหว่างปี อนุญาตให้แทนที่ปฏิทินการกระจายน้ำไหลตามฤดูกาลและเดือนของเส้นโค้งสำหรับระยะเวลาการใช้น้ำรายวันสำหรับปี

2.22. เมื่อการไหลของน้ำเปลี่ยนแปลงภายใต้อิทธิพลของกิจกรรมทางเศรษฐกิจ จำเป็นต้องทำให้กระแสน้ำในแม่น้ำไหลตามธรรมชาติตามข้อกำหนดของข้อ 1.6 จากข้อมูลเหล่านี้ จะกำหนดการกระจายน้ำในแม่น้ำในแต่ละปีโดยประมาณ และมีการเปลี่ยนแปลงผลการคำนวณอย่างเหมาะสม

ลักษณะของน้ำท่าประจำปี

การไหลบ่า คือ การเคลื่อนตัวของน้ำบนผิวดินตลอดจนความหนาของดินและ หินในช่วงวัฏจักรของมันในธรรมชาติ ในการคำนวณ การไหลบ่าจะเข้าใจว่าเป็นปริมาณน้ำที่ไหลจากแหล่งกักเก็บในช่วงเวลาใดเวลาหนึ่ง ปริมาณน้ำนี้สามารถแสดงเป็นอัตราการไหล Q, ปริมาตร W, โมดูลัส M หรือชั้นการไหลบ่า h

ปริมาณน้ำที่ไหลบ่า W - ปริมาณน้ำที่ไหลจากแหล่งกักเก็บในช่วงเวลาใดก็ได้ (วัน เดือน ปี ฯลฯ) - ถูกกำหนดโดยสูตร

W \u003d QT [ม. 3], (19)

โดยที่ Q คือปริมาณการใช้น้ำเฉลี่ยสำหรับช่วงเวลาที่คำนวณ m 3 /s, T คือจำนวนวินาทีในช่วงเวลาที่คำนวณ

เนื่องจากการคำนวณการปล่อยน้ำเฉลี่ยก่อนหน้านี้เป็นอัตราการไหลประจำปี ปริมาตรการไหลของ r Kegets ต่อปี W \u003d 2.39 365.25 24 3600 \u003d 31764096 m 3

โมดูลการไหลบ่า M - ปริมาณน้ำที่ไหลจากพื้นที่เก็บกักหน่วยต่อหน่วยเวลา - ถูกกำหนดโดยสูตร

М=103Q/F [ลิตร/(ตร.ม.2)], (20)

โดยที่ F คือพื้นที่รับน้ำ กม 2

โมดูลระบายน้ำ Kegets М=10 3 2.39/178 = 13.42 l/(sqm 2).

ชั้นน้ำที่ไหลบ่า h mm - ปริมาณน้ำที่ไหลจากแหล่งกักเก็บในช่วงเวลาใดเวลาหนึ่ง เท่ากับความหนาของชั้น กระจายอย่างสม่ำเสมอทั่วพื้นที่ของแหล่งกักเก็บนี้ ถูกกำหนดโดยสูตร

ชั่วโมง=W/(F 10 3)=QT/(F 10 3). (21)

ชั้นน้ำท่าสำหรับลุ่มน้ำ Kegets h = 31764096/ (178 10 3) = 178.44 มม.

ลักษณะไร้มิติรวมถึงปัจจัยโมดูลัสและปัจจัยการไหลบ่า

ค่าสัมประสิทธิ์โมดูลาร์ K คืออัตราส่วนของการไหลบ่าสำหรับปีใด ๆ ต่ออัตราการไหลบ่า:

K \u003d Q ฉัน /Q 0 \u003d W ฉัน / W 0 \u003d h i / h 0, (22)

และสำหรับร. Kegets สำหรับช่วงเวลาที่อยู่ระหว่างการพิจารณา K จะแตกต่างกันไปจาก K = 1.58 / 2.39 = 0.66 สำหรับหนึ่งปีโดยมีการไหลต่ำสุดถึง K = 3.26 / 2.39 = 1.36 สำหรับการไหลสูงสุด

ค่าสัมประสิทธิ์การไหลบ่า - อัตราส่วนของปริมาตรหรือชั้นของการไหลบ่าต่อปริมาณน้ำฝน x ที่ตกลงบนพื้นที่รับน้ำซึ่งทำให้เกิดการไหลบ่า:

ค่าสัมประสิทธิ์การไหลบ่าแสดงให้เห็นว่าปริมาณน้ำฝนไปสู่การก่อตัวของการไหลบ่า

ในการทำงานรายวิชา จำเป็นต้องกำหนดลักษณะน้ำที่ไหลบ่าประจำปีสำหรับลุ่มน้ำที่นำมาพิจารณาโดยนำอัตราการไหลบ่าจากส่วน

การกระจายน้ำท่าประจำปี

การกระจายน้ำที่ไหลบ่าของแม่น้ำในแต่ละปี สถานที่สำคัญในเรื่องการศึกษาและคำนวณการไหลบ่าทั้งทางปฏิบัติและเชิงวิทยาศาสตร์อยู่พร้อม ๆ กันมากที่สุด งานที่ท้าทายวิจัยอุทกวิทยา /2,4,13/.

ปัจจัยหลักที่กำหนดการกระจายน้ำท่าภายในปีและ มูลค่าโดยรวม, - ภูมิอากาศ พวกเขากำหนดลักษณะทั่วไป (พื้นหลัง) ของการกระจายน้ำที่ไหลบ่าในปีหนึ่งหรืออีกปีหนึ่ง พื้นที่ทางภูมิศาสตร์; การเปลี่ยนแปลงดินแดนในการกระจายน้ำท่าตามการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศ

ปัจจัยที่มีอิทธิพลต่อการกระจายน้ำที่ไหลบ่าตลอดทั้งปี ได้แก่ ทะเลสาบ ป่าไม้ แอ่งน้ำ ขนาดของลุ่มน้ำ ลักษณะของดินและดิน ความลึกของน้ำบาดาล ฯลฯ ซึ่งควรคำนึงถึงในระดับหนึ่งด้วย การคำนวณทั้งในกรณีที่ไม่มีและในที่ที่มีวัสดุสังเกต

ขึ้นอยู่กับความพร้อมของข้อมูลการสังเกตไฮโดรเมตริก วิธีการต่อไปนี้สำหรับการคำนวณการกระจายการไหลบ่าภายในปีจะถูกใช้:

เมื่อมีข้อสังเกตเป็นระยะเวลาอย่างน้อย 10 ปี: ก) การแจกแจงโดยเปรียบเทียบกับการแจกแจงปีจริง b) วิธีการจัดฤดูกาล;

ในกรณีที่ไม่มีหรือไม่เพียงพอ (น้อยกว่า 10 ปี) ของข้อมูลเชิงสังเกต: a) โดยการเปรียบเทียบกับการกระจายของการไหลบ่าของแม่น้ำอะนาล็อกที่ศึกษา; b) ตามแผนระดับภูมิภาคและการพึ่งพาระดับภูมิภาคของพารามิเตอร์ของการกระจายน้ำท่าภายในประจำปีของปัจจัยทางกายภาพและทางภูมิศาสตร์

การกระจายกระแสน้ำระหว่างปีมักจะไม่คำนวณตามปีปฏิทิน แต่คำนวณตามปีการจัดการน้ำ โดยเริ่มตั้งแต่ฤดูน้ำสูง ขอบเขตของฤดูกาลถูกกำหนดให้เหมือนกันทุกปี โดยปัดเศษเป็นเดือนที่ใกล้ที่สุด

ความน่าจะเป็นโดยประมาณของการไหลที่เกินหนึ่งปี การจำกัดระยะเวลาและฤดูกาล ถูกกำหนดตามงานของการจัดการน้ำใช้การไหลของแม่น้ำ

ในการทำงานรายวิชา จำเป็นต้องทำการคำนวณต่อหน้าการสังเกตไฮโดรเมตริก

การคำนวณการแจกแจงการไหลบ่าระหว่างปีโดยวิธีเค้าโครง

ข้อมูลเบื้องต้นสำหรับการคำนวณคือปริมาณการใช้น้ำเฉลี่ยต่อเดือน และขึ้นอยู่กับวัตถุประสงค์ของการใช้การคำนวณ เปอร์เซ็นต์การจ่าย P ที่กำหนด และแบ่งเป็นช่วงเวลาและฤดูกาล

การคำนวณแบ่งออกเป็นสองส่วน:

การแจกแจงระหว่างฤดูกาลซึ่งมีความสำคัญมากที่สุด

การแจกแจงตามฤดูกาล (ตามเดือนและหลายสิบปี กำหนดด้วยแผนผังบางส่วน)

การกระจายตามฤดูกาล ขึ้นอยู่กับชนิดของการกระจายน้ำท่าในแต่ละปีแบ่งออกเป็นสองช่วงเวลา: น้ำสูงและน้ำต่ำ (น้ำต่ำ) ขึ้นอยู่กับวัตถุประสงค์ในการใช้งาน หนึ่งในนั้นถูกกำหนดให้จำกัด

ช่วงจำกัด (ฤดูกาล) เป็นช่วงที่เครียดที่สุดในแง่ของการใช้น้ำ สำหรับวัตถุประสงค์ในการระบายน้ำ ระยะเวลาจำกัดคือน้ำสูง เพื่อการชลประทานน้ำตื้นพลังงาน

ช่วงเวลานี้มีหนึ่งหรือสองฤดูกาล ในแม่น้ำที่มีน้ำท่วมขังในฤดูใบไม้ผลิเพื่อการชลประทาน ช่วงเวลาน้ำสูง (ฤดูหรือที่เรียกว่าฤดูน้ำ) - ฤดูใบไม้ผลิและช่วงน้ำต่ำ (จำกัด) ซึ่งรวมถึงฤดูกาลด้วย ฤดูร้อน-ฤดูใบไม้ร่วง และฤดูหนาว และฤดูกาลที่จำกัดสำหรับการชลประทานคือฤดูร้อน-ฤดูใบไม้ร่วง (ฤดูหนาวสำหรับการใช้พลังงาน)

การคำนวณดำเนินการตามปีอุทกวิทยาเช่น หลายปีเริ่มเข้าสู่ฤดูน้ำสูง วันที่ของฤดูกาลถูกกำหนดให้เหมือนกันสำหรับการสังเกตการณ์ทุกปี โดยปัดขึ้นเป็นเดือนที่ใกล้ที่สุด ระยะเวลาของฤดูน้ำสูงถูกกำหนดเพื่อให้น้ำสูงอยู่ภายในขอบเขตของฤดูกาลทั้งในปีที่เริ่มมีอาการเร็วที่สุดและวันที่สิ้นสุดล่าสุด

ในงานระยะเวลาของฤดูกาลสามารถทำได้ดังนี้: ฤดูใบไม้ผลิ - เมษายน, พฤษภาคม, มิถุนายน; ฤดูร้อน-ฤดูใบไม้ร่วง - กรกฎาคม, สิงหาคม, กันยายน, ตุลาคม, พฤศจิกายน; ฤดูหนาว - ธันวาคมและมกราคม กุมภาพันธ์ มีนาคมปีหน้า

ปริมาณการไหลบ่าสำหรับฤดูกาลและแต่ละช่วงเวลาถูกกำหนดโดยผลรวมของการปล่อยทิ้งรายเดือนโดยเฉลี่ย (ตารางที่ 10) ที่ ปีที่แล้วค่าใช้จ่ายสำหรับเดือนธันวาคมจะถูกรวมเข้ากับค่าใช้จ่ายสำหรับสามเดือน (I, II, III) ของปีแรก

เมื่อคำนวณตามรูปแบบการจัดวาง การแจกแจงน้ำท่าระหว่างปีจะนำมาจากเงื่อนไขความเท่าเทียมกันของความน่าจะเป็นที่จะเกินปริมาณน้ำท่าสำหรับปี น้ำท่าสำหรับช่วงระยะเวลาจำกัด และภายในฤดูกาลที่จำกัด ดังนั้นจึงจำเป็นต้องกำหนดต้นทุนความปลอดภัยที่ระบุโดยโครงการ (ในงาน P = 80%) สำหรับปี ระยะเวลาที่จำกัดและฤดูกาล ดังนั้นจึงจำเป็นต้องคำนวณพารามิเตอร์ของเส้นอุปทาน (О 0 , С v และ С s) สำหรับระยะเวลาและฤดูกาลที่จำกัด (สำหรับการไหลบ่าประจำปี พารามิเตอร์จะถูกคำนวณด้านบน) การคำนวณทำได้โดยวิธีโมเมนต์ในตาราง 10 ตามโครงการที่ร่างไว้ข้างต้นสำหรับโฟลว์ประจำปี

คุณสามารถกำหนดต้นทุนโดยประมาณได้โดยใช้สูตร:

การไหลบ่าประจำปี

Orasgod \u003d Kr "12Q 0, (26)

ระยะเวลาจำกัด

Orasinter = KрQ0inter, (27)

จำกัดฤดูกาล

Oraslo \u003d Kr "Qlo (27)

โดยที่ Kp", Kp, Kp" เป็นพิกัดของเส้นโค้งของการแจกแจงแกมมาสามพารามิเตอร์ซึ่งนำมาจากตารางตามลำดับสำหรับ C v - การไหลบ่าประจำปี C v การไหลต่ำ และ C v สำหรับฤดูร้อน-ฤดูใบไม้ร่วง

บันทึก. เนื่องจากการคำนวณขึ้นอยู่กับค่าใช้จ่ายรายเดือนโดยเฉลี่ย ค่าใช้จ่ายโดยประมาณสำหรับปีจึงต้องคูณด้วย 12

เงื่อนไขหลักประการหนึ่งของวิธีการจัดวางคือความเท่าเทียมกัน

อรสก็อด = อรส. อย่างไรก็ตาม ความเท่าเทียมกันนี้จะถูกละเมิดหากคำนวณการไหลบ่าสำหรับฤดูกาลที่ไม่จำกัดนั้นพิจารณาจากเส้นอุปทาน (เนื่องจากความแตกต่างในพารามิเตอร์ของเส้นโค้ง) ดังนั้นการไหลบ่าโดยประมาณสำหรับช่วงเวลาที่ไม่ จำกัด (ในงาน - สำหรับฤดูใบไม้ผลิ) ถูกกำหนดโดยความแตกต่าง

Orasves = Orasgod - Orasmezh, (28)

และสำหรับฤดูกาลที่ไม่ จำกัด (ในฤดูหนาว)

ออราซิม = ออราสเมซ - คิวโล (29)

การคำนวณทำเป็นตารางสะดวกกว่า สิบ.

การกระจายตามฤดูกาล - นำมาเฉลี่ยในแต่ละกลุ่มปริมาณน้ำสามกลุ่ม (กลุ่มน้ำสูง รวมทั้งปีที่มีการไหลบ่าต่อฤดูกาล Р<33%, средняя по водности 33<Р<66%, маловодная Р>66%).

ในการระบุปีที่รวมอยู่ในกลุ่มปริมาณน้ำที่แยกจากกัน จำเป็นต้องจัดเตรียมต้นทุนรวมสำหรับฤดูกาลตามลำดับจากมากไปน้อยและคำนวณปริมาณน้ำที่ใช้จริง เนื่องจากความพร้อมใช้งานที่คำนวณได้ (Р=80%) สอดคล้องกับกลุ่มน้ำต่ำ การคำนวณเพิ่มเติมสำหรับปีที่รวมอยู่ในกลุ่มน้ำต่ำ (ตารางที่ 11)

สำหรับสิ่งนี้ใน ในคอลัมน์ "การไหลทั้งหมด" ให้จดค่าใช้จ่ายตามฤดูกาลซึ่งสอดคล้องกับข้อกำหนด P> 66% และในคอลัมน์ "ปี" - จดปีที่สอดคล้องกับค่าใช้จ่ายเหล่านี้

จัดเรียงค่าใช้จ่ายรายเดือนเฉลี่ยภายในฤดูกาลโดยเรียงลำดับจากมากไปน้อย โดยระบุเดือนตามปฏิทินที่เกี่ยวข้อง (ตารางที่ 11) ดังนั้นครั้งแรกจะเป็นการปล่อยในเดือนที่เปียกมากที่สุด ครั้งสุดท้าย - สำหรับเดือนที่มีน้ำน้อย

ทุกปี ให้สรุปค่าใช้จ่ายแยกกันสำหรับฤดูกาลและแต่ละเดือน ใช้จำนวนค่าใช้จ่ายสำหรับฤดูกาลเป็น 100% กำหนดเปอร์เซ็นต์ของแต่ละเดือน A% ที่รวมอยู่ในฤดูกาลและในคอลัมน์ "เดือน" ให้เขียนชื่อของเดือนที่เกิดซ้ำบ่อยที่สุด หากไม่มีการทำซ้ำ ให้เขียนสิ่งที่พบ แต่เพื่อให้แต่ละเดือนที่รวมอยู่ในฤดูกาลมีเปอร์เซ็นต์ของฤดูกาลเป็นของตัวเอง

จากนั้นคูณการระบายออกโดยประมาณสำหรับฤดูกาลซึ่งพิจารณาจากการกระจายน้ำท่าระหว่างฤดูกาล (ตารางที่ 10) ด้วยเปอร์เซ็นต์ของแต่ละเดือน A% (ตารางที่ 11) คำนวณการคายประจุโดยประมาณสำหรับแต่ละเดือน

Horac v = ฮอเรซ A % v / 100% (30)

ข้อมูลที่ได้รับจะถูกป้อนลงในตาราง 12 “ค่าใช้จ่ายโดยประมาณเป็นเดือน” และบนกระดาษกราฟ มีการสร้างไฮโดรกราฟ R-80% ของแม่น้ำที่อยู่ระหว่างการศึกษาโดยประมาณ (รูปที่ 11)

ตารางที่ 12. ค่าใช้จ่ายโดยประมาณ (ลบ.ม./วินาที) ต่อเดือน

การแนะนำ

งานคำนวณอุทกวิทยาและบทบาทในการพัฒนาเศรษฐกิจของประเทศ การเชื่อมโยงการคำนวณทางอุทกวิทยากับศาสตร์อื่นๆ ประวัติความเป็นมาของการพัฒนาการคำนวณอุทกวิทยา: งานแรกของนักวิทยาศาสตร์ต่างประเทศในศตวรรษที่ 17-19; ผลงานของนักวิทยาศาสตร์ชาวรัสเซียในช่วงปลายศตวรรษที่ 19 - ต้นศตวรรษที่ 20; ตำราอุทกวิทยาเล่มแรกในรัสเซีย ช่วงเวลาของการพัฒนาการคำนวณทางอุทกวิทยาของสหภาพโซเวียต การประชุมอุทกวิทยา All-Union และบทบาทของพวกเขาในการพัฒนาวิธีการคำนวณการไหลบ่าของแม่น้ำ ช่วงหลังโซเวียตของการพัฒนาการคำนวณทางอุทกวิทยา ลักษณะสำคัญของการไหลของแม่น้ำ สามกรณีของการกำหนดลักษณะทางอุทกวิทยา

วิธีการวิเคราะห์ลักษณะการไหลของแม่น้ำ

การวิเคราะห์ข้อมูลทางอุทกวิทยาทางพันธุกรรม: วิธีการทางภูมิศาสตร์และอุทกวิทยาและกรณีพิเศษ - วิธีการเปรียบเทียบทางอุทกวิทยาการแก้ไขทางภูมิศาสตร์และอุทกวิทยาและอุทกธรณีวิทยา การวิเคราะห์ความน่าจะเป็น-สถิติ: วิธีการของโมเมนต์, วิธีความน่าจะเป็นสูงสุด, วิธีเชิงปริมาณ, การวิเคราะห์สหสัมพันธ์และการถดถอย, การวิเคราะห์ปัจจัย, วิธีองค์ประกอบหลัก, วิธีวิเคราะห์จำแนก วิธีวิเคราะห์คณิตศาสตร์เชิงคำนวณ: ระบบสมการพีชคณิต อนุพันธ์และการรวมฟังก์ชัน สมการอนุพันธ์ย่อย วิธีมอนติคาร์โล แบบจำลองทางคณิตศาสตร์ของปรากฏการณ์และกระบวนการทางอุทกวิทยา คลาสและประเภทของแบบจำลอง การวิเคราะห์ระบบ.

วิธีการสร้างลักษณะทั่วไปทางอุทกวิทยา

แผนที่เส้นชั้นความสูงที่ไหลบ่า: หลักการก่อสร้าง ความน่าเชื่อถือในการกำหนดปริมาณน้ำที่ไหลบ่า การแบ่งเขตอุทกวิทยาของอาณาเขต: แนวคิด, ขอบเขตของการใช้งาน, หลักการของการแบ่งเขตและวิธีการแบ่งเขต, วิธีการกำหนดขอบเขตของภูมิภาค, ความสม่ำเสมอของภูมิภาค การประมวลผลกราฟิกของข้อมูลอุทกวิทยา: การพึ่งพากราฟิกแบบเส้นตรง แบบเอ็กซ์โปเนนเชียล และแบบเอ็กซ์โพเนนเชียล

ปัจจัยของรูปแบบการไหลของแม่น้ำ

ความสำคัญของการทำความเข้าใจกลไกและระดับอิทธิพลของปัจจัยทางกายภาพและภูมิศาสตร์ต่อระบอบการปกครองและปริมาณน้ำที่ไหลบ่า สมการ ความสมดุลของน้ำลุ่มน้ำ. การจำแนกปัจจัยการเกิดน้ำที่ไหลบ่า ปัจจัยภูมิอากาศและอุตุนิยมวิทยาของการไหลของแม่น้ำ: ปริมาณน้ำฝน การระเหย อุณหภูมิของอากาศ อิทธิพลต่อการไหลบ่าของปัจจัยของลุ่มน้ำและพื้นผิวพื้นฐาน: ที่ตั้งทางภูมิศาสตร์ ขนาด รูปทรงของลุ่มน้ำ ความโล่งใจ พืชพรรณ ดินและหิน ดินแห้งแล้ง ทะเลสาบ แอ่งน้ำ ธารน้ำแข็งและน้ำแข็งภายในแอ่ง ผลกระทบของกิจกรรมทางเศรษฐกิจต่อการไหลของแม่น้ำ: การสร้างอ่างเก็บน้ำและบ่อน้ำ การกระจายกระแสน้ำระหว่างลุ่มน้ำ การชลประทานของทุ่งเกษตรกรรม การระบายน้ำของหนองน้ำและพื้นที่ชุ่มน้ำ กิจกรรมวนเกษตรในแหล่งน้ำของแม่น้ำ ปริมาณการใช้น้ำเพื่อความต้องการทางอุตสาหกรรมและในประเทศ , การทำให้เป็นเมือง, การทำเหมืองแร่.

พารามิเตอร์ทางสถิติของกระแสน้ำ

ความน่าเชื่อถือของข้อมูลทางอุทกวิทยาเบื้องต้น

อัตราการไหลและหลักการคำนวณ ความแปรปรวนของการไหลบ่าของแม่น้ำ การแสดงออกสัมพัทธ์ (ค่าสัมประสิทธิ์การแปรผัน) และการแสดงออกสัมบูรณ์ (ส่วนเบี่ยงเบนมาตรฐาน) การเชื่อมต่อกับปัจจัยทางอุตุนิยมวิทยา ความแปรปรวนของการกระจายน้ำท่าข้ามปี ปริมาณน้ำท่าสูงสุดของน้ำท่วมในฤดูใบไม้ผลิและปริมาณน้ำฝนที่ไหลบ่า ปริมาณน้ำท่าต่ำสุดในฤดูหนาวและฤดูร้อน ค่าสัมประสิทธิ์อสมมาตร ระดับความน่าเชื่อถือของข้อมูลอินพุตทางอุทกวิทยา สาเหตุของข้อผิดพลาดในระบอบการปกครองข้อมูลอุทกวิทยา

เงื่อนไขการก่อตัวและการคำนวณอัตราการไหลประจำปี

การไหลบ่าของแม่น้ำประจำปีเป็นลักษณะอุทกวิทยาหลัก เงื่อนไขการก่อตัวของการไหลบ่าประจำปี: ปริมาณน้ำฝน, การระเหย, อุณหภูมิของอากาศ อิทธิพลของทะเลสาบ, หนองน้ำ, ธารน้ำแข็ง, น้ำแข็ง, พื้นที่ลุ่มน้ำ, ความสูงของต้นน้ำ, ป่าไม้และที่โล่ง, การสร้างอ่างเก็บน้ำ, การชลประทาน, การใช้น้ำอุตสาหกรรมและเทศบาล, การระบายน้ำของหนองน้ำและพื้นที่ชุ่มน้ำ, มาตรการวนเกษตรต่อการก่อตัวของกระแสน้ำประจำปี แนวคิดของการเป็นตัวแทนของชุดข้อมูลอุทกวิทยา องค์ประกอบของความผันผวนของวัฏจักรในการไหลบ่า ความผันผวนของซิงโครไนซ์, อะซิงโครไนซ์, ในเฟส, นอกเฟสของท่อระบายน้ำ การคำนวณอัตราการไหลประจำปีเมื่อมีข้อมูลไม่เพียงพอและไม่มีข้อมูลเชิงสังเกต การกระจายน้ำท่าประจำปีทั่วรัสเซีย

ปัจจัยการก่อตัวและการคำนวณ

การกระจายกระแสน้ำภายในปี

ความสำคัญเชิงปฏิบัติของความรู้เกี่ยวกับการกระจายน้ำท่าภายในปี บทบาทของสภาพอากาศในการกระจายน้ำท่าระหว่างปี ปัจจัยพื้นผิวพื้นฐานที่แก้ไขการกระจายของการไหลบ่าระหว่างปี: ทะเลสาบ หนองน้ำ ที่ราบลุ่มแม่น้ำ ธารน้ำแข็ง ดินแห้งแล้ง น้ำแข็ง ป่าไม้ กะรัต ขนาดลุ่มน้ำ รูปร่างของแหล่งน้ำ อิทธิพลของการสร้างอ่างเก็บน้ำและบ่อน้ำ การชลประทาน กิจกรรมวนเกษตรและการระบายน้ำต่อการกระจายการไหลของแม่น้ำในแต่ละปี การคำนวณการแจกแจงการไหลบ่าระหว่างปีต่อหน้า ความไม่เพียงพอ และไม่มีข้อมูลเชิงสังเกต การคำนวณการกระจายน้ำท่ารายวัน เส้นโค้งของระยะเวลาของค่าใช้จ่ายรายวัน ค่าสัมประสิทธิ์การควบคุมการไหลบ่าตามธรรมชาติ ค่าสัมประสิทธิ์ความไม่สม่ำเสมอของการไหลบ่าระหว่างปี

คุณสมบัติของรูปแบบและการคำนวณสูงสุด

กระแสน้ำในช่วงน้ำท่วมฤดูใบไม้ผลิ

แนวความคิดเรื่อง "อุทกภัย (อุทกภัย)" ความสำคัญเชิงปฏิบัติและทางวิทยาศาสตร์ของการประเมินที่เชื่อถือได้ของพารามิเตอร์ทางสถิติของอุทกภัย สาเหตุการเกิดอุทกภัย. กลุ่มพันธุกรรมที่มีอัตราการไหลของน้ำสูงสุด ความพร้อมใช้งานโดยประมาณของอัตราการไหลของน้ำสูงสุดขึ้นอยู่กับประเภททุนของโครงสร้างไฮดรอลิก คุณภาพของข้อมูลเบื้องต้นเกี่ยวกับการปล่อยน้ำสูงสุด เงื่อนไขสำหรับการก่อตัวของน้ำท่วม: ปริมาณหิมะสำรองในลุ่มน้ำและปริมาณน้ำสำรองในพื้นที่หิมะ การสูญเสียการระเหยจากหิมะ ความรุนแรงและระยะเวลาของหิมะละลาย การสูญเสียน้ำที่ละลาย ปัจจัยพื้นผิวพื้นฐาน: ความโล่งใจ ความลาดเอียง ขนาด โครงสร้าง การผ่าของแอ่ง ทะเลสาบและหนองน้ำ ดินและดิน ปัจจัยมานุษยวิทยาในการก่อตัวของน้ำท่วมสูงสุด ทฤษฎีทางพันธุกรรมของการเกิดการไหลบ่าสูงสุด ลดการไหลสูงสุด การคำนวณการไหลบ่าของสปริงสูงสุดเมื่อมีข้อมูลไม่เพียงพอและขาดข้อมูลเชิงสังเกต แบบจำลองทางคณิตศาสตร์และฟิสิกส์ของกระบวนการสร้างการไหลบ่าของน้ำหลอมเหลว

ปริมาณน้ำสูงสุดในช่วงน้ำท่วมขัง

พื้นที่กระจายฝนสูงสุด. ความยากลำบากในการค้นคว้าและสรุปลักษณะของน้ำฝนที่ไหลบ่า ประเภทของฝนและส่วนประกอบ คุณสมบัติของการก่อตัวของฝนน้ำท่วม: ความรุนแรงและระยะเวลาของฝน, ความรุนแรงของการแทรกซึม, ความเร็วและเวลาที่ไหลบ่าของน้ำฝน บทบาทของปัจจัยพื้นผิวพื้นฐานและประเภทของกิจกรรมทางเศรษฐกิจต่อการเกิดน้ำฝนที่ไหลบ่า การคำนวณปริมาณน้ำฝนที่ไหลออกจากน้ำท่วมสูงสุดต่อหน้า ความไม่เพียงพอ และไม่มีข้อมูลการสังเกต การจำลองการไหลบ่าของน้ำฝน

เงื่อนไขการก่อตัวและการคำนวณของฤดูร้อนขั้นต่ำ
และสายน้ำในฤดูหนาวของแม่น้ำ

แนวคิดเรื่องระยะเวลาน้ำน้อยและการไหลบ่าของน้ำต่ำ ความสำคัญในทางปฏิบัติของความรู้เกี่ยวกับการไหลของแม่น้ำขั้นต่ำ ลักษณะการออกแบบหลักของการไหลของแม่น้ำขั้นต่ำและต่ำ ระยะเวลาของฤดูหนาวและฤดูร้อนหรือช่วงฤดูร้อนและฤดูใบไม้ร่วงที่มีน้ำน้อยในแม่น้ำของรัสเซีย ประเภทของน้ำต่ำและช่วงเวลาน้ำต่ำของแม่น้ำรัสเซีย ปัจจัยการก่อตัวของการไหลบ่าขั้นต่ำ: ปริมาณน้ำฝน อุณหภูมิ การระเหย การเชื่อมต่อของน้ำในเขตเติมอากาศ น้ำใต้ดิน น้ำปูนและน้ำบาดาลกับแม่น้ำ สภาพทางธรณีวิทยาและอุทกธรณีวิทยาในแอ่ง ทะเลสาบ หนองน้ำ ป่าไม้ การผ่าและความสูงของภูมิประเทศ ที่ราบน้ำท่วมถึงแม่น้ำ ความลึกของการกัดเซาะร่องน้ำของแม่น้ำ พื้นที่ผิวน้ำและลุ่มน้ำใต้ดิน ความลาดชันและทิศทางของลุ่มน้ำ การชลประทานของพื้นที่เกษตรกรรม การบริโภคน้ำในแม่น้ำอุตสาหกรรมและในประเทศ การระบายน้ำ การใช้น้ำบาดาล การสร้างอ่างเก็บน้ำ การทำให้เป็นเมือง การคำนวณปริมาณน้ำที่ไหลบ่าต่ำสุดสำหรับข้อมูลทางอุทกวิทยาเริ่มต้นในปริมาณต่างๆ

4. การปฏิบัติงานจริง

การปฏิบัติงานครั้งที่ 1

การคำนวณการไหลบ่าของแม่น้ำประจำปี
ด้วยความไม่เพียงพอและไม่มีข้อมูลการสังเกต

ภารกิจที่ 1: เลือกลุ่มน้ำที่มีพื้นที่เก็บกักน้ำอย่างน้อย 2,000 กม.² และไม่เกิน 50000km ² ภายในภูมิภาค Tyumen และคัดลอกจากสิ่งพิมพ์ของ WRC สำหรับลุ่มน้ำนี้มีข้อสังเกตจำนวนหนึ่งของการปลดปล่อยประจำปีโดยเฉลี่ย

ภารกิจที่ 2: กำหนดพารามิเตอร์ทางสถิติของเส้นโค้งสำหรับการไหลเฉลี่ยต่อปีของแม่น้ำที่เลือกโดยใช้วิธีการของโมเมนต์ โอกาสสูงสุด การวิเคราะห์กราฟ

ภารกิจที่ 3: กำหนดการไหลของแม่น้ำประจำปีด้วยการรักษาความปลอดภัย 1% 50% และ 95%

ภารกิจที่ 4: คำนวณการไหลบ่าเฉลี่ยต่อปีของแม่น้ำสายเดียวกันโดยใช้แผนที่ไอโซลีนของโมดูลและชั้นการไหลบ่า และประเมินความถูกต้องของการคำนวณ

ทฤษฎี: เมื่อมีข้อมูลเชิงสังเกตอยู่หรือไม่เพียงพอ พารามิเตอร์ทางสถิติหลักของการไหลบ่าของแม่น้ำถูกกำหนดโดยสามวิธี: วิธีโมเมนต์ วิธีโอกาสสูงสุด และวิธีการวิเคราะห์กราฟิก

วิธีการของช่วงเวลา.

เพื่อกำหนดพารามิเตอร์ของเส้นโค้งการกระจายQo, Cv และ Cs โดยวิธีโมเมนต์ ใช้สูตรต่อไปนี้:

1) มูลค่าการใช้น้ำเฉลี่ยระยะยาว

Qо = Σฉี /n โดยที่

Qi – ค่าประจำปีของการใช้น้ำ m³/s;

n คือจำนวนปีของการสังเกต สำหรับชุดการสังเกตที่น้อยกว่า 30 ปี แทนที่จะเป็น n ให้ใช้ (n-1)

2) ค่าสัมประสิทธิ์การแปรผัน

Cv \u003d ((Σ (Ki -1)²) / n)½ โดยที่

Ki - ค่าสัมประสิทธิ์โมดูลาร์คำนวณโดยสูตร

Ki \u003d Qi / Qo.

3) สัมประสิทธิ์ความไม่สมมาตร

Cs \u003d Σ (Ki - 1)³ / (n Cv³)

ตามค่า Cv และ Cs อัตราส่วน Cs / Cv และข้อผิดพลาดในการคำนวณของ Qo, Cv และ Cs จะถูกคำนวณ:

1) ข้อผิดพลาด Qo

σ = (ประวัติย่อ /n½) 100%;

2) ข้อผิดพลาด Cv ไม่ควรเกิน 10-15%

Έ = ((1+Cv²) / 2n)½ 100%,

3) ข้อผิดพลาด Cs

έ = ((6/n)½ (1+6Cv²+5Cv ( ½ / Cs) 100%.

วิธีความเป็นไปได้สูงสุด .

สาระสำคัญของวิธีการคือค่าที่น่าจะเป็นไปได้มากที่สุดคือค่าของพารามิเตอร์ที่ไม่รู้จักซึ่งฟังก์ชันความน่าจะเป็นถึงค่าสูงสุดที่เป็นไปได้ ในกรณีนี้ สมาชิกของซีรีส์ซึ่งตรงกับ คุ้มค่ากว่าฟังก์ชั่น. วิธีนี้ขึ้นอยู่กับการใช้สถิติ λ 1 , λ 2 , λ 3. สถิติ λ 2 และ λ 3 เชื่อมต่อกันและอัตราส่วนของพวกมันเปลี่ยนไปจากการเปลี่ยนแปลงใน Cv และอัตราส่วนของ Cs / Cv สถิติคำนวณโดยใช้สูตร:

1) สถิติ λ 1 เป็นค่าเฉลี่ยเลขคณิตของชุดการสังเกต

λ 1 = Σฉี / n;

2) สถิติ λ 2

λ 2 \u003d Σ IgKi / (n - 1);

3) สถิติ λ 3

λ 3 = Σ Ki· IgKi /(n – 1).

การหาค่าสัมประสิทธิ์ความแปรปรวน Cv และอัตราส่วน Cs / Cv ดำเนินการตาม nomograms (ดูในตำราเรียนอุทกวิทยาเชิงปฏิบัติ L.: Gidrometeoizdat, 1976, p. 137) ตามสถิติที่คำนวณ λ 2 และ λ 3 . บนโนโมแกรมเราพบจุดตัดของค่าสถิติλ 2 และ λ 3 . ค่า Cv ถูกกำหนดจากเส้นโค้งแนวตั้งที่ใกล้เคียงที่สุด และอัตราส่วน Cs / Cv จะถูกกำหนดจากเส้นโค้งแนวนอน จากนั้นเราจะไปยังค่า Cs ข้อผิดพลาด Cv ถูกกำหนดโดยสูตร:

Έ = (3 / (2n(3+ Cv²)))½ 100%

วิธีการวิเคราะห์กราฟ .

ด้วยวิธีนี้ พารามิเตอร์ทางสถิติของกราฟเอ็นดาวเม้นท์เชิงวิเคราะห์จะถูกคำนวณโดยพิกัดลักษณะเฉพาะสามตัวของกราฟเอ็นดาวเม้นท์ที่ปรับให้เรียบ พิกัดเหล่านี้คือ Q

บนไฟเบอร์กึ่งลอการิทึมของความน่าจะเป็น การพึ่งพา Q = f (P) จะถูกสร้างขึ้น ในการสร้างเส้นอุปทานเชิงประจักษ์ที่ราบเรียบ จำเป็นต้องสร้างชุดการสังเกตในลำดับจากมากไปน้อยและสำหรับแต่ละค่าอันดับของการใช้น้ำ Qอุบล . กำหนดค่าความปลอดภัย P คำนวณโดยสูตร:

P \u003d (m / n + 1) 100% โดยที่

m คือหมายเลขซีเรียลของสมาชิกของซีรีส์

n คือจำนวนสมาชิกของซีรีส์

ค่าการจัดเตรียมจะถูกพล็อตตามแกนนอน Q . ที่สอดคล้องกันฆ่า จุดตัดจะแสดงด้วยวงกลมที่มีเส้นผ่านศูนย์กลาง 1.5-2 มม. และยึดด้วยหมึก เส้นโค้งความปลอดภัยเชิงประจักษ์ที่เรียบแล้วถูกวาดทับจุดด้วยดินสอ สามพิกัด Q นำมาจากเส้นโค้งนี้ 5% , คิว 50% และ คิว 95% ความพร้อมใช้งานด้วยค่าสัมประสิทธิ์ความเบ้ S ของเส้นอุปทานคำนวณตามสูตรต่อไปนี้:

S = (Q 5% + Q 95% - 2 Q 50% ) / (Q 5% - Q 95% )

ปัจจัยความเบ้เป็นหน้าที่ของปัจจัยความเบ้ ดังนั้นตามค่าที่คำนวณได้ของ S ค่าของ Cs จึงถูกกำหนด (ดูภาคผนวก 3 ในตำราเรียนวิชาอุทกวิทยาเชิงปฏิบัติ L.: Gidrometeoizdat, 1976, p. 431) ตามแอปพลิเคชันเดียวกันขึ้นอยู่กับค่าที่ได้รับของ Cs ความแตกต่างของการเบี่ยงเบนมาตรฐาน (Ф 5% - ฉ 95% ) และค่าเบี่ยงเบนมาตรฐาน Ф 50% . ต่อไป ให้คำนวณค่าเบี่ยงเบนมาตรฐาน σ ค่าการไหลบ่าระยะยาวเฉลี่ย Qо´ และค่าสัมประสิทธิ์การแปรผัน Cv โดยใช้สูตรต่อไปนี้:

σ \u003d (Q 5% - Q 95% ) / (F 5% - F 95% ),

Qo ´ \u003d Q 50% - σ F 50%,

Сv = σ / Q´.

เส้นเอ็นดาวเม้นท์เชิงวิเคราะห์ได้รับการพิจารณาว่าสอดคล้องเพียงพอกับการแจกแจงเชิงประจักษ์หากตรงกับความไม่เท่าเทียมกันดังต่อไปนี้:

IQo - Qo'I< 0,02·Qо.

ค่าคลาดเคลื่อนกำลังสองของค่าเฉลี่ยราก Qо´ คำนวณโดยสูตร:

σ Qo´ = (Сv / n½) 100%

ค่าสัมประสิทธิ์ความคลาดเคลื่อน

Έ = ((1+ Сv²) / 2n)½ 100%

การคำนวณค่าใช้จ่ายของการรักษาความปลอดภัยที่กำหนด .

ปริมาณการใช้การรักษาความปลอดภัยที่กำหนดคำนวณโดยสูตร:

Qр = KR·Qо โดยที่

KR - ค่าสัมประสิทธิ์โมดูลาร์ของการรักษาความปลอดภัยที่กำหนด p% คำนวณโดยสูตร

Kp \u003d Fr Cv + 1 โดยที่

Fr - การเบี่ยงเบนมาตรฐานของการรักษาความปลอดภัยที่กำหนดจากค่าเฉลี่ยของพิกัดของเส้นโค้งการแจกแจงทวินามซึ่งกำหนดตามภาคผนวก 3 ของคู่มือการฝึกอบรม อุทกวิทยาในทางปฏิบัติ L.: Gidrometeoizdat, 1976, p. 431.

พารามิเตอร์ทางสถิติที่แนะนำสำหรับการคำนวณทางอุทกวิทยาเพิ่มเติมและงานออกแบบสำหรับลุ่มน้ำและต้นทุนที่ปลอดภัยนั้นได้มาจากการคำนวณค่าเฉลี่ยเลขคณิตของค่าที่ได้จากสามวิธีข้างต้น Qо, Cv, Cs, Q 5% ,Q 50% และ Q 95% ความปลอดภัย

การกำหนดมูลค่ากระแสน้ำเฉลี่ยประจำปี

การ์ด.

ในกรณีที่ไม่มีข้อมูลเชิงสังเกตเกี่ยวกับการไหลบ่า วิธีหนึ่งในการพิจารณามันคือแผนที่ของไอโซลีนของโมดูลการไหลบ่าและเลเยอร์ (ดูตำรา อุทกวิทยาเชิงปฏิบัติ L.: Gidrometeoizdat, 1976, หน้า 169-170) ค่าของโมดูลัสหรือชั้นการไหลบ่าถูกกำหนดสำหรับจุดศูนย์กลางของพื้นที่เก็บกักน้ำของแม่น้ำ หากศูนย์กลางของลุ่มน้ำอยู่บนไอโซลีน ค่าเฉลี่ยของการไหลบ่าของลุ่มน้ำนี้จะนำมาจากค่าของไอโซลีนนี้ หากลุ่มน้ำอยู่ระหว่างสองไอโซลีน ค่าการไหลบ่าของจุดศูนย์กลางจะถูกกำหนดโดยการแก้ไขเชิงเส้น หากข้ามลุ่มน้ำด้วยไอโซลีนหลายตัว ค่าของโมดูลการไหลบ่า (หรือชั้นการไหลบ่า) สำหรับจุดศูนย์กลางของลุ่มน้ำจะถูกกำหนดโดยวิธีถัวเฉลี่ยถ่วงน้ำหนักตามสูตร:

Мср = (М 1 f 1 + М 2 f 2 +…М n f n ) / (f 1 + f 2 +…f n ) โดยที่

ม 1 ม 2 ... - ค่าการไหลบ่าเฉลี่ยระหว่างไอโซลีนที่อยู่ติดกันข้ามลุ่มน้ำ

f1,f2... - พื้นที่กักเก็บน้ำระหว่างเส้นชั้นความสูงภายในพื้นที่เก็บกักน้ำ (ในหน่วยกม.² หรือในหน่วยมาตราส่วน)

28.07.2015

ความผันผวนของการไหลบ่าของแม่น้ำและเกณฑ์การประเมินการไหลบ่าของแม่น้ำคือการเคลื่อนที่ของน้ำในกระบวนการไหลเวียนในธรรมชาติเมื่อมันไหลลงสู่แม่น้ำ การไหลของแม่น้ำถูกกำหนดโดยปริมาณน้ำที่ไหลผ่านช่องทางแม่น้ำในช่วงระยะเวลาหนึ่ง
ปัจจัยหลายประการที่มีอิทธิพลต่อระบอบการไหล: ภูมิอากาศ - ปริมาณน้ำฝน การระเหย ความชื้น และอุณหภูมิของอากาศ ภูมิประเทศ - ภูมิประเทศ รูปร่าง และขนาดของแอ่งน้ำและดินธรณีวิทยา รวมทั้งพืชพรรณ
สำหรับลุ่มน้ำใด ๆ ยิ่งมีฝนตกมากและการระเหยน้อยลงเท่าใดการไหลของแม่น้ำก็จะยิ่งมากขึ้นเท่านั้น
เป็นที่ทราบกันดีอยู่แล้วว่าเมื่อพื้นที่เก็บกักน้ำเพิ่มขึ้น ระยะเวลาของน้ำท่วมในฤดูใบไม้ผลิก็เพิ่มขึ้นเช่นกัน ในขณะที่อุทกศาสตร์มีรูปร่างที่ "สงบ" มากขึ้น ในดินที่ซึมผ่านได้ง่าย มีการกรองมากกว่าและการไหลบ่าน้อยลง
เมื่อทำการคำนวณทางอุทกวิทยาต่างๆ ที่เกี่ยวข้องกับการออกแบบโครงสร้างไฮดรอลิก ระบบถมซ้ำ ระบบประปา มาตรการควบคุมน้ำท่วม ถนน ฯลฯ จะกำหนดลักษณะสำคัญของการไหลของแม่น้ำดังต่อไปนี้
1. ปริมาณการใช้น้ำคือ ปริมาณน้ำที่ไหลผ่านส่วนที่พิจารณาต่อหน่วยเวลา ปริมาณการใช้น้ำเฉลี่ย Qcp คำนวณเป็นค่าเฉลี่ยเลขคณิตของต้นทุนในช่วงเวลาที่กำหนด T:

2. ปริมาณการไหล V- นี่คือปริมาตรน้ำที่ไหลผ่านเป้าหมายที่กำหนดในระยะเวลาที่พิจารณา T

3. โมดูลระบายน้ำ Mคือการไหลของน้ำต่อ 1 ตารางกิโลเมตรของพื้นที่เก็บกักน้ำ F (หรือไหลจากพื้นที่เก็บกักน้ำหนึ่งหน่วย):

ตรงกันข้ามกับการปล่อยน้ำ โมดูลัสการไหลบ่าไม่สัมพันธ์กับส่วนใดส่วนหนึ่งของแม่น้ำและมีลักษณะเฉพาะของการไหลบ่าจากแอ่งโดยรวม โมดูลการไหลบ่าเฉลี่ยหลายปี M0 ไม่ได้ขึ้นอยู่กับปริมาณน้ำในแต่ละปี แต่จะถูกกำหนดโดยตำแหน่งทางภูมิศาสตร์ของลุ่มน้ำเท่านั้น สิ่งนี้ทำให้สามารถแบ่งเขตประเทศของเราในแง่ของอุทกวิทยาและสร้างแผนที่ของไอโซลีนของโมดูลการไหลบ่าระยะยาวโดยเฉลี่ย แผนที่เหล่านี้มีอยู่ในเอกสารกำกับดูแลที่เกี่ยวข้อง เมื่อทราบพื้นที่เก็บกักน้ำของแม่น้ำและกำหนดค่า M0 โดยใช้แผนที่ไอโซลีน เราสามารถกำหนดค่าเฉลี่ยการไหลของน้ำระยะยาว Q0 ของแม่น้ำสายนี้โดยใช้สูตร

สำหรับส่วนของแม่น้ำที่เว้นระยะอย่างใกล้ชิด โมดูลีที่ไหลบ่าสามารถมีค่าคงที่ กล่าวคือ

จากที่นี่ ตามการระบายน้ำที่ทราบในส่วนหนึ่งของ Q1 และพื้นที่เก็บกักที่ทราบในส่วน F1 และ F2 เหล่านี้ การปล่อยน้ำในส่วนอื่นของ Q2 สามารถกำหนดได้โดยอัตราส่วน

4. ชั้นระบายน้ำ h- นี่คือความสูงของชั้นน้ำ ซึ่งจะได้รับจากการกระจายอย่างสม่ำเสมอทั่วพื้นที่ลุ่มน้ำ F ของปริมาตรน้ำที่ไหลบ่า V ในช่วงเวลาหนึ่ง:

สำหรับชั้นน้ำที่ไหลบ่าเป็นเวลาหลายปีโดยเฉลี่ย h0 ของน้ำท่วมในฤดูใบไม้ผลิ ได้มีการรวบรวมแผนที่เส้นชั้นความสูง
5. ค่าสัมประสิทธิ์การระบายน้ำแบบแยกส่วน Kคืออัตราส่วนของคุณลักษณะการไหลบ่าข้างต้นใดๆ ต่อค่าเฉลี่ยเลขคณิต:

ค่าสัมประสิทธิ์เหล่านี้สามารถตั้งค่าสำหรับลักษณะทางอุทกวิทยาใดๆ (การคายประจุ ระดับ ปริมาณน้ำฝน การระเหย ฯลฯ) และสำหรับช่วงเวลาใดๆ ของการไหล
6. ค่าสัมประสิทธิ์การไหลบ่า ηคืออัตราส่วนของชั้นน้ำที่ไหลบ่าต่อชั้นของฝนที่ตกลงมาบนพื้นที่เก็บกักน้ำ x:

ค่าสัมประสิทธิ์นี้สามารถแสดงเป็นอัตราส่วนของปริมาณน้ำที่ไหลบ่าต่อปริมาณน้ำฝนในช่วงเวลาเดียวกันได้
7. อัตราการไหล- มูลค่าการไหลบ่าเฉลี่ยในระยะยาวที่น่าจะเป็นไปได้มากที่สุด แสดงโดยลักษณะการไหลบ่าด้านบนใดๆ ข้างต้นในช่วงระยะเวลาหลายปี เพื่อสร้างบรรทัดฐานการไหลบ่าชุดการสังเกตควรมีอย่างน้อย 40 ... 60 ปี
อัตราการไหลประจำปี Q0 ถูกกำหนดโดยสูตร

เนื่องจากจำนวนปีที่สังเกตที่มาตรวัดน้ำส่วนใหญ่มักจะน้อยกว่า 40 จึงจำเป็นต้องตรวจสอบว่าจำนวนปีนี้เพียงพอที่จะรับค่าที่เชื่อถือได้ของบรรทัดฐานการไหลบ่า Q0 หรือไม่ เมื่อต้องการทำเช่นนี้ คำนวณค่าคลาดเคลื่อนกำลังสองของรูทของอัตราการไหลตามการพึ่งพา

ระยะเวลาของช่วงเวลาการสังเกตจะเพียงพอหากค่าของข้อผิดพลาด root-mean-square σQ ไม่เกิน 5%
การเปลี่ยนแปลงของการไหลบ่าประจำปีได้รับอิทธิพลจากปัจจัยทางภูมิอากาศเป็นหลัก เช่น ปริมาณน้ำฝน การระเหย อุณหภูมิของอากาศ ฯลฯ ทั้งหมดนี้เชื่อมโยงถึงกัน และในทางกลับกันก็ขึ้นอยู่กับหลายสาเหตุซึ่งเกิดขึ้นโดยบังเอิญ ดังนั้น พารามิเตอร์ทางอุทกวิทยาที่กำหนดลักษณะของการไหลบ่าจะถูกกำหนดโดยชุดของตัวแปรสุ่ม เมื่อออกแบบมาตรการสำหรับการล่องแก่งจำเป็นต้องทราบค่าของพารามิเตอร์เหล่านี้ด้วยความน่าจะเป็นที่เกินความจำเป็น ตัวอย่างเช่น ในการคำนวณไฮดรอลิกของเขื่อนล่องแก่ง จำเป็นต้องกำหนดอัตราการไหลสูงสุดของน้ำท่วมในฤดูใบไม้ผลิ ซึ่งสามารถเกินห้าครั้งในหนึ่งร้อยปี ปัญหานี้แก้ไขได้ด้วยวิธีการทางสถิติทางคณิตศาสตร์และทฤษฎีความน่าจะเป็น เพื่อกำหนดลักษณะค่าของพารามิเตอร์ทางอุทกวิทยา - ต้นทุนระดับ ฯลฯ จะใช้แนวคิดต่อไปนี้: ความถี่(การเกิดซ้ำ) และความปลอดภัย (ระยะเวลา)
ความถี่แสดงจำนวนกรณีในช่วงเวลาที่พิจารณาว่าค่าของพารามิเตอร์ทางอุทกวิทยาอยู่ในช่วงหนึ่ง ตัวอย่างเช่น หากปริมาณน้ำเฉลี่ยต่อปีในส่วนที่กำหนดของแม่น้ำเปลี่ยนแปลงตลอดระยะเวลาหลายปีของการสังเกตจาก 150 เป็น 350 m3/s ก็เป็นไปได้ที่จะกำหนดจำนวนครั้งของค่านี้ ช่วง 150...200, 200...250, 250.. .300 m3/s เป็นต้น
ความปลอดภัยแสดงจำนวนกรณีที่ค่าขององค์ประกอบอุทกวิทยามีค่าเท่ากับหรือมากกว่าค่าที่แน่นอน ในความหมายกว้าง ความปลอดภัยคือความน่าจะเป็นที่จะเกินค่าที่กำหนด ความพร้อมใช้งานขององค์ประกอบอุทกวิทยาใด ๆ เท่ากับผลรวมของความถี่ของช่วงต้นน้ำ
ความถี่และความพร้อมใช้งานสามารถแสดงเป็นจำนวนของเหตุการณ์ได้ แต่ในการคำนวณทางอุทกวิทยา มักจะถูกกำหนดเป็นเปอร์เซ็นต์ของจำนวนสมาชิกทั้งหมดในอนุกรมอุทกวิทยา ตัวอย่างเช่น ในชุดอุทกวิทยามีค่าการปล่อยน้ำเฉลี่ยประจำปียี่สิบค่า โดยหกค่านั้นมีค่าเท่ากับหรือมากกว่า 200 m3/s ซึ่งหมายความว่าการปล่อยน้ำนี้มีให้ 30% กราฟแสดงการเปลี่ยนแปลงความถี่และความพร้อมใช้งานโดยกราฟความถี่ (รูปที่ 8a) และความพร้อมใช้งาน (รูปที่ 8b)

ในการคำนวณทางอุทกวิทยา มักใช้เส้นกราฟความน่าจะเป็น จะเห็นได้จากเส้นโค้งนี้ว่ายิ่งค่าพารามิเตอร์ทางอุทกวิทยามากเท่าใด เปอร์เซ็นต์ของความพร้อมใช้งานก็จะยิ่งต่ำลง และในทางกลับกัน ดังนั้นจึงเป็นที่ยอมรับกันโดยทั่วไปว่าปีที่มีการไหลบ่า ซึ่งก็คือ ปริมาณน้ำที่ปล่อยต่อปีโดยเฉลี่ย Qg น้อยกว่า 50% เป็นน้ำสูงและปีที่มี Qg มากกว่า 50% เป็นน้ำต่ำ ปีที่มีความปลอดภัยไหลบ่า 50% ถือเป็นปีที่มีปริมาณน้ำเฉลี่ย
ความพร้อมของน้ำในหนึ่งปีนั้นบางครั้งมีลักษณะเฉพาะด้วยความถี่เฉลี่ย สำหรับปีที่มีน้ำสูง ความถี่ของการเกิดจะแสดงความถี่ของปริมาณน้ำที่กำหนดหรือมากกว่านั้นโดยเฉลี่ย สำหรับปีที่มีน้ำต่ำ - ของปริมาณน้ำที่กำหนดหรือน้อยกว่า ตัวอย่างเช่น การปล่อยน้ำทิ้งประจำปีโดยเฉลี่ยของปีน้ำสูงที่มีความปลอดภัย 10% มีความถี่เฉลี่ย 10 ครั้งใน 100 ปีหรือ 1 ครั้งใน 10 ปี ความถี่เฉลี่ยของปีความปลอดภัย 90% ที่แห้งแล้งก็มีความถี่ 10 ครั้งใน 100 ปีเช่นกันเนื่องจากใน 10% ของกรณีการปลดปล่อยประจำปีโดยเฉลี่ยจะมีค่าที่ต่ำกว่า
ปีของปริมาณน้ำบางอย่างมีชื่อที่สอดคล้องกัน ในตาราง. 1 สำหรับพวกเขามีความพร้อมใช้งานและการทำซ้ำ

ความสัมพันธ์ระหว่างความสามารถในการทำซ้ำ y และความพร้อมใช้งาน p สามารถเขียนได้ดังนี้:
สำหรับปีเปียก

สำหรับปีที่แห้งแล้ง

โครงสร้างไฮดรอลิกทั้งหมดสำหรับควบคุมช่องหรือการไหลของแม่น้ำคำนวณตามปริมาณน้ำในปีที่จ่ายซึ่งรับประกันความน่าเชื่อถือและการทำงานของโครงสร้างที่ปราศจากปัญหา
เปอร์เซ็นต์โดยประมาณของการจัดหาตัวชี้วัดอุทกวิทยาถูกควบคุมโดย "คำแนะนำสำหรับการออกแบบสถานประกอบการล่องแพไม้"
จัดเตรียมเส้นโค้งและวิธีการคำนวณในทางปฏิบัติของการคำนวณทางอุทกวิทยา จะใช้สองวิธีในการสร้างเส้นอุปทาน: เชิงประจักษ์และเชิงทฤษฎี
การคำนวณที่สมเหตุสมผล เส้นโค้งการบริจาคเชิงประจักษ์ทำได้ก็ต่อเมื่อจำนวนการสังเกตการไหลบ่าของแม่น้ำมีมากกว่า 30...40 ปี
เมื่อคำนวณความพร้อมของสมาชิกของชุดข้อมูลอุทกวิทยาสำหรับการไหลรายปี ตามฤดูกาล และขั้นต่ำ คุณสามารถใช้สูตรของ N.N. เชโกเดวา:

เพื่อกำหนดอัตราการไหลของน้ำสูงสุดจะใช้การพึ่งพา S.N. Kritsky และ M.F. เมนเคล:

ขั้นตอนการสร้างเส้นโค้งเอ็นดาวเม้นท์เชิงประจักษ์:
1) สมาชิกทั้งหมดของอนุกรมอุทกวิทยาจะถูกบันทึกในลำดับที่ลดลงในค่าสัมบูรณ์
2) สมาชิกของซีรีส์แต่ละคนจะได้รับหมายเลขซีเรียลโดยเริ่มจากหนึ่ง
3) ความปลอดภัยของสมาชิกแต่ละคนในซีรีย์ที่ลดลงนั้นพิจารณาจากสูตร (23) หรือ (24)
จากผลการคำนวณ เส้นโค้งความปลอดภัยจะถูกสร้างขึ้น คล้ายกับที่แสดงในรูปที่ 8b.
อย่างไรก็ตาม เส้นโค้งเอ็นดาวเม้นท์เชิงประจักษ์มีข้อเสียหลายประการ แม้จะมีระยะเวลาสังเกตนานพอสมควร แต่ก็ไม่สามารถรับประกันได้ว่าช่วงเวลานี้ครอบคลุมค่าสูงสุดและต่ำสุดที่เป็นไปได้ทั้งหมดของการไหลของแม่น้ำ ค่าความปลอดภัยของการไหลบ่าโดยประมาณ 1...2% ไม่น่าเชื่อถือเนื่องจากผลลัพธ์ที่พิสูจน์ได้เพียงพอสามารถรับได้เฉพาะกับจำนวนการสังเกตเป็นเวลา 50...80 ปีเท่านั้น ในเรื่องนี้ด้วยระยะเวลาที่ จำกัด ในการสังเกตระบอบอุทกวิทยาของแม่น้ำเมื่อจำนวนปีน้อยกว่าสามสิบหรือขาดหายไปอย่างสมบูรณ์ เส้นโค้งความปลอดภัยตามทฤษฎี
จากการศึกษาพบว่าการกระจายตัวของตัวแปรอุทกวิทยาแบบสุ่มเป็นไปตามสมการเส้นโค้งเพียร์สันประเภทที่ 3 นิพจน์อินทิกรัลซึ่งเป็นเส้นอุปทาน เพียร์สันได้ตารางสำหรับสร้างเส้นโค้งนี้ กราฟความปลอดภัยสามารถสร้างได้อย่างแม่นยำเพียงพอสำหรับการฝึกปฏิบัติในพารามิเตอร์ 3 ตัว ได้แก่ ค่าเฉลี่ยเลขคณิตของเงื่อนไขของอนุกรม ค่าสัมประสิทธิ์การแปรผันและความไม่สมมาตร
ค่าเฉลี่ยเลขคณิตของเงื่อนไขของอนุกรมวิธานคำนวณโดยสูตร (19)
หากจำนวนปีของการสังเกตน้อยกว่าสิบหรือไม่มีการสังเกตเลย การปล่อยน้ำเฉลี่ยประจำปี Qgcp จะเท่ากับ Q0 ระยะยาวโดยเฉลี่ย นั่นคือ Qgcp = Q0 ค่าของ Q0 สามารถตั้งค่าได้โดยใช้โมดูลัสแฟคเตอร์ K0 หรือโมดูลัสซิงก์ M0 ที่กำหนดจากแผนผังรูปร่าง เนื่องจาก Q0 = M0*F
ค่าสัมประสิทธิ์การแปรผัน Cv แสดงลักษณะความแปรปรวนของการไหลบ่าหรือระดับความผันผวนที่สัมพันธ์กับค่าเฉลี่ยในชุดที่กำหนด โดยมีค่าเท่ากับอัตราส่วนของความคลาดเคลื่อนมาตรฐานต่อค่าเฉลี่ยเลขคณิตของสมาชิกชุด ค่าสัมประสิทธิ์ Cv ได้รับผลกระทบอย่างมากจากสภาพภูมิอากาศ ประเภทของการให้อาหารในแม่น้ำ และลักษณะทางอุทกศาสตร์ของแอ่ง
หากมีข้อมูลเชิงสังเกตเป็นเวลาอย่างน้อยสิบปี ค่าสัมประสิทธิ์การแปรผันของการไหลบ่าประจำปีคำนวณโดยสูตร

ค่าของ Cv แตกต่างกันอย่างมาก: จาก 0.05 ถึง 1.50; สำหรับการล่องแก่งแม่น้ำ Cv = 0.15...0.40
ด้วยการสังเกตการไหลบ่าของแม่น้ำในช่วงเวลาสั้น ๆ หรือขาดหายไปทั้งหมด ค่าสัมประสิทธิ์การแปรผันสามารถกำหนดได้โดยสูตร D.L. โซโคลอฟสกี:

ในการคำนวณทางอุทกวิทยาสำหรับแอ่งที่มี F > 1,000 km2 แผนที่ไอโซลีนของสัมประสิทธิ์ Cv ก็ใช้เช่นกันหากพื้นที่ทั้งหมดของทะเลสาบไม่เกิน 3% ของพื้นที่เก็บกักน้ำ
ในเอกสารเชิงบรรทัดฐาน SNiP 2.01.14-83 แนะนำให้ใช้สูตรทั่วไป K.P. เพื่อกำหนดค่าสัมประสิทธิ์การแปรผันของแม่น้ำที่ไม่ได้ศึกษา การฟื้นคืนชีพ:

ค่าสัมประสิทธิ์ความเบ้ Csแสดงถึงความไม่สมมาตรของอนุกรมภายใต้การพิจารณา ตัวแปรสุ่มเกี่ยวกับค่าเฉลี่ยของมัน ส่วนที่เล็กกว่าของสมาชิกของซีรีส์นั้นมีค่าเกินกว่าค่าปกติของการไหลบ่า ค่าสัมประสิทธิ์ความไม่สมมาตรก็จะยิ่งมากขึ้น
ค่าสัมประสิทธิ์ความไม่สมดุลสามารถคำนวณได้โดยสูตร

อย่างไรก็ตาม การพึ่งพาอาศัยกันนี้ให้ผลลัพธ์ที่น่าพอใจสำหรับจำนวนปีที่สังเกต n > 100 เท่านั้น
ค่าสัมประสิทธิ์ความไม่สมมาตรของแม่น้ำที่ไม่ได้ศึกษาถูกกำหนดตามอัตราส่วน Cs/Cv สำหรับแม่น้ำแอนะล็อก และในกรณีที่ไม่มีแอนะล็อกที่ดีเพียงพอ อัตราส่วน Cs/Cv เฉลี่ยสำหรับแม่น้ำของภูมิภาคที่กำหนดจะถูกนำมา
หากไม่สามารถกำหนดอัตราส่วน Cs/Cv สำหรับกลุ่มแม่น้ำที่คล้ายคลึงกันได้ ค่าของสัมประสิทธิ์ Cs สำหรับแม่น้ำที่ไม่ได้ศึกษาจะได้รับการยอมรับด้วยเหตุผลด้านกฎระเบียบ: สำหรับลุ่มน้ำที่มีค่าสัมประสิทธิ์ทะเลสาบมากกว่า 40%

สำหรับโซนที่มีความชื้นมากเกินไปและแปรปรวน - อาร์กติก, ทุนดรา, ป่า, ที่ราบกว้างใหญ่, บริภาษ

เพื่อสร้างเส้นโค้งการบริจาคตามทฤษฎีสำหรับพารามิเตอร์สามตัวข้างต้น - Q0, Cv และ Cs - ใช้วิธีที่เสนอโดย Foster - Rybkin
จากความสัมพันธ์ข้างต้นสำหรับสัมประสิทธิ์แบบแยกส่วน (17) เป็นไปตามที่ค่าเฉลี่ยระยะยาวของการไหลบ่าของการเกิดซ้ำที่กำหนด - Qp%, Мр%, Vp%, hp% - สามารถคำนวณได้โดยสูตร

ค่าสัมประสิทธิ์การไหลบ่าของโมดูลัสของปีของความน่าจะเป็นที่กำหนดถูกกำหนดโดยการพึ่งพา

เมื่อกำหนดลักษณะการไหลบ่าใดๆ เป็นระยะเวลานานของความพร้อมใช้งานที่แตกต่างกัน เป็นไปได้ที่จะสร้างเส้นอุปทานตามข้อมูลเหล่านี้ ในกรณีนี้ ขอแนะนำให้ทำการคำนวณทั้งหมดในรูปแบบตาราง (ตารางที่ 3 และ 4)

วิธีการคำนวณสัมประสิทธิ์แบบแยกส่วนเพื่อแก้ปัญหาการจัดการน้ำจำนวนมาก จำเป็นต้องรู้การกระจายน้ำที่ไหลบ่าตามฤดูกาลหรือหลายเดือนของปี การแจกแจงการไหลบ่าระหว่างปีแสดงในรูปของสัมประสิทธิ์โมดูลาร์ของการไหลบ่ารายเดือน ซึ่งแสดงถึงอัตราส่วนของการไหลรายเดือนเฉลี่ย Qm.av ต่อ Qg.av เฉลี่ยรายปี:

การกระจายน้ำที่ไหลบ่าในแต่ละปีจะแตกต่างกันไปตามปีที่มีปริมาณน้ำต่างกัน ดังนั้นในการคำนวณเชิงปฏิบัติ ค่าสัมประสิทธิ์แบบแยกส่วนของการไหลบ่ารายเดือนจะถูกกำหนดเป็นเวลาสามปีตามลักษณะเฉพาะ: ปีที่น้ำสูงมีการจ่าย 10% ปริมาณน้ำเฉลี่ยของ อุปทาน 50% และปีน้ำต่ำ 90%
ค่าสัมประสิทธิ์โมดูลัสการไหลบ่ารายเดือนสามารถกำหนดได้ตามความรู้จริงของการปล่อยน้ำรายเดือนโดยเฉลี่ยโดยมีข้อมูลเชิงสังเกตเป็นเวลาอย่างน้อย 30 ปี ในแม่น้ำแอนะล็อกหรือตารางมาตรฐานของการกระจายน้ำท่ารายเดือน ซึ่งรวบรวมไว้สำหรับแอ่งน้ำต่างๆ
ปริมาณการใช้น้ำเฉลี่ยรายเดือนขึ้นอยู่กับสูตร

(33): Qm.cp = KmQg.sr

ปริมาณการใช้น้ำสูงสุดในการออกแบบเขื่อน สะพาน ทะเลสาบ มาตรการเสริมความแข็งแกร่งของตลิ่ง จำเป็นต้องรู้ปริมาณน้ำสูงสุด ขึ้นอยู่กับประเภทของการให้อาหารในแม่น้ำ อัตราการไหลสูงสุดของน้ำท่วมในฤดูใบไม้ผลิหรือน้ำท่วมในฤดูใบไม้ร่วงสามารถนำมาเป็นอัตราการไหลสูงสุดที่คำนวณได้ ความปลอดภัยโดยประมาณของค่าใช้จ่ายเหล่านี้กำหนดโดยประเภททุนของโครงสร้างไฮดรอลิกและควบคุมโดยหน่วยงานที่เกี่ยวข้อง เอกสารกฎเกณฑ์. ตัวอย่างเช่น เขื่อนล่องแก่งระดับ Ill of Capitality คำนวณสำหรับการไหลของน้ำสูงสุดที่ความปลอดภัย 2% และระดับ IV - ความปลอดภัย 5% โครงสร้างการป้องกันฝั่งไม่ควรพังทลายที่อัตราการไหลที่สอดคล้องกับปริมาณน้ำสูงสุด ของความปลอดภัย 10%
วิธีการกำหนดมูลค่าของ Qmax ขึ้นอยู่กับระดับความรู้ของแม่น้ำและความแตกต่างระหว่างการปล่อยน้ำสูงสุดของน้ำท่วมฤดูใบไม้ผลิและน้ำท่วม
หากมีข้อมูลเชิงสังเกตเป็นระยะเวลามากกว่า 30 ... 40 ปี กราฟความปลอดภัยเชิงประจักษ์ Qmax จะถูกสร้างขึ้น และด้วยระยะเวลาที่สั้นกว่า - กราฟเชิงทฤษฎี การคำนวณใช้: สำหรับน้ำท่วมฤดูใบไม้ผลิ Cs = 2Сv และสำหรับน้ำท่วมฝน Cs = (3...4)CV
เนื่องจากการสังเกตระบอบการปกครองของแม่น้ำดำเนินการที่เสาวัดน้ำ กราฟอุปทานมักจะถูกวางแผนสำหรับไซต์เหล่านี้ และปริมาณน้ำสูงสุดที่ปล่อยในบริเวณที่ตั้งของโครงสร้างคำนวณโดยอัตราส่วน

สำหรับแม่น้ำที่ราบลุ่ม กระแสน้ำสูงสุดของน้ำท่วมฤดูใบไม้ผลิให้ความปลอดภัย p% คำนวณโดยสูตร

ค่าของพารามิเตอร์ n และ K0 ถูกกำหนดขึ้นอยู่กับโซนธรรมชาติและประเภทการบรรเทาตามตาราง 5.

หมวดหมู่ I - แม่น้ำที่ตั้งอยู่ในที่ราบสูงและที่ราบสูงเหมือนที่ราบสูง - รัสเซียกลาง, Strugo-Krasnenskaya, Sudoma uplands, ที่ราบสูงไซบีเรียตอนกลาง ฯลฯ
ประเภทที่สอง - แม่น้ำในแอ่งที่ที่ราบสูงสลับกับความหดหู่ใจระหว่างพวกเขา
หมวดหมู่ III - แม่น้ำซึ่งลุ่มน้ำส่วนใหญ่ตั้งอยู่ในที่ราบลุ่ม - Mologo-Sheksninskaya, Meshcherskaya, ป่าไม้เบลารุส, Pridnestrovskaya, Vasyuganskaya เป็นต้น
ค่าสัมประสิทธิ์ μ ถูกกำหนดขึ้นอยู่กับโซนธรรมชาติและเปอร์เซ็นต์ของความปลอดภัยตามตาราง 6.

พารามิเตอร์ hp% คำนวณจากการพึ่งพา

ค่าสัมประสิทธิ์ δ1 คำนวณ (สำหรับ h0 > 100 มม.) โดยสูตร

สัมประสิทธิ์ δ2 ถูกกำหนดโดยความสัมพันธ์

การคำนวณการปล่อยน้ำสูงสุดในช่วงน้ำท่วมฤดูใบไม้ผลิจะดำเนินการในรูปแบบตาราง (ตารางที่ 7)

ระดับ น้ำสูง(HWV) ของความพร้อมใช้งานของการออกแบบถูกสร้างขึ้นตามเส้นโค้งของการปล่อยน้ำสำหรับค่าที่สอดคล้องกันของ Qmaxp% และช่วงการออกแบบ
ด้วยการคำนวณโดยประมาณ การไหลของน้ำสูงสุดของน้ำท่วมจากฝนสามารถตั้งค่าได้ตามการพึ่งพา

ในการคำนวณอย่างรับผิดชอบ การกำหนดปริมาณน้ำสูงสุดควรดำเนินการตามคำแนะนำของเอกสารกำกับดูแล

แม่น้ำ- กระแสน้ำธรรมชาติที่ไหลอย่างต่อเนื่องในช่อง (ช่อง) ที่เกิดขึ้นจากมัน
แม่น้ำแต่ละสายมีแหล่งกำเนิด บน กลาง ล่าง และปากแม่น้ำ แหล่งที่มา- จุดเริ่มต้นของแม่น้ำ แม่น้ำเริ่มต้นที่จุดบรรจบของลำธารที่เกิดขึ้นที่แหล่งน้ำใต้ดินหรือรวบรวมน้ำจากการตกตะกอนในชั้นบรรยากาศที่ตกลงสู่ผิวน้ำ พวกมันไหลจากหนองน้ำ (เช่นแม่น้ำโวลก้า) ทะเลสาบและธารน้ำแข็งกินน้ำที่สะสมอยู่ในนั้น ในกรณีส่วนใหญ่ แหล่งที่มาของแม่น้ำสามารถกำหนดได้แบบมีเงื่อนไขเท่านั้น
จากแหล่งที่มาของแม่น้ำเริ่มเส้นทางบน
ที่ บนในระหว่างการไหลของแม่น้ำ มันมักจะเต็มไปด้วยน้ำน้อยกว่าในตอนกลางและตอนล่าง ความลาดชันของพื้นผิว ตรงกันข้าม มากกว่า ซึ่งสะท้อนให้เห็นในความเร็วของการไหลและการกัดเซาะ กิจกรรมของการไหล ที่ เฉลี่ยในเส้นทางของแม่น้ำแม่น้ำจะมีปริมาณมากขึ้น แต่ความเร็วของกระแสน้ำลดลงและกระแสน้ำส่วนใหญ่เกิดจากการกัดเซาะของช่องทางในต้นน้ำลำธาร ที่ ต่ำกว่าในระหว่างการเคลื่อนตัวของกระแสน้ำอย่างช้าๆ การสะสมของตะกอนจากด้านบน (การสะสม) จะครอบงำ แม่น้ำตอนล่างสิ้นสุดที่ปาก
ปากแม่น้ำ - สถานที่ที่บรรจบกับทะเล, ทะเลสาบ, แม่น้ำอีกสายหนึ่ง ในสภาพอากาศที่แห้งแล้ง ที่แม่น้ำใช้น้ำปริมาณมาก (สำหรับการระเหย การชลประทาน การกรอง) แม่น้ำจะค่อยๆ แห้ง ไม่ถึงน้ำสู่ทะเลหรือแม่น้ำสายอื่น ปากแม่น้ำดังกล่าวเรียกว่า "คนตาบอด" แม่น้ำทั้งหมดไหลผ่านอาณาเขตที่กำหนด เครือข่ายแม่น้ำรวมกับทะเลสาบ หนองน้ำ และธารน้ำแข็งใน เครือข่ายอุทกศาสตร์
เครือข่ายแม่น้ำประกอบด้วยระบบแม่น้ำ
ระบบแม่น้ำประกอบด้วยแม่น้ำสายหลัก (ซึ่งมีชื่อเรียกว่าแม่น้ำ) และแม่น้ำสาขา ในระบบแม่น้ำหลายแห่ง แม่น้ำสายหลักมีความโดดเด่นเฉพาะในต้นน้ำลำธารเท่านั้น เป็นการยากที่จะระบุแม่น้ำที่อยู่ตรงกลางและโดยเฉพาะอย่างยิ่งในต้นน้ำลำธาร เป็นสัญญาณของแม่น้ำสายหลัก เราสามารถเอาความยาว ปริมาณน้ำ ตำแหน่งแกนในระบบแม่น้ำ อายุสัมพัทธ์ หุบเขาแม่น้ำ(หุบเขานั้นเก่ากว่าแคว) แม่น้ำสายหลักของระบบแม่น้ำสายหลักส่วนใหญ่ไม่ตรงตามเกณฑ์เหล่านี้ทั้งหมดในคราวเดียว ตัวอย่างเช่น แม่น้ำมิสซูรียาวและไหลเต็มมากกว่าแม่น้ำมิสซิสซิปปี้ Kama นำน้ำเข้าสู่แม่น้ำโวลก้าไม่น้อยไปกว่าแม่น้ำโวลก้าที่ปากกามารมณ์ Irtysh นั้นยาวกว่า Ob และตำแหน่งของมันสอดคล้องกับตำแหน่งของแม่น้ำสายหลักของระบบแม่น้ำ แม่น้ำสายหลักของระบบแม่น้ำในอดีตได้กลายเป็นแม่น้ำที่ผู้คนรู้จักมาก่อนและดีกว่าแม่น้ำสายอื่นในระบบนี้
สาขาของแม่น้ำสายหลักเรียกว่าสาขาของลำดับที่หนึ่ง, สาขาของพวกเขาเรียกว่าสาขาของลำดับที่สอง ฯลฯ

ระบบแม่น้ำมีลักษณะตามความยาวของแม่น้ำที่เป็นส่วนประกอบ ความคดเคี้ยว และความหนาแน่นของเครือข่ายแม่น้ำ ความยาวของแม่น้ำ- ความยาวรวมของแม่น้ำทุกสายในระบบ วัดจากแผนที่ขนาดใหญ่ ระดับความวิปริตของแม่น้ำถูกกำหนด ปัจจัยความบิดเบี้ยว(รูปที่ 87) - อัตราส่วนของความยาวของแม่น้ำต่อความยาวของเส้นตรงที่เชื่อมระหว่างแหล่งกำเนิดและปากแม่น้ำ ความหนาแน่นของเครือข่ายแม่น้ำ- อัตราส่วนความยาวรวมของแม่น้ำทุกสายในเครือข่ายแม่น้ำที่พิจารณาถึงพื้นที่ที่ถูกครอบครอง (กม./กม. 2) บนแผนที่แม้ในขนาดไม่ใหญ่มากก็เห็นได้ชัดว่าความหนาแน่นของเครือข่ายแม่น้ำในต่างๆ พื้นที่ธรรมชาติไม่เหมือนกัน.
ในภูเขาความหนาแน่นของเครือข่ายแม่น้ำนั้นมากกว่าที่ราบเช่นบนเนินเขาทางตอนเหนือของเทือกเขาคอเคซัสคือ 1.49 km / km2 และบนที่ราบของ Ciscaucasia - 0.05 km / km2
พื้นที่ผิวที่น้ำไหลลงสู่ระบบแม่น้ำเดียวกันเรียกว่าแอ่งของระบบแม่น้ำหรือแหล่งกักเก็บน้ำ ลุ่มน้ำของระบบแม่น้ำประกอบด้วยแอ่งของสาขาของลำดับที่หนึ่งซึ่งจะประกอบด้วยแอ่งของสาขาของลำดับที่สอง ฯลฯ แอ่งน้ำรวมอยู่ในแอ่งของทะเลและมหาสมุทร น้ำบนบกทั้งหมดถูกแบ่งระหว่างแอ่งหลัก: 1) มหาสมุทรแอตแลนติกและอาร์กติก (พื้นที่ 67,359,000 km2), 2) มหาสมุทรแปซิฟิกและ มหาสมุทรอินเดีย(พื้นที่ 49,419,000 km2), 3) พื้นที่ไหลบ่าภายใน (พื้นที่ 32,035 พัน km2)
แอ่งน้ำมีขนาดแตกต่างกันและมีรูปร่างที่หลากหลายมาก มีแอ่งสมมาตร (เช่นแอ่งโวลก้า) และแอ่งอสมมาตร (เช่นแอ่ง Yenisei)
ขนาดและรูปร่างของแอ่งส่วนใหญ่จะกำหนดขนาดและระบอบการไหลของแม่น้ำ ตำแหน่งของแอ่งน้ำก็มีความสำคัญเช่นกันซึ่งสามารถตั้งอยู่ได้หลากหลาย เขตภูมิอากาศและสามารถยืดในแนวละติจูดภายในแถบเดียวกันได้
ลุ่มน้ำถูกจำกัดด้วยลุ่มน้ำ ในประเทศแถบภูเขา อาจเป็นแนวที่โดยทั่วไปจะตรงกับยอดของสันเขา บนที่ราบโดยเฉพาะที่ราบและแอ่งน้ำ ลุ่มน้ำไม่ได้กำหนดไว้อย่างชัดเจน
ในบางพื้นที่ไม่สามารถดึงต้นน้ำได้เลย เนื่องจากมวลน้ำในแม่น้ำสายหนึ่งแบ่งออกเป็นสองส่วน มุ่งสู่ ระบบต่างๆ. ปรากฏการณ์นี้เรียกว่าแฉกของแม่น้ำ (แบ่งออกเป็นสองส่วน) ตัวอย่างที่โดดเด่นแฉก - การแบ่งส่วนของต้นน้ำลำธารของ Orinoco ออกเป็นสองแม่น้ำ หนึ่งในนั้นซึ่งยังคงชื่อ Orinoco ไหลเข้าสู่ มหาสมุทรแอตแลนติกอีกแห่ง - Casiquiare - ไหลเข้าสู่ Rio Negro ซึ่งเป็นสาขาของอเมซอน
ลุ่มน้ำจำกัดแอ่งของแม่น้ำ ทะเล มหาสมุทร แอ่งหลัก: แอตแลนติกและเหนือ มหาสมุทรอาร์คติก(แอตแลนติก-อาร์คติก) ในด้านหนึ่ง และมหาสมุทรแปซิฟิกและอินเดีย อีกด้านหนึ่ง ถูกจำกัดโดย (โลก) แหล่งต้นน้ำหลักของโลก
ตำแหน่งของลุ่มน้ำไม่คงที่ การเคลื่อนที่ของพวกมันสัมพันธ์กับรอยบากที่ช้าของต้นน้ำลำธารของแม่น้ำอันเป็นผลมาจากการพัฒนาระบบแม่น้ำและการปรับโครงสร้างของเครือข่ายแม่น้ำซึ่งเกิดจากการเคลื่อนที่ของเปลือกโลก
เตียงแม่น้ำ. สายน้ำไหลผ่าน พื้นผิวโลกในความหดหู่ตามยาวที่พวกเขาสร้างขึ้น - ช่องทาง ถ้าไม่มีช่องก็ไม่มีแม่น้ำ คำว่า "แม่น้ำ" มีทั้งลำธารและเตียง ในแม่น้ำส่วนใหญ่ ร่องน้ำถูกตัดเข้าไปในผิวน้ำที่แม่น้ำไหลผ่าน โฮมีแม่น้ำหลายสายซึ่งไหลผ่านเหนือที่ราบที่ไหลผ่าน แม่น้ำเหล่านี้ได้แกะสลักร่องน้ำไว้ในตะกอนที่พวกมันสะสมไว้ ตัวอย่างจะเป็นแม่น้ำเหลือง มิสซิสซิปปี้ และโปในต้นน้ำลำธาร ช่องดังกล่าวเคลื่อนตัวได้ง่าย มักจะทะลุปล่องด้านข้าง คุกคามน้ำท่วม
ภาพตัดขวางของช่องเติมน้ำเรียกว่าส่วนน้ำของแม่น้ำ ถ้าส่วนน้ำทั้งหมดเป็นส่วนหนึ่งของกระแสน้ำที่เคลื่อนที่ ให้ตรงกับส่วนที่เรียกว่าสิ่งมีชีวิต หากมีส่วนที่อยู่กับที่ในส่วนน้ำ (ด้วยความเร็วของการเคลื่อนที่ที่เครื่องมือไม่ได้จับ) ส่วนที่เคลื่อนที่จะเรียกว่าพื้นที่ตาย ในกรณีนี้ส่วนที่มีชีวิตจะน้อยกว่าน้ำหนึ่งตามค่า เท่ากับพื้นที่พื้นที่ที่ตายแล้ว ภาพตัดขวางของช่องมีลักษณะพื้นที่ รัศมีไฮดรอลิก ความกว้าง ค่าเฉลี่ยและความลึกสูงสุด
พื้นที่หน้าตัด (F) ถูกกำหนดโดยเป็นผลจากการวัดความลึกทั่วทั้งหน้าตัดในช่วงเวลาหนึ่ง โดยขึ้นอยู่กับความกว้างของแม่น้ำ ตามที่ V.A. Appolov พื้นที่เปิดเกี่ยวข้องกับความกว้าง (B) และความลึกสูงสุด (H) โดยสมการ: F=2/3BH
รัศมีไฮดรอลิก (R) - อัตราส่วนของพื้นที่หน้าตัดต่อปริมณฑลเปียก (P) เช่น ต่อความยาวของเส้นสัมผัสของการไหลกับเตียง:

รัศมีไฮดรอลิกกำหนดรูปร่างของช่องในส่วนตัดขวาง เนื่องจากขึ้นอยู่กับอัตราส่วนของความกว้างและความลึก ในแม่น้ำที่ตื้นและกว้าง เส้นรอบวงที่เปียกชื้นเกือบจะเท่ากับความกว้าง ในกรณีนี้ รัศมีไฮดรอลิกจะเกือบเท่ากับความลึกเฉลี่ย
ความลึกเฉลี่ย (Hcp) ของหน้าตัดของแม่น้ำถูกกำหนดโดยการหารพื้นที่ด้วยความกว้าง (B): Hcp = S/B ความกว้างและ ความลึกสูงสุดได้จากการวัดโดยตรง
องค์ประกอบทั้งหมดของหน้าตัดเปลี่ยนไปพร้อมกับการเปลี่ยนแปลงในตำแหน่งของระดับแม่น้ำ ระดับของแม่น้ำมีความผันผวนอย่างต่อเนื่อง การสังเกตการณ์จะดำเนินการอย่างเป็นระบบที่เสาวัดน้ำพิเศษ
โปรไฟล์ตามยาวของช่องแม่น้ำมีลักษณะการจุ่มและความลาดชัน ฤดูใบไม้ร่วง (Δh) - ความแตกต่างของความสูงสองจุด (h1-h2) อัตราส่วนของการตกต่อความยาวของส่วน (l) เรียกว่าความชัน (i):

การตกแสดงเป็นเมตร ความชันจะแสดง ทศนิยม- หน่วยเป็นเมตรต่อกิโลเมตร หรือส่วนพัน (ppm - ‰)
แม่น้ำที่ราบมีความลาดชันเล็กน้อยความลาดชันของแม่น้ำภูเขามีความสำคัญ
ยิ่งมีความลาดชันมากเท่าใดการไหลของแม่น้ำก็จะยิ่งเร็วขึ้น (ตารางที่ 23)

โปรไฟล์ตามยาวของด้านล่างของช่องและโปรไฟล์ตามยาว ผิวน้ำแตกต่าง: อันแรกหมายถึงเสมอ เส้นหยัก, ที่สอง - เส้นเรียบ (รูปที่ 88)
ความเร็วของการไหลของแม่น้ำการไหลของน้ำมีลักษณะการเคลื่อนที่แบบปั่นป่วน ความเร็วในแต่ละจุดมีการเปลี่ยนแปลงอย่างต่อเนื่องทั้งในด้านขนาดและทิศทาง สิ่งนี้ทำให้มั่นใจได้ว่าน้ำผสมกันอย่างต่อเนื่องและส่งเสริมกิจกรรมการขจัดสิ่งสกปรก
ความเร็วของกระแสน้ำไม่เท่ากันใน ส่วนต่างๆส่วนสด การวัดจำนวนมากแสดงให้เห็นว่าปกติจะสังเกตเห็นความเร็วสูงสุดใกล้พื้นผิว ในขณะที่คุณเข้าใกล้ด้านล่างและผนังของช่องสัญญาณ ความเร็วของการไหลจะค่อยๆ ลดลง และในชั้นน้ำที่อยู่ใกล้ด้านล่างซึ่งมีความหนาเพียงไม่กี่สิบมิลลิเมตรก็จะลดลงอย่างรวดเร็ว โดยมีค่าใกล้ถึง 0 ที่ด้านล่างสุด .
เส้นแบ่งความเร็วเท่ากันตามส่วนที่มีชีวิตของแม่น้ำคือไอโซแทค ลมที่พัดกับกระแสน้ำจะเพิ่มความเร็วบนพื้นผิว ลมที่พัดกับกระแสน้ำพัดให้ช้าลง ลดความเร็วของการเคลื่อนที่ของน้ำบนพื้นผิวและน้ำแข็งปกคลุมของแม่น้ำ เจ็ตในกระแสน้ำซึ่งมีความเร็วสูงสุดเรียกว่าแกนไดนามิกเจ็ทที่มีความเร็วสูงสุดบนพื้นผิวของกระแสเรียกว่าแกน ภายใต้เงื่อนไขบางประการ เช่น เมื่อลมตามกระแส แกนไดนามิกของกระแสน้ำจะอยู่บนผิวน้ำและเกิดขึ้นพร้อมกับแกน
ความเร็วเฉลี่ยในส่วนเปิด (Vav) คำนวณโดยสูตร Chezy: V=C √Ri โดยที่ R คือรัศมีไฮดรอลิก i คือความชันของผิวน้ำในพื้นที่สังเกต C คือสัมประสิทธิ์ขึ้นอยู่กับ ความหยาบและรูปร่างของช่อง (ส่วนหลังถูกกำหนดโดยใช้ตารางพิเศษ)

ลักษณะของการไหลอนุภาคน้ำในลำธารเคลื่อนที่ภายใต้การกระทำของแรงโน้มถ่วงตามทางลาด การเคลื่อนไหวของพวกเขาล่าช้าโดยแรงเสียดทาน นอกจากแรงโน้มถ่วงและแรงเสียดทานแล้ว ลักษณะของการเคลื่อนที่ของกระแสยังได้รับผลกระทบจากแรงเหวี่ยงที่เกิดขึ้นเมื่อเลี้ยวของช่องทางและแรงเบี่ยงของการหมุนของโลก แรงเหล่านี้ทำให้เกิดกระแสน้ำตามขวางและเป็นวงกลมในกระแสน้ำ
ภายใต้การกระทำของแรงเหวี่ยงหนีศูนย์กลาง กระแสถูกกดกับฝั่งเว้า ในกรณีนี้ ยิ่งความเร็วของการไหลมากเท่าใด แรงเฉื่อยก็จะยิ่งมากขึ้นเท่านั้นที่ป้องกันไม่ให้กระแสเปลี่ยนทิศทางของการเคลื่อนที่และเบี่ยงเบนจากฝั่งเว้า ความเร็วการไหลใกล้ด้านล่างน้อยกว่าบนพื้นผิว ดังนั้นการเบี่ยงเบนของชั้นล่างไปยังชายฝั่งตรงข้ามกับเว้าจะมากกว่าของชั้นผิวน้ำ สิ่งนี้มีส่วนทำให้เกิดกระแสไหลผ่านช่องสัญญาณ เนื่องจากน้ำถูกกดทับฝั่งเว้า พื้นผิวของลำธารจึงได้รับความลาดชันตามขวางจากเว้าถึงฝั่งนูน อย่างไรก็ตามไม่มีการเคลื่อนที่ของน้ำบนพื้นผิวตามแนวลาดจากชายฝั่งหนึ่งไปอีกฝั่งหนึ่ง สิ่งนี้ถูกขัดขวางโดยแรงเหวี่ยงหนีศูนย์กลางซึ่งบังคับให้อนุภาคน้ำเอาชนะความลาดชันเพื่อเคลื่อนเข้าหาฝั่งเว้า ในชั้นล่างเนื่องจากความเร็วที่ต่ำกว่าของกระแส ผลกระทบของแรงเหวี่ยงหนีศูนย์จะเด่นชัดน้อยลง ดังนั้นน้ำจึงเคลื่อนที่ตามความชันจากเว้าไปยังฝั่งนูน อนุภาคของน้ำที่เคลื่อนผ่านแม่น้ำจะล่องไปตามกระแสน้ำ และวิถีของมันคล้ายกับเกลียว
แรงเบี่ยงเบนของการหมุนของโลกทำให้กระแสน้ำไปกดกับฝั่งขวา (ในซีกโลกเหนือ) ซึ่งเป็นสาเหตุที่พื้นผิวของมัน (เช่นเดียวกับที่เลี้ยวภายใต้อิทธิพลของแรงเหวี่ยงหนีศูนย์กลาง) ได้รับความลาดชันตามขวาง ความลาดเอียงและองศาของแรงที่แตกต่างกันบนอนุภาคน้ำที่พื้นผิวและที่ด้านล่างทำให้เกิดกระแสทวนภายในที่ทวนเข็มนาฬิกา (ในซีกโลกเหนือ) เมื่อมองไปทางด้านล่าง เนื่องจากการเคลื่อนที่นี้รวมกับการเคลื่อนที่ของอนุภาคด้วยการเคลื่อนที่ของอนุภาคจึงเคลื่อนที่ไปตามช่องในลักษณะเกลียว
ในส่วนที่เป็นเส้นตรงของช่องซึ่งไม่มีแรงเหวี่ยงหนี ธรรมชาติของกระแสขวางนั้นพิจารณาจากการกระทำของแรงเบี่ยงของการหมุนของโลกเป็นหลัก ที่โค้งในช่อง แรงเบี่ยงของการหมุนของโลกและแรงเหวี่ยงหนีศูนย์กลางอาจเพิ่มขึ้นหรือลดลง ขึ้นอยู่กับว่าแม่น้ำจะหมุนไปทางใด และการไหลเวียนตามขวางจะเพิ่มขึ้นหรือลดลง
การไหลเวียนตามขวางสามารถเกิดขึ้นได้ภายใต้อิทธิพลของอุณหภูมิที่แตกต่างกัน (ความหนาแน่นไม่เท่ากัน) ของน้ำในส่วนต่างๆ ของหน้าตัด ภายใต้อิทธิพลของภูมิประเทศด้านล่าง และสาเหตุอื่นๆ ดังนั้นจึงมีความซับซ้อนและหลากหลาย อิทธิพลของการไหลเวียนตามขวางต่อการก่อตัวของช่องทางดังที่เราจะเห็นด้านล่างนั้นยอดเยี่ยมมาก
การไหลของแม่น้ำและลักษณะของมันปริมาณน้ำที่ไหลผ่านส่วนที่มีชีวิตของแม่น้ำใน 1 วินาทีคือการไหลของน้ำ อัตราการไหล (Q) เท่ากับผลคูณของพื้นที่เปิดโล่ง (F) และความเร็วเฉลี่ย (Vcp): Q=FVcp m3/วินาที
การปล่อยน้ำในแม่น้ำมีความแปรปรวนมาก มีความเสถียรมากกว่าในแม่น้ำที่ควบคุมโดยทะเลสาบและอ่างเก็บน้ำ บนแม่น้ำในเขตอบอุ่น ปริมาณน้ำที่ไหลมากที่สุดจะตกลงมาในช่วงที่เกิดน้ำท่วมในฤดูใบไม้ผลิ อย่างน้อยที่สุดในช่วงเดือนฤดูร้อน ตามข้อมูลค่าใช้จ่ายรายวัน กราฟของการเปลี่ยนแปลงการบริโภคถูกสร้างขึ้น - ไฮโดรกราฟ
ปริมาณน้ำที่ไหลผ่านส่วนที่มีชีวิตของแม่น้ำเป็นเวลานานไม่มากก็น้อยคือการไหลของแม่น้ำ ปริมาณน้ำที่ไหลบ่าคำนวณโดยสรุปปริมาณการใช้น้ำสำหรับช่วงเวลาที่น่าสนใจ (วัน เดือน ฤดู ปี) ปริมาณการไหลบ่าแสดงเป็น ลูกบาศก์เมตรหรือเป็นลูกบาศก์กิโลเมตร การคำนวณปริมาณน้ำที่ไหลบ่าในช่วงหลายปีทำให้สามารถหามูลค่าระยะยาวเฉลี่ยได้ (ตารางที่ 24)

การไหลของน้ำมีลักษณะการไหลของแม่น้ำ การไหลของแม่น้ำขึ้นอยู่กับปริมาณน้ำที่ไหลเข้าสู่แม่น้ำจากพื้นที่ลุ่มน้ำ ในการอธิบายลักษณะการไหลบ่า นอกจากการไหลแล้ว ยังใช้โมดูลการไหลบ่า เลเยอร์การไหลออก และค่าสัมประสิทธิ์การไหลบ่า
โมดูลระบายน้ำ(M) - จำนวนลิตรของน้ำที่ไหลจากหน่วยพื้นที่ลุ่มน้ำ (1 ตารางกิโลเมตร) ต่อหน่วยเวลา (เป็นวินาที) หากปริมาณน้ำเฉลี่ยในแม่น้ำในช่วงระยะเวลาหนึ่งคือ Q m3 / s และพื้นที่ลุ่มน้ำคือ F sq. กม. จากนั้นโมดูลการไหลบ่าเฉลี่ยในช่วงเวลาเดียวกันคือ M = 1,000 l / s * km2 (จำเป็นต้องมีปัจจัย 1,000 เนื่องจาก Q แสดงเป็นลูกบาศก์เมตรและ M - เป็น l) M ของ Neva - 10 l / s, Don - 9 l / s, Amazon - 17 l / s
ชั้นน้ำที่ไหลบ่า- ชั้นของน้ำเป็นมิลลิเมตร ซึ่งจะครอบคลุมพื้นที่เก็บกักด้วยการกระจายปริมาณน้ำที่ไหลบ่าทั้งหมดอย่างสม่ำเสมอ
ค่าสัมประสิทธิ์การไหลบ่า(h) - อัตราส่วนของขนาดชั้นน้ำที่ไหลบ่าต่อขนาดของชั้นน้ำฝนที่ตกลงมาบนพื้นที่เดียวกันในช่วงเวลาเดียวกัน ซึ่งแสดงเป็นเปอร์เซ็นต์หรือเศษส่วนของหน่วย เช่น ค่าสัมประสิทธิ์การไหลของ เนวา - 65% ดอน - 16% แม่น้ำไนล์ - 4% แอมะซอน - 28%
การไหลบ่าขึ้นอยู่กับความซับซ้อนทั้งหมดของสภาพทางกายภาพและทางภูมิศาสตร์: เกี่ยวกับสภาพอากาศ, ดิน, โครงสร้างทางธรณีวิทยาของโซน, การแลกเปลี่ยนน้ำที่ใช้งานอยู่, พืชพรรณ, ทะเลสาบและหนองน้ำ, เช่นเดียวกับกิจกรรมของมนุษย์
ภูมิอากาศอ้างถึง ปัจจัยหลักการก่อตัวของการไหลบ่า กำหนดปริมาณความชื้นขึ้นอยู่กับปริมาณน้ำฝน (องค์ประกอบหลักของส่วนขาเข้าของสมดุลน้ำ) และการระเหย (ตัวบ่งชี้หลักของส่วนขาออกของเครื่องชั่ง) ยิ่งปริมาณน้ำฝนและการระเหยของสารมีมากเท่าใด ความชื้นก็จะยิ่งสูงขึ้นเท่านั้นและปริมาณน้ำที่ไหลบ่าก็จะยิ่งมากขึ้นเท่านั้น การตกตะกอนและการระเหยเป็นตัวกำหนด โอกาสที่เป็นไปได้ไหลบ่า การไหลจริงขึ้นอยู่กับความซับซ้อนของเงื่อนไขทั้งหมด
สภาพภูมิอากาศส่งผลกระทบต่อการไหลบ่าไม่เพียงโดยตรง (ผ่านการตกตะกอนและการระเหย) แต่ยังผ่านองค์ประกอบอื่น ๆ ของความซับซ้อนทางภูมิศาสตร์ - ผ่านดินพืชพรรณภูมิประเทศซึ่งขึ้นอยู่กับสภาพอากาศในระดับหนึ่งหรืออีกระดับหนึ่ง อิทธิพลของสภาพอากาศที่มีต่อการไหลบ่าทั้งโดยตรงและโดยผ่านปัจจัยอื่นๆ แสดงให้เห็นในความแตกต่างในระดับโซนในขนาดและธรรมชาติของการไหลบ่า ความเบี่ยงเบนของค่าของการไหลบ่าที่สังเกตได้จริงจากโซนนั้นเกิดจากสภาพร่างกายและภูมิศาสตร์ภายในเขต
สถานที่ที่สำคัญมากในหมู่ปัจจัยที่กำหนดการไหลบ่าของแม่น้ำ พื้นผิวและองค์ประกอบใต้ดิน ถูกครอบครองโดยดินที่ปกคลุม ซึ่งมีบทบาทเป็นตัวกลางระหว่างสภาพอากาศและการไหลบ่า ปริมาณการไหลบ่าของพื้นผิว ปริมาณการใช้น้ำสำหรับการระเหย การคายน้ำ และการเติมน้ำใต้ดินขึ้นอยู่กับคุณสมบัติของดินที่ปกคลุม หากดินดูดซับน้ำได้ไม่ดี การไหลบ่าของพื้นผิวจะมีขนาดใหญ่ มีความชื้นสะสมอยู่ในดินเพียงเล็กน้อย ปริมาณการใช้สำหรับการระเหยและการคายน้ำจะต้องไม่มาก และมีการเติมน้ำใต้ดินเพียงเล็กน้อย ภายใต้สภาพภูมิอากาศเดียวกัน แต่ด้วยความสามารถในการแทรกซึมของดินที่มากขึ้นการไหลบ่าของพื้นผิวตรงกันข้ามมีขนาดเล็กความชื้นจำนวนมากสะสมในดินการบริโภคสำหรับการระเหยและการคายน้ำมีขนาดใหญ่และน้ำใต้ดินได้รับอาหารอย่างล้นเหลือ ในสองกรณีที่อธิบายไว้ ปริมาณการไหลบ่าของพื้นผิวจะน้อยกว่าในกรณีแรก แต่ในทางกลับกัน เนื่องจากการให้อาหารใต้ดิน มีความสม่ำเสมอมากขึ้น ดินที่ดูดซับน้ำที่ตกตะกอนสามารถกักเก็บและปล่อยให้มันผ่านไปลึกเกินกว่าโซนที่สามารถระเหยได้ อัตราส่วนการใช้น้ำสำหรับการระเหยจากดินและปริมาณน้ำใต้ดินขึ้นอยู่กับความสามารถในการกักเก็บน้ำของดิน ดินที่กักเก็บน้ำได้ดีจะใช้น้ำในการระเหยมากขึ้นและส่งน้ำลึกลงไปในดินน้อยลง เป็นผลจากน้ำขังของดินซึ่งมีความสามารถในการกักเก็บน้ำสูง การไหลบ่าของผิวดินจะเพิ่มขึ้น คุณสมบัติของดินถูกนำมารวมกันในรูปแบบต่างๆ ซึ่งสะท้อนให้เห็นในการไหลบ่า
อิทธิพล ธรณีวิทยาโครงสร้างที่ไหลบ่าของแม่น้ำนั้นพิจารณาจากการซึมผ่านของหินเป็นหลัก และโดยทั่วไปจะคล้ายกับผลกระทบของดินที่ปกคลุม การเกิดขึ้นของชั้นกันน้ำที่สัมพันธ์กับพื้นผิวของวันก็มีความสำคัญเช่นกัน การเกิดขึ้นอย่างลึกของ aquicludes มีส่วนช่วยในการเก็บรักษาน้ำที่แทรกซึมจากการระเหยออกไป โครงสร้างทางธรณีวิทยามีผลต่อระดับการควบคุมการไหลบ่าเงื่อนไขสำหรับการจัดหาน้ำใต้ดิน
อิทธิพลของปัจจัยทางธรณีวิทยาอย่างน้อยที่สุดก็ขึ้นอยู่กับสภาพเขตและในบางกรณีก็ทับซ้อนอิทธิพลของปัจจัยโซน
พืชพรรณส่งผลกระทบต่อปริมาณน้ำที่ไหลบ่าทั้งทางตรงและทางดิน อิทธิพลโดยตรงของมันอยู่ที่การคายน้ำ การไหลบ่าของแม่น้ำขึ้นอยู่กับการคายน้ำในลักษณะเดียวกับการระเหยจากดิน ยิ่งมีการคายน้ำมาก ส่วนประกอบทั้งสองของการไหลบ่าของแม่น้ำก็จะยิ่งต่ำลงเท่านั้น ครอบฟันของต้นไม้สามารถกักเก็บปริมาณน้ำฝนได้มากถึง 50% ซึ่งจะระเหยออกจากพวกมัน ในฤดูหนาวป่าปกป้องดินจากการแช่แข็งในฤดูใบไม้ผลิจะลดความเข้มของหิมะละลายซึ่งก่อให้เกิดการซึมของน้ำที่ละลายและการเติมน้ำใต้ดินสำรอง อิทธิพลของพืชที่มีต่อการไหลบ่าของดินนั้นเกิดจากการที่พืชพรรณเป็นปัจจัยหนึ่งของการก่อตัวของดิน คุณสมบัติการแทรกซึมและการกักเก็บน้ำขึ้นอยู่กับธรรมชาติของพืชเป็นหลัก ความสามารถในการแทรกซึมของดินในป่ามีสูงมาก
การไหลบ่าของป่าและในทุ่งโดยทั่วไปมีความแตกต่างกันเล็กน้อย แต่โครงสร้างของมันแตกต่างกันอย่างมาก ในป่ามีการไหลบ่าที่ผิวดินน้อยกว่าและมีการสำรองดินและน้ำใต้ดินมากขึ้น (การไหลบ่าใต้ดิน) ซึ่งมีคุณค่าต่อเศรษฐกิจมากกว่า
ในป่าในอัตราส่วนระหว่างองค์ประกอบที่ไหลบ่า (พื้นผิวและใต้ดิน) รูปแบบโซน. ในป่าของเขตป่า การไหลบ่าของพื้นผิวมีความสำคัญ (ความชื้นสูงกว่า) แม้ว่าจะน้อยกว่าในทุ่งก็ตาม ในพื้นที่ป่าที่ราบกว้างใหญ่และที่ราบกว้างใหญ่ แทบไม่มีการไหลบ่าของพื้นผิวในป่า และน้ำทั้งหมดที่ดูดซับโดยดินจะถูกใช้ในการระเหยและเติมน้ำใต้ดิน ที่ อิทธิพลทั่วไปป่าเพื่อการควบคุมน้ำที่ไหลบ่าและการป้องกันน้ำ
การบรรเทาส่งผลกระทบต่อการไหลบ่าแตกต่างกันไปขึ้นอยู่กับขนาดของแม่พิมพ์ อิทธิพลของภูเขานั้นยิ่งใหญ่มาก สภาพทางกายภาพและภูมิศาสตร์ที่ซับซ้อนทั้งหมด (เขตระดับความสูง) เปลี่ยนแปลงไปตามความสูง ส่งผลให้หุ้นเปลี่ยนแปลงไปด้วย เนื่องจากการเปลี่ยนแปลงชุดของสภาวะที่มีความสูงสามารถเกิดขึ้นได้เร็วมาก ภาพรวมของการเกิดน้ำที่ไหลบ่าในภูเขาสูงจึงมีความซับซ้อนมากขึ้น ด้วยความสูง ปริมาณหยาดน้ำฟ้าจะเพิ่มขึ้นถึงขีดจำกัดที่แน่นอน ปริมาณน้ำฝนโดยทั่วไปจะเพิ่มขึ้น การเพิ่มขึ้นของการไหลบ่าจะสังเกตเห็นได้ชัดเจนเป็นพิเศษบนเนินลาดที่มีลมแรง เช่น โมดูลัสการไหลบ่าบนเนินลาดด้านตะวันตกของเทือกเขาสแกนดิเนเวียคือ 200 ลิตร/วินาที*km2 ในการตกแต่งภายใน บางส่วนของพื้นที่ภูเขา น้ำที่ไหลบ่าน้อยกว่าในส่วนรอบข้าง การบรรเทามีความสำคัญอย่างยิ่งสำหรับการก่อตัวของการไหลบ่าที่เกี่ยวข้องกับการกระจายของหิมะปกคลุม ส่งผลกระทบอย่างมีนัยสำคัญต่อการไหลบ่าและไมโครรีลีฟ ความหดหู่เล็กน้อยในการบรรเทาทุกข์ซึ่งน้ำสะสมมีส่วนทำให้เกิดการแทรกซึมและการระเหยของน้ำ
ความลาดเอียงของภูมิประเทศและความชันของทางลาดส่งผลต่อความรุนแรงของการไหลบ่า ความผันผวนของมัน แต่จะไม่ส่งผลกระทบอย่างมีนัยสำคัญต่อปริมาณการไหลบ่า
ทะเลสาบระเหยน้ำที่สะสมอยู่ในนั้นลดการไหลบ่าและในขณะเดียวกันก็ทำหน้าที่เป็นตัวควบคุม บทบาทของทะเลสาบขนาดใหญ่ที่ไหลผ่านนั้นยอดเยี่ยมมากในแง่นี้ ปริมาณน้ำในแม่น้ำที่ไหลจากทะเลสาบดังกล่าวแทบไม่เปลี่ยนแปลงในระหว่างปี ตัวอย่างเช่น การไหลของ Neva อยู่ที่ 1,000-5,000 m3/s ในขณะที่การไหลของแม่น้ำโวลก้าใกล้กับ Yaroslavl ก่อนที่จะมีการควบคุมนั้นผันผวนระหว่างปีจาก 200 เป็น 11,000 m3/s
ส่งผลอย่างมากต่อสต็อก กิจกรรมทางเศรษฐกิจ คนทำการเปลี่ยนแปลงครั้งใหญ่ใน คอมเพล็กซ์ธรรมชาติ. ผลกระทบของผู้คนบนดินก็มีความสำคัญเช่นกัน ยิ่งพื้นที่ไถมากเท่าไหร่ ปริมาณน้ำฝนก็จะยิ่งซึมเข้าไปในดินมากขึ้น ทำให้ดินชุ่มชื้นและป้อนน้ำใต้ดิน ส่วนที่มีขนาดเล็กกว่าจะไหลลงสู่ผิวดิน เกษตรกรรมดั้งเดิมทำให้เกิดการทำลายโครงสร้างของดิน ความสามารถในการดูดซับความชื้นลดลง ส่งผลให้การไหลบ่าของพื้นผิวเพิ่มขึ้นและการไหลเวียนใต้ดินลดลง ด้วยการเกษตรที่มีเหตุผล ความสามารถในการแทรกซึมของดินจะเพิ่มขึ้นพร้อมกับผลที่ตามมาทั้งหมด
น้ำที่ไหลบ่าได้รับผลกระทบจากมาตรการกักเก็บหิมะเพื่อเพิ่มความชื้นในดิน
อ่างเก็บน้ำประดิษฐ์มีอิทธิพลควบคุมการไหลบ่าของแม่น้ำ ลดการใช้น้ำที่ไหลบ่าเพื่อการชลประทานและการจ่ายน้ำ
การคาดการณ์ปริมาณน้ำและระบอบการปกครองของแม่น้ำมีความสำคัญต่อการวางแผนการใช้ทรัพยากรน้ำของประเทศ ในรัสเซียมีการพัฒนาวิธีการพยากรณ์พิเศษโดยอิงจากการศึกษาทดลองวิธีการต่างๆ ของผลกระทบทางเศรษฐกิจต่อองค์ประกอบของความสมดุลของน้ำ
การกระจายของการไหลบ่าในอาณาเขตสามารถแสดงได้โดยใช้แผนที่พิเศษซึ่งมีการวางแผน isolines ของค่าการไหลบ่า - โมดูลหรือการไหลบ่าประจำปี แผนที่แสดงการสำแดง เขตละติจูดในการกระจายน้ำท่าโดยเฉพาะอย่างยิ่งแสดงบนที่ราบ อิทธิพลของความโล่งใจที่มีต่อการไหลบ่านั้นถูกเปิดเผยอย่างชัดเจนเช่นกัน
โภชนาการของแม่น้ำแหล่งอาหารของแม่น้ำมีสี่แหล่งหลัก: ฝน หิมะ น้ำแข็ง ใต้ดิน บทบาทของแหล่งอาหารนี้หรือแหล่งนั้น การรวมตัวและการกระจายตามเวลานั้นขึ้นอยู่กับสภาพอากาศเป็นหลัก ตัวอย่างเช่น ในประเทศที่มีสภาพอากาศร้อน ไม่มีหิมะตก แม่น้ำและน้ำใต้ดินลึกไม่ให้อาหาร และฝนเป็นแหล่งอาหารเพียงแหล่งเดียว ในสภาพอากาศหนาวเย็น น้ำที่ละลายได้รับความสำคัญหลักในด้านโภชนาการของแม่น้ำและน้ำบาดาลในฤดูหนาว ในสภาพอากาศที่อบอุ่น แหล่งอาหารต่างๆ จะรวมกัน (รูปที่ 89)

ปริมาณน้ำในแม่น้ำแตกต่างกันไปขึ้นอยู่กับการให้อาหาร การเปลี่ยนแปลงเหล่านี้แสดงให้เห็นในความผันผวนของระดับแม่น้ำ (ความสูงของผิวน้ำ) การสังเกตระดับของแม่น้ำอย่างเป็นระบบทำให้สามารถค้นหารูปแบบการเปลี่ยนแปลงของปริมาณน้ำในแม่น้ำในช่วงเวลาหนึ่ง ระบอบการปกครองของพวกเขา
ในโหมดของแม่น้ำที่มีอากาศหนาวเย็นปานกลางในอาหารที่ บทบาทสำคัญการเล่นน้ำละลายหิมะ สี่ขั้นตอน หรือฤดูอุทกวิทยา มีความโดดเด่นอย่างชัดเจน: น้ำท่วมในฤดูใบไม้ผลิ น้ำต่ำในฤดูร้อน น้ำท่วมในฤดูใบไม้ร่วง และน้ำต่ำในฤดูหนาว อุทกภัย อุทกภัย และน้ำต่ำเป็นลักษณะเฉพาะของระบอบแม่น้ำที่อยู่ในสภาพอากาศอื่นๆ ด้วย
น้ำสูงเป็นการเพิ่มขึ้นค่อนข้างนานและปริมาณน้ำในแม่น้ำซึ่งจะเกิดขึ้นซ้ำทุกปีในฤดูกาลเดียวกันพร้อมกับการเพิ่มขึ้นของระดับ เกิดจากการละลายของหิมะในฤดูใบไม้ผลิบนที่ราบ ฤดูร้อนที่หิมะและน้ำแข็งละลายในภูเขา และฝนตกหนัก
เวลาที่เริ่มมีอาการและระยะเวลาของน้ำท่วมในสภาวะต่างๆ จะแตกต่างกัน น้ำสูงที่เกิดจากหิมะละลายบนที่ราบ ในสภาพอากาศอบอุ่น มาในฤดูใบไม้ผลิ ในสภาพอากาศหนาวเย็น ในฤดูร้อน บนภูเขาจะแผ่ขยายไปถึงฤดูใบไม้ผลิและฤดูร้อน น้ำท่วมที่เกิดจากฝนในสภาพอากาศมรสุมจะเข้าครอบงำฤดูใบไม้ผลิและฤดูร้อน สภาพภูมิอากาศเส้นศูนย์สูตรพวกเขาเกิดขึ้นในฤดูใบไม้ร่วงและในสภาพอากาศเมดิเตอร์เรเนียนมาในฤดูหนาว การไหลของแม่น้ำบางสายในช่วงน้ำท่วมสูงถึง 90% ของการไหลประจำปี
น้ำต่ำ - น้ำนิ่งต่ำสุดในแม่น้ำที่มีอำนาจเหนือกว่าสารอาหารใต้ดิน น้ำต่ำในฤดูร้อนเกิดขึ้นจากความสามารถในการแทรกซึมของดินและการระเหยอย่างรุนแรงในฤดูหนาว - อันเป็นผลมาจากการขาดสารอาหารพื้นผิว
น้ำท่วมค่อนข้างในระยะสั้นและเพิ่มขึ้นเป็นระยะ ๆ ในระดับน้ำในแม่น้ำที่เกิดจากการไหลเข้าของฝนและละลายน้ำในแม่น้ำตลอดจนการผ่านของน้ำจากอ่างเก็บน้ำ ความสูงของน้ำท่วมขึ้นอยู่กับความรุนแรงของฝนหรือหิมะที่ละลาย น้ำท่วมสามารถมองได้ว่าเป็นคลื่นที่เกิดจากกระแสน้ำไหลเข้าช่องอย่างรวดเร็ว
AI. Voeikov ซึ่งถือว่าแม่น้ำเป็น "ผลิตภัณฑ์ด้านสภาพอากาศ" ของแอ่งของพวกเขา ได้สร้างการจำแนกประเภทของแม่น้ำขึ้นในปี พ.ศ. 2427 ตามสภาพการให้อาหาร
แนวคิดที่เป็นพื้นฐานของการจำแนกประเภทของแม่น้ำโวเอคอฟถูกนำมาพิจารณาในการจำแนกประเภทต่างๆ การจำแนกประเภทที่สมบูรณ์และชัดเจนที่สุดได้รับการพัฒนาโดย M. I. Lvovich Lvovich จำแนกแม่น้ำขึ้นอยู่กับแหล่งที่มาของอุปทานและลักษณะของการกระจายของกระแสน้ำในระหว่างปี แหล่งอาหารแต่ละแห่งจากสี่แหล่ง (ฝน หิมะ น้ำแข็ง ใต้ดิน) ภายใต้เงื่อนไขบางประการอาจกลายเป็นแหล่งเดียวเกือบทั้งหมด (แทบไม่มีเฉพาะ) ซึ่งคิดเป็นสัดส่วนมากกว่า 80% ของอาหารทั้งหมด อาจมีบทบาทสำคัญในการให้อาหาร แม่น้ำ (จาก 50 ถึง 80%) และอาจเหนือกว่า (>50%) ท่ามกลางแหล่งอื่น ๆ ที่มีบทบาทสำคัญในนั้นด้วย ในกรณีหลังนี้เรียกว่าการให้อาหารทางน้ำแบบผสม
การไหลบ่าคือฤดูใบไม้ผลิ ฤดูร้อน ฤดูใบไม้ร่วงและฤดูหนาว ในเวลาเดียวกัน มันสามารถเข้มข้นได้เกือบทั้งหมด (> 80%) หรือส่วนใหญ่ (จาก 50 ถึง 80%) ในหนึ่งในสี่ฤดูกาลหรือเกิดขึ้นทุกฤดูกาล (> 50%) ในหนึ่งในนั้น
การผสมผสานที่เป็นธรรมชาติของการผสมผสานแหล่งจ่ายไฟต่างๆ กับ ตัวเลือกต่างๆการกระจายน้ำที่ไหลบ่าระหว่างปีทำให้ Lvovich แยกแยะประเภทได้ ระบบน้ำบันทึก ตามรูปแบบหลักของระบอบการปกครองน้ำ ประเภทโซนหลักมีความโดดเด่น: ขั้วโลก subarctic, พอสมควร, กึ่งเขตร้อน, เขตร้อนและเส้นศูนย์สูตร
แม่น้ำประเภทขั้วถูกป้อนด้วยน้ำที่หลอมละลายในช่วงเวลาสั้น ๆ น้ำแข็งขั้วโลกและหิมะ แต่เกือบตลอดทั้งปีจะแข็งตัว แม่น้ำประเภท subarctic ถูกเลี้ยงด้วยน้ำหิมะที่ละลายแล้วการให้อาหารใต้ดินมีขนาดเล็กมาก แม่น้ำสายสำคัญหลายสายกลายเป็นน้ำแข็ง ระดับสูงสุดแม่น้ำเหล่านี้มีฤดูร้อน (น้ำท่วมฤดูร้อน) เหตุผลก็คือฝนปลายฤดูใบไม้ผลิและฤดูร้อน
แม่น้ำประเภทปานกลางแบ่งออกเป็นสี่ประเภทย่อย: 1) มีความสำคัญทางโภชนาการเนื่องจากการละลายในฤดูใบไม้ผลิของหิมะปกคลุม; 2) ด้วยปริมาณน้ำฝนที่ครอบงำและมีการไหลบ่าเล็กน้อยในฤดูใบไม้ผลิทั้งเนื่องจากฝนตกชุกและภายใต้อิทธิพลของหิมะละลาย 3) มีปริมาณน้ำฝนมากในฤดูหนาวโดยมีปริมาณน้ำฝนสม่ำเสมอตลอดทั้งปี 4) มีปริมาณน้ำฝนเป็นส่วนใหญ่ในฤดูร้อน อันเนื่องมาจากฝนที่ตกต่อเนื่องมาจากมรสุม
แม่น้ำกึ่งเขตร้อนจะได้รับน้ำฝนเป็นหลักในฤดูหนาว
แม่น้ำเขตร้อนมีลักษณะการไหลต่ำ มีฝนตกชุกในฤดูร้อน โดยมีฝนเล็กน้อยในฤดูหนาว
แม่น้ำประเภทเส้นศูนย์สูตรมีฝนตกชุกตลอดปี การไหลบ่าที่ยิ่งใหญ่ที่สุดเกิดขึ้นในฤดูใบไม้ร่วงของซีกโลกที่เกี่ยวข้อง
แม่น้ำในพื้นที่ภูเขามีลักษณะเป็นเขตแนวตั้ง
ระบอบความร้อนของแม่น้ำระบอบความร้อนของแม่น้ำถูกกำหนดโดยการดูดซับความร้อนโดยทางตรง รังสีดวงอาทิตย์, การแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพของผิวน้ำ, การใช้ความร้อนสำหรับการระเหยและการปลดปล่อยระหว่างการควบแน่น, การแลกเปลี่ยนความร้อนกับบรรยากาศและเตียงของช่อง อุณหภูมิของน้ำและการเปลี่ยนแปลงขึ้นอยู่กับอัตราส่วนของส่วนขาเข้าและขาออกของสมดุลความร้อน
ตามระบอบความร้อนของแม่น้ำพวกเขาสามารถแบ่งออกเป็นสามประเภท: 1) แม่น้ำอบอุ่นมากโดยไม่มีความผันผวนของอุณหภูมิตามฤดูกาล; 2) แม่น้ำมีความอบอุ่นโดยมีความผันผวนของอุณหภูมิตามฤดูกาลอย่างเห็นได้ชัดไม่หนาวจัดในฤดูหนาว 3) แม่น้ำที่มีอุณหภูมิผันผวนตามฤดูกาลมากจนกลายเป็นน้ำแข็งในฤดูหนาว
เนื่องจากระบบการระบายความร้อนของแม่น้ำถูกกำหนดโดยสภาพอากาศเป็นหลัก แม่น้ำขนาดใหญ่ที่ไหลผ่านเขตภูมิอากาศที่แตกต่างกันจึงมีระบอบการปกครองที่ไม่เท่าเทียมกันใน ส่วนต่างๆ. แม่น้ำที่มีละติจูดพอสมควรมีระบบความร้อนที่ยากที่สุด ในฤดูหนาว เมื่อน้ำเย็นลงต่ำกว่าจุดเยือกแข็งเล็กน้อย กระบวนการของการก่อตัวของน้ำแข็งก็เริ่มขึ้น ในแม่น้ำที่ไหลอย่างสงบก่อนอื่นมีตลิ่ง ควบคู่ไปกับพวกเขาหรือค่อนข้างภายหลังชั้นบาง ๆ ของผลึกน้ำแข็งขนาดเล็ก - น้ำมันหมู - ก่อตัวขึ้นบนผิวน้ำ Salo และ zaberezhi กลายเป็นน้ำแข็งในแม่น้ำอย่างต่อเนื่อง
ด้วยการเคลื่อนที่อย่างรวดเร็วของน้ำ กระบวนการแช่แข็งจึงล่าช้าด้วยการผสม และน้ำสามารถทำให้เย็นมากได้หลายระดับหลายร้อยองศา ในกรณีนี้ ผลึกน้ำแข็งจะปรากฏในคอลัมน์น้ำทั้งหมด และเกิดน้ำแข็งภายในน้ำและด้านล่าง น้ำแข็งภายในและด้านล่างที่โผล่ขึ้นมาบนผิวแม่น้ำเรียกว่ากากตะกอน ตะกอนที่สะสมอยู่ใต้น้ำแข็งทำให้เกิดการอุดตัน ตะกอน น้ำมันหมู ลูกเห็บ น้ำแข็งแตกที่ลอยอยู่ในแม่น้ำก่อให้เกิดน้ำแข็งในฤดูใบไม้ร่วง เมื่อถึงทางเลี้ยวของแม่น้ำในช่องทางที่แคบลงในระหว่างการล่องลอยน้ำแข็ง การจราจรติดขัดเกิดขึ้น การสร้างที่ปกคลุมน้ำแข็งที่มั่นคงในแม่น้ำเรียกว่าการแช่แข็ง แม่น้ำสายเล็กแข็งตัวเหมือนพิษต่อหน้าแม่น้ำใหญ่ ฝาครอบน้ำแข็งและหิมะที่วางอยู่บนนั้นช่วยป้องกันน้ำไม่ให้เย็นลงอีก หากยังคงสูญเสียความร้อน น้ำแข็งจะก่อตัวขึ้นจากด้านล่าง เนื่องจากผลของการเยือกแข็งของน้ำ พื้นที่หน้าตัดอิสระของแม่น้ำลดลง น้ำภายใต้ความกดดันสามารถไหลลงสู่พื้นผิวของน้ำแข็งและกลายเป็นน้ำแข็ง ทำให้ความหนาเพิ่มขึ้น ความหนาของน้ำแข็งปกคลุมในแม่น้ำแบนของรัสเซียอยู่ระหว่าง 0.25 ถึง 1.5 ม. หรือมากกว่า
เวลาเยือกแข็งของแม่น้ำและช่วงเวลาที่น้ำแข็งปกคลุมยังคงอยู่ในแม่น้ำนั้นแตกต่างกันมาก: Lena โดยเฉลี่ยปกคลุมด้วยน้ำแข็ง 270 วันต่อปี, Mezen - 200, Oka - 139, Dnieper - 98, Vistula ใกล้วอร์ซอ - 60, Elbe ใกล้ฮัมบูร์ก - 39 วันแล้วไม่ทุกปี
ภายใต้อิทธิพลของน้ำบาดาลที่ไหลออกอย่างมากมายหรือเนื่องจากการไหลเข้าของน้ำอุ่นในทะเลสาบ โพลิเนียสอาจยังคงอยู่ในแม่น้ำบางสายตลอดฤดูหนาว (เช่น บนแม่น้ำอังการา)
การเปิดแม่น้ำเริ่มขึ้นใกล้ฝั่งภายใต้อิทธิพลของความร้อนจากแสงอาทิตย์ของบรรยากาศและน้ำที่ละลายเข้าสู่แม่น้ำ การไหลเข้าของน้ำละลายทำให้ระดับสูงขึ้น น้ำแข็งลอย แตกออกจากชายฝั่ง และแถบน้ำที่ไม่มีน้ำแข็งทอดยาวไปตามชายฝั่ง - ขอบ น้ำแข็งเริ่มเคลื่อนไปตามกระแสน้ำด้วยมวลทั้งหมดและหยุดนิ่ง: ขั้นแรก น้ำแข็งที่เรียกว่าการเคลื่อนตัวเกิดขึ้น และจากนั้นการเคลื่อนตัวของน้ำแข็งในฤดูใบไม้ผลิก็เริ่มต้นขึ้น บนแม่น้ำที่ไหลจากเหนือลงใต้ น้ำแข็งจะลอยตัวอย่างสงบมากกว่าแม่น้ำที่ไหลจากใต้สู่เหนือ ในกรณีหลัง การปกคลุมเริ่มต้นจากต้นน้ำลำธารในขณะที่ต้นน้ำตอนกลางและล่างของแม่น้ำเป็นน้ำแข็ง คลื่นของน้ำท่วมในฤดูใบไม้ผลิเคลื่อนตัวไปตามแม่น้ำ ในขณะที่เกิดการติดขัด ระดับน้ำสูงขึ้น น้ำแข็งที่ยังไม่เริ่มละลาย แตกและถูกโยนขึ้นฝั่ง กองน้ำแข็งที่ทรงพลังถูกสร้างขึ้นที่ทำลายฝั่ง
บนแม่น้ำที่ไหลจากทะเลสาบ มักจะมีการล่องลอยของน้ำแข็งในฤดูใบไม้ผลิสองครั้ง: แรกมีน้ำแข็งในแม่น้ำ ตามด้วยน้ำแข็งในทะเลสาบ
เคมีของน้ำในแม่น้ำน้ำในแม่น้ำเป็นสารละลายที่มีความเข้มข้นของเกลือต่ำมาก คุณสมบัติทางเคมีน้ำในแม่น้ำขึ้นอยู่กับแหล่งอาหารและระบอบอุทกวิทยา ตามสารแร่ที่ละลายน้ำ (ตามความโดดเด่นของแอนไอออนหลัก) น้ำในแม่น้ำจะถูกแบ่งออก (ตาม A.O. Alekin) ออกเป็นสามประเภท: ไฮโดรคาร์บอเนต (CO3) ซัลเฟต (SO4) และคลอไรด์ (Cl) ในทางกลับกันคลาสจะถูกแบ่งออกเป็นสามกลุ่มตามความเด่นของหนึ่งในไพเพอร์ (Ca, Mg หรือผลรวมของ Na + K) ในแต่ละกลุ่มน้ำจะจำแนกออกเป็น 3 ประเภทตามอัตราส่วนระหว่างความกระด้างรวมและความเป็นด่าง แม่น้ำส่วนใหญ่อยู่ในชั้นไฮโดรคาร์บอเนตของกลุ่มน้ำแคลเซียม น้ำไฮโดรคาร์บอเนตของกลุ่มโซเดียมเป็นของหายากในรัสเซียส่วนใหญ่ในเอเชียกลางและไซบีเรีย ในบรรดาน้ำคาร์บอเนต น้ำแร่ที่มีแร่ธาตุน้อย (น้อยกว่า 200 มก./ล.) มีมากกว่า น้ำที่มีการทำให้เป็นแร่ปานกลาง (200-500 มก./ลิตร) พบได้น้อยกว่า - ใน เลนกลางส่วนยุโรปของรัสเซียในคอเคซัสใต้และบางส่วนในเอเชียกลาง น้ำไฮโดรคาร์บอเนตที่มีแร่ธาตุสูง (>1000 มก./ลิตร) เป็นปรากฏการณ์ที่หายากมาก แม่น้ำในชั้นซัลเฟตค่อนข้างหายาก ตัวอย่างเช่นสามารถอ้างถึงแม่น้ำแห่งทะเล Azov แม่น้ำบางสาย คอเคซัสเหนือ, คาซัคสถานและเอเชียกลาง. แม่น้ำคลอรีนนั้นหายากกว่า พวกมันไหลในช่องว่างระหว่างต้นน้ำลำธารล่างของแม่น้ำโวลก้าและต้นน้ำลำธารของ Ob น้ำในแม่น้ำในชั้นนี้มีแร่ธาตุสูง เช่น ในแม่น้ำ แร่ธาตุในน้ำ Turgai สูงถึง 19000 มก./ลิตร
ในระหว่างปีเนื่องจากกระแสน้ำเปลี่ยนแปลง องค์ประกอบทางเคมีน้ำเปลี่ยนแปลงไปมากจนแม่น้ำบางสาย "ผ่าน" จากชั้นไฮโดรเคมีหนึ่งไปยังอีกชั้นหนึ่ง (ตัวอย่างเช่น แม่น้ำ Tejen ในฤดูหนาวเป็นของชั้นซัลเฟต ในฤดูร้อน - ถึงชั้นไฮโดรคาร์บอเนต)
ในเขตที่มีความชื้นมากเกินไปการทำให้เป็นแร่ของน้ำในแม่น้ำนั้นไม่มีนัยสำคัญ (เช่น Pechora - 40 mg / l) ในโซนที่มีความชื้นไม่เพียงพอ - สูง (เช่น Emba - 1641 mg / l, Kalaus - 7904 mg / l) . เมื่อย้ายจากโซนที่มากเกินไปไปยังโซนที่มีความชื้นไม่เพียงพอ องค์ประกอบของเกลือจะเปลี่ยนไป ปริมาณของคลอรีนและโซเดียมจะเพิ่มขึ้น
ทางนี้, คุณสมบัติทางเคมีน้ำในแม่น้ำมีลักษณะเป็นเขต การปรากฏตัวของหินที่ละลายน้ำได้ง่าย (หินปูน, เกลือ, ยิปซั่ม) สามารถนำไปสู่ลักษณะเฉพาะในท้องถิ่นในการทำให้เป็นแร่ของน้ำในแม่น้ำ
ปริมาณของสารที่ละลายใน 1 วินาทีผ่านส่วนที่มีชีวิตของแม่น้ำคือการบริโภคสารที่ละลายในน้ำ จากจำนวนค่าใช้จ่ายจะมีการเพิ่มการไหลบ่าของสารที่ละลายในหน่วยตัน (ตารางที่ 25)

ปริมาณรวมของสารที่ละลายในแม่น้ำจากอาณาเขตของรัสเซียอยู่ที่ประมาณ 335 * 106 ตันต่อปี สารที่ละลายได้ประมาณ 73.7% ถูกนำออกไปในมหาสมุทรและประมาณ 26.3% - ลงไปในแหล่งน้ำของการไหลบ่าภายใน
สต๊อกแน่น.อนุภาคแร่ที่เป็นของแข็งที่ไหลผ่านแม่น้ำเรียกว่าตะกอนแม่น้ำ พวกมันเกิดขึ้นจากการกำจัดอนุภาคหินออกจากพื้นผิวของแอ่งและการพังทลายของช่อง จำนวนของมันขึ้นอยู่กับพลังงานของน้ำที่เคลื่อนที่และความต้านทานของหินต่อการกัดเซาะ
ตะกอนแม่น้ำแบ่งออกเป็นตะกอนแขวนลอยและแรงฉุดหรือด้านล่าง การหารนี้มีเงื่อนไข เนื่องจากเมื่อความเร็วของการไหลเปลี่ยนแปลง ตะกอนประเภทหนึ่งจะผ่านไปยังอีกประเภทหนึ่งอย่างรวดเร็ว ยิ่งอัตราการไหลสูง อนุภาคแขวนลอยก็จะยิ่งมีขนาดใหญ่ขึ้น ด้วยความเร็วที่ลดลง อนุภาคขนาดใหญ่จะจมลงสู่ก้นบึ้ง กลายเป็นตะกอนตกตะกอน (กระโดด)
ปริมาณตะกอนแขวนลอยที่ไหลผ่านส่วนที่มีชีวิตของแม่น้ำต่อหน่วยเวลา (วินาที) คืออัตราการไหลของตะกอนแขวนลอย (R kg/m3) ปริมาณตะกอนแขวนลอยที่ไหลผ่านส่วนที่มีชีวิตของแม่น้ำในระยะเวลานานคือการไหลของตะกอนแขวนลอย
เมื่อทราบการไหลของตะกอนแขวนลอยและการไหลของน้ำในแม่น้ำ เป็นไปได้ที่จะกำหนดความขุ่น - จำนวนกรัมของสารแขวนลอยในน้ำ 1 ลูกบาศก์เมตร: P=1000 R/Q g/m3 ยิ่งการกัดเซาะรุนแรงขึ้นและอนุภาคจะถูกส่งไปยังแม่น้ำมากขึ้น ความขุ่นก็จะยิ่งมากขึ้นเท่านั้น แม่น้ำของลุ่มน้ำ Amu-Darya มีความขุ่นมากที่สุดในบรรดาแม่น้ำของรัสเซีย - จาก 2,500 ถึง 4000 g / m3 ความขุ่นต่ำเป็นเรื่องปกติสำหรับแม่น้ำทางตอนเหนือ - 50 g/m3
ปริมาณตะกอนแขวนลอยเฉลี่ยต่อปีของแม่น้ำบางสายแสดงไว้ในตารางที่ 26

ในระหว่างปี การไหลของตะกอนแขวนลอยจะกระจายไปตามระบบการไหลของน้ำ และสูงสุดในแม่น้ำสายใหญ่ของรัสเซียในช่วงน้ำท่วมฤดูใบไม้ผลิ สำหรับแม่น้ำทางตอนเหนือของรัสเซีย การไหลบ่าของฤดูใบไม้ผลิ (ตะกอนที่ถูกระงับคือ 70-75% ของการไหลบ่าประจำปีและสำหรับแม่น้ำในภาคกลางของที่ราบรัสเซีย - 90%
ตะกอนลาก (ด้านล่าง) คิดเป็น 1-5% ของปริมาณตะกอนแขวนลอยเท่านั้น
ตามกฎของอีรี มวลของอนุภาคที่เคลื่อนที่โดยน้ำไปตามด้านล่าง (M) เป็นสัดส่วนกับความเร็ว (F) ยกกำลังหก: M=AV6 (A คือสัมประสิทธิ์) หากความเร็วเพิ่มขึ้น 3 เท่า มวลของอนุภาคที่แม่น้ำสามารถบรรทุกได้จะเพิ่มขึ้น 729 เท่า จากสิ่งนี้ จึงเป็นที่ชัดเจนว่าเหตุใดแม่น้ำในที่ราบลุ่มที่สงบจึงเคลื่อนที่ได้เฉพาะป่า ในขณะที่แม่น้ำบนภูเขาเคลื่อนก้อนหิน
ที่ความเร็วสูง ตะกอนที่ดึง (ด้านล่าง) สามารถเคลื่อนที่เป็นชั้นที่มีความหนาหลายสิบเซนติเมตร การเคลื่อนไหวของพวกเขาไม่สม่ำเสมอมาก เนื่องจากความเร็วที่ด้านล่างเปลี่ยนแปลงอย่างมาก ดังนั้นคลื่นทรายจึงก่อตัวขึ้นที่ด้านล่างของแม่น้ำ
ปริมาณตะกอนทั้งหมด (แขวนลอยและด้านล่าง) ที่ไหลผ่านส่วนที่มีชีวิตของแม่น้ำเรียกว่าการไหลบ่าที่เป็นของแข็ง
ตะกอนที่ไหลผ่านแม่น้ำมีการเปลี่ยนแปลง: พวกมันถูกแปรรูป (ขัด, บด, รีด) เรียงตามน้ำหนักและขนาด) และเป็นผลให้เกิด alluvium
พลังงานไหลกระแสน้ำที่ไหลในลำน้ำมีพลังงานและสามารถทำงานได้ ความสามารถนี้ขึ้นอยู่กับมวลของน้ำที่เคลื่อนที่และความเร็วของน้ำ พลังงานของแม่น้ำในส่วนที่มีความยาว L กม. ที่การล่มสลายของ Nm และที่อัตราการไหล Q m3 / s เท่ากับ 1,000 Q * H kgm / s เนื่องจากหนึ่งกิโลวัตต์มีค่าเท่ากับ 103 กก./วินาที กำลังของแม่น้ำในส่วนนี้คือ 1000 QH/103 = 9.7 QH kW แม่น้ำของโลกส่งไปยังมหาสมุทร 36,000 ลูกบาศก์เมตรต่อปี กม.ของน้ำ ที่ ความสูงระดับปานกลางที่ดิน 875 ม. พลังงานของแม่น้ำทุกสาย (A) คือ 31.40 * 1000v6 kgm

พลังงานของแม่น้ำถูกใช้ไปเพื่อเอาชนะความเสียดทาน การกัดเซาะ การถ่ายเทวัสดุในสภาวะที่ละลาย ลอยตัว และกักขัง
อันเป็นผลมาจากกระบวนการกัดเซาะ (การกัดเซาะ) การถ่ายโอน (การขนส่ง) และการสะสม (การสะสม) ของตะกอนก้นแม่น้ำจะเกิดขึ้น
การก่อตัวของก้นแม่น้ำ กระแสน้ำจะตัดตรงไปยังโขดหินที่ไหลผ่านโดยตรง ในเวลาเดียวกัน เขาพยายามที่จะพัฒนาโปรไฟล์ตามยาว ซึ่งแรงจลน์ (mv2 / 2) จะเท่ากันตลอดทั้งแม่น้ำ และจะสร้างสมดุลระหว่างการกัดเซาะ การขนส่ง และการสะสมของตะกอนในช่อง โปรไฟล์ช่องดังกล่าวเรียกว่าโปรไฟล์สมดุล ด้วยปริมาณน้ำที่เพิ่มขึ้นอย่างสม่ำเสมอในแม่น้ำปลายน้ำ โปรไฟล์ดุลยภาพควรเป็นเส้นโค้งเว้า มีความลาดชันมากที่สุดในส่วนบนซึ่งมีมวลน้ำน้อยที่สุด ปลายน้ำด้วยปริมาณน้ำที่เพิ่มขึ้นความชันจะลดลง (รูปที่ 90) ที่แม่น้ำในทะเลทรายที่เลี้ยงในภูเขาและในลุ่มน้ำตอนล่างสูญเสียน้ำจำนวนมากเพื่อการระเหยและการกรองจะเกิดโปรไฟล์สมดุลนูนขึ้นในส่วนล่าง เนื่องจากปริมาณน้ำ ปริมาณและลักษณะของตะกอน และความเร็วตลอดเส้นทางของแม่น้ำเปลี่ยนแปลง (เช่น ภายใต้อิทธิพลของแคว) สมดุลของแม่น้ำมีส่วนโค้งไม่เท่ากันในส่วนต่าง ๆ แตกได้เป็นขั้นเป็นตอนขึ้นอยู่กับเงื่อนไขเฉพาะ
แม่น้ำสามารถพัฒนารูปแบบสมดุลได้เฉพาะภายใต้สภาวะการแปรสัณฐานของเปลือกโลกที่ยืดเยื้อและตำแหน่งที่ไม่เปลี่ยนแปลงของพื้นฐานการกัดเซาะ การละเมิดเงื่อนไขเหล่านี้จะนำไปสู่การละเมิดโปรไฟล์สมดุลและการเริ่มต้นใหม่ของการทำงานในการสร้าง ดังนั้นในทางปฏิบัติ ความสมดุลของแม่น้ำจึงไม่สามารถทำได้
โปรไฟล์ตามยาวของแม่น้ำที่ยังไม่ได้รับการพัฒนามีความผิดปกติหลายอย่าง แม่น้ำกัดเซาะหิ้งอย่างหนาแน่นเติมตะกอนในช่องระบายน้ำพยายามปรับระดับ ในเวลาเดียวกัน ร่องน้ำจะมีรอยบากตามตำแหน่งของฐานการกัดเซาะ ขยายพันธุ์ขึ้นในแม่น้ำ เนื่องจากความไม่สม่ำเสมอของแนวยาวของแม่น้ำ น้ำตกและแก่งมักปรากฏขึ้นในนั้น
น้ำตก- การล่มสลายของแม่น้ำไหลจากหิ้งเด่นชัดหรือจากหลายหิ้ง (น้ำตก) น้ำตกมีสองประเภท: ไนแองการ่าและโยเซมิตี ความกว้างของน้ำตกประเภทไนแองการาเกินความสูง น้ำตกไนแองการ่าแบ่งเกาะออกเป็นสองส่วน: ความกว้างของส่วนแคนาดาประมาณ 800 ม. ความสูง 40 ม. ความกว้างของส่วนอเมริกันประมาณ 300 ม. สูง 51 ม. น้ำตกประเภทโยเซมิตีมีความสูงขนาดใหญ่และมีความกว้างค่อนข้างเล็ก น้ำตกโยเซมิตี (แม่น้ำเมอร์เซด) - กระแสน้ำแคบ ๆ ตกลงมาจากความสูง 727.5 ม. ประเภทนี้รวมถึงน้ำตกที่สูงที่สุดในโลก - แองเจลา (แองเจลา) - 1054 ม. (อเมริกาใต้, แม่น้ำชูรัน)
หิ้งของน้ำตกมีการกัดเซาะและถอยต้นน้ำอย่างต่อเนื่อง ในส่วนบนน้ำที่ไหลรินจะถูกชะล้างออกไป ส่วนส่วนล่างจะถูกทำลายอย่างรุนแรงโดยน้ำที่ตกลงมาจากเบื้องบน น้ำตกจะลดลงอย่างรวดเร็วโดยเฉพาะอย่างยิ่งในกรณีเหล่านั้นเมื่อหิ้งประกอบด้วยหินที่กัดเซาะได้ง่ายซึ่งปกคลุมด้วยชั้นหินต้านทานเท่านั้น โครงสร้างนี้มีหิ้ง Niagara ลดลงในอัตรา 0.08 เมตรต่อปีในส่วนของอเมริกาและ 1.5 เมตรต่อปีในส่วนของแคนาดา
ในบางพื้นที่มี "แนวดิ่ง" ที่เกี่ยวข้องกับแนวหินที่ทอดยาวเป็นระยะทางไกล บ่อยครั้งที่ "เส้นน้ำตก" ถูกจำกัดอยู่ในแนวรอยเลื่อน ที่เชิงเทือกเขาแอปพาเลเชียน เมื่อเคลื่อนตัวจากภูเขาไปยังที่ราบ แม่น้ำทุกสายจะก่อตัวเป็นน้ำตกและแก่ง ซึ่งเป็นพลังงานที่ใช้กันอย่างแพร่หลายในอุตสาหกรรม ในรัสเซีย แนวน้ำตกไหลในทะเลบอลติก (หน้าผาของที่ราบสูง Silurian)
เกณฑ์- ส่วนของช่องทางตามยาวของแม่น้ำซึ่งการล่มสลายของแม่น้ำเพิ่มขึ้นและความเร็วของการไหลของแม่น้ำจะเพิ่มขึ้น แก่งเกิดขึ้นด้วยเหตุผลเดียวกับน้ำตก แต่อยู่ที่ความสูงของหิ้งที่ต่ำกว่า สามารถเกิดขึ้นได้ที่บริเวณน้ำตก
เมื่อพัฒนาเป็นแนวยาว แม่น้ำจะตัดเข้าสู่ต้นน้ำลำธาร ผลักแหล่งต้นน้ำออกไป แอ่งของมันเพิ่มขึ้นปริมาณน้ำเพิ่มเติมเริ่มไหลลงสู่แม่น้ำซึ่งมีส่วนช่วยในการตัด ด้วยเหตุนี้ ต้นน้ำลำธารของแม่น้ำสายหนึ่งจึงสามารถเข้าใกล้แม่น้ำอีกสายหนึ่งได้ และหากแม่น้ำสายหลังตั้งอยู่สูงกว่า ให้จับแม่น้ำนั้น รวมไว้ในระบบของแม่น้ำ (รูปที่ 91) การรวมแม่น้ำสายใหม่ในระบบแม่น้ำจะเปลี่ยนความยาวของแม่น้ำ การไหลของแม่น้ำ และจะส่งผลต่อกระบวนการสร้างช่องทาง

การสกัดกั้นแม่น้ำ- เป็นปรากฏการณ์ที่เกิดขึ้นบ่อยครั้ง เช่น r. Pinega (สาขาด้านขวาของ Northern Dvina) เป็นแม่น้ำอิสระและเป็นหนึ่งเดียวกับแม่น้ำ Kuloem ซึ่งไหลลงสู่อ่าว Mezensky หนึ่งในสาขาของ Dvina ภาคเหนือสกัดกั้น ที่สุด Pinega และเปลี่ยนเส้นทางน้ำไปยัง Northern Dvina แม่น้ำ Psel (สาขาของ Dnieper) สกัดกั้นสาขาอื่นของ Dnieper - Khorol, r. Merty - หลักสูตรบน p. โมเซล (เป็นของแม่น้ำมิวส์) โรนและไรน์ - ส่วนหนึ่งของแม่น้ำดานูบตอนบน มีการวางแผนที่จะสกัดกั้นแม่น้ำดานูบโดยแม่น้ำ Neckar และ Rutach เป็นต้น
จนกว่าแม่น้ำจะพัฒนาโปรไฟล์สมดุล แม่น้ำจะกัดเซาะด้านล่างของช่องอย่างเข้มข้น (การกัดเซาะลึก) ยิ่งใช้พลังงานน้อยลงในการกัดเซาะของก้นแม่น้ำ ยิ่งแม่น้ำกัดเซาะริมตลิ่งของช่องทางมากขึ้น (การกัดเซาะด้านข้าง) กระบวนการทั้งสองนี้ ซึ่งกำหนดการก่อตัวของช่องสัญญาณ เกิดขึ้นพร้อมกัน แต่แต่ละกระบวนการจะนำไปสู่ขั้นตอนที่ต่างกัน
แม่น้ำไม่ค่อยไหลตรง สาเหตุของการเบี่ยงเบนเริ่มต้นอาจเป็นอุปสรรคในพื้นที่เนื่องจากโครงสร้างทางธรณีวิทยาและภูมิประเทศ คดเคี้ยวที่เกิดจากแม่น้ำได้รับการเก็บรักษาไว้ เวลานานไม่เปลี่ยนแปลงเฉพาะในบางสภาวะ เช่น หินที่กัดเซาะได้ยาก มีตะกอนจำนวนเล็กน้อย
ตามกฎแล้วคดเคี้ยวโดยไม่คำนึงถึงสาเหตุของการเกิดขึ้นมีการเปลี่ยนแปลงอย่างต่อเนื่องและเลื่อนไปตามกระแสน้ำ กระบวนการนี้เรียกว่า คดเคี้ยวและการบิดที่เกิดขึ้นจากกระบวนการนี้ - คดเคี้ยว.
การไหลของน้ำไม่ว่าด้วยเหตุผลใดก็ตาม (เช่น เนื่องจากหินที่โผล่ขึ้นมาในเส้นทางของมัน) เปลี่ยนทิศทางของการเคลื่อนไหว เข้าใกล้ผนังช่องเป็นมุมหนึ่ง และค่อยๆ ชะล้างออกไปอย่างเข้มข้น นำไปสู่การถอยกลับทีละน้อย ในเวลาเดียวกัน เมื่อสะท้อนถึงปลายน้ำ กระแสกระทบฝั่งตรงข้าม กัดเซาะ สะท้อนอีกครั้ง ฯลฯ เป็นผลให้พื้นที่ที่ถูกชะล้าง "ผ่าน" จากด้านหนึ่งของช่องไปยังอีกด้านหนึ่ง ระหว่างสองส่วนเว้า (กัดเซาะ) ของชายฝั่งมีส่วนนูน - สถานที่ที่กระแสน้ำตามขวางใกล้ด้านล่างที่มาจากฝั่งตรงข้ามฝากผลิตภัณฑ์การกัดเซาะที่บรรทุกโดยมัน
เมื่อความบิดเบี้ยวเพิ่มขึ้น กระบวนการคดเคี้ยวรุนแรงขึ้นจนถึงขีดจำกัดที่แน่นอน (รูปที่ 92) การเพิ่มขึ้นของการคดเคี้ยวหมายถึงการเพิ่มขึ้นของความยาวของแม่น้ำและความลาดชันที่ลดลงและด้วยเหตุนี้ความเร็วของกระแสน้ำจะลดลง แม่น้ำสูญเสียพลังงานและไม่สามารถกัดเซาะตลิ่งได้อีกต่อไป
ความโค้งของทางคดเคี้ยวสามารถมากจนคอคอดทะลุผ่านได้ ปลายของไจรัสที่แยกออกมานั้นเต็มไปด้วยตะกอนหลวม ๆ และกลายเป็นหญิงชรา
แถบที่แม่น้ำคดเคี้ยวเรียกว่าแถบคดเคี้ยว แม่น้ำใหญ่คดเคี้ยวสร้างเป็นทางคดเคี้ยวขนาดใหญ่ และแถบคดเคี้ยวของพวกมันนั้นกว้างกว่าแม่น้ำสายเล็ก
เนื่องจากกระแสน้ำที่กัดเซาะชายฝั่งเข้าหากันเป็นมุม กระแสน้ำไม่เพียงแค่เพิ่มขึ้นเท่านั้น แต่ค่อยๆ เคลื่อนตัวไปตามกระแสน้ำ ในช่วงเวลาที่ยาวนาน พวกมันสามารถเคลื่อนที่ได้มากจนส่วนเว้าของช่องจะอยู่แทนที่ส่วนที่นูน และในทางกลับกัน

เมื่อเคลื่อนตัวไปตามแถบเส้นทางคดเคี้ยว แม่น้ำกัดเซาะหินและตะกอนตะกอน ส่งผลให้ลุ่มน้ำราบเรียบเรียงรายไปด้วยแอ่งน้ำ ไปตามทางที่ก้นแม่น้ำคดเคี้ยว ในช่วงน้ำท่วม น้ำจะล้นช่องและทำให้ลุ่มน้ำล้น นี่คือรูปแบบที่ราบน้ำท่วมถึง - ส่วนหนึ่งของหุบเขาแม่น้ำที่ถูกน้ำท่วมเป็นน้ำท่วม
ในน้ำสูงแม่น้ำคดเคี้ยวน้อยลงความลาดชันเพิ่มขึ้นความลึกเพิ่มขึ้นความเร็วจะมากขึ้นกิจกรรมการกัดเซาะทวีความรุนแรงมากขึ้นคดเคี้ยวขนาดใหญ่จะเกิดขึ้นซึ่งไม่สอดคล้องกับคดเคี้ยวที่เกิดขึ้นระหว่างน้ำต่ำ มีเหตุผลหลายประการในการขจัดความวิปริตของแม่น้ำออกไป ดังนั้นทางคดเคี้ยวจึงมักมีรูปร่างที่ซับซ้อนมาก
ความโล่งใจของก้นแม่น้ำที่คดเคี้ยวถูกกำหนดโดยการกระจายของกระแสน้ำ กระแสตามยาวเนื่องจากแรงโน้มถ่วงเป็นปัจจัยหลักในการกัดเซาะด้านล่าง ในขณะที่กระแสตามขวางเป็นตัวกำหนดการถ่ายโอนของผลิตภัณฑ์จากการกัดเซาะ ที่ชายฝั่งเว้าที่ถูกกัดเซาะลำธารจะชะล้างความหดหู่ - ยืดออกและกระแสน้ำตามขวางจะพาอนุภาคแร่ไปที่ชายฝั่งนูนทำให้เกิดน้ำตื้น ดังนั้นโปรไฟล์ตามขวางของช่องที่ส่วนโค้งของแม่น้ำจึงไม่สมมาตร ในส่วนตรงของช่องซึ่งอยู่ระหว่างสองเส้นและเรียกว่ารอยแยกความลึกค่อนข้างเล็กและไม่มีความผันผวนอย่างมากในความลึกในโปรไฟล์ตามขวางของช่อง
เส้นที่เชื่อมส่วนที่ลึกที่สุดตามแนวช่อง - แฟร์เวย์ - วิ่งจากทางยาวไปจนถึงส่วนตรงกลางของรอยแยก หากการกลิ้งถูกข้ามโดยแฟร์เวย์ที่ไม่เบี่ยงเบนไปจากทิศทางหลัก และหากเส้นของมันดำเนินไปอย่างราบรื่น จะเรียกว่าปกติ (ดี) ม้วนซึ่งแฟร์เวย์ทำให้โค้งงออย่างแหลมจะถูกเลื่อน (ไม่ดี) (รูปที่ 93) รอยแยกที่ไม่ดีทำให้การนำทางทำได้ยาก
การก่อตัวของช่องทางโล่ง (การก่อตัวของการเหยียดและรอยแยก) เกิดขึ้นส่วนใหญ่ในฤดูใบไม้ผลิในช่วงน้ำท่วม

ชีวิตในแม่น้ำ.สภาพความเป็นอยู่ในน้ำจืดมีความแตกต่างอย่างมากจากสภาพความเป็นอยู่ในมหาสมุทรและทะเล ในแม่น้ำ น้ำจืด น้ำปั่นป่วนอย่างต่อเนื่องและความลึกที่ค่อนข้างตื้นที่แสงแดดส่องถึงได้มีความสำคัญอย่างยิ่งต่อชีวิต
การไหลมีผลทางกลต่อสิ่งมีชีวิต ให้การไหลเข้าของก๊าซที่ละลายได้และการกำจัดผลิตภัณฑ์ที่เน่าเปื่อยของสิ่งมีชีวิต
ตามเงื่อนไขของชีวิต แม่น้ำสามารถแบ่งออกเป็นสามส่วน ซึ่งสอดคล้องกับต้นน้ำ กลาง และล่างของแม่น้ำ
ในต้นน้ำลำธารบนภูเขา น้ำจะเคลื่อนที่ด้วยความเร็วสูงสุด มักจะมีน้ำตกแก่ง ด้านล่างมักจะเป็นหินไม่มีตะกอนตะกอนอยู่เกือบ อุณหภูมิของน้ำเนื่องจาก ความสูงสถานที่ที่ลดลง โดยทั่วไป สภาพชีวิตของสิ่งมีชีวิตไม่ค่อยเอื้ออำนวยกว่าในส่วนอื่น ๆ ของแม่น้ำ พืชน้ำมักจะไม่มี แพลงก์ตอนไม่ดี สัตว์ที่ไม่มีกระดูกสันหลังหายากมาก ไม่มีอาหารปลา แม่น้ำตอนบนมีปลาไม่ดีทั้งในแง่ของจำนวนชนิดและจำนวนบุคคล มีเพียงปลาบางชนิดเท่านั้นที่สามารถอาศัยอยู่ที่นี่ได้ เช่น ปลาเทราท์ เกรย์ลิง มารินกา
ในแม่น้ำตอนกลางของแม่น้ำบนภูเขา เช่นเดียวกับในแม่น้ำตอนบนและตอนกลางของแม่น้ำราบ ความเร็วของการเคลื่อนที่ของน้ำจะน้อยกว่าในต้นน้ำลำธารบนภูเขา อุณหภูมิของน้ำจะสูงขึ้น ทรายและก้อนกรวดปรากฏขึ้นที่ด้านล่าง ตะกอนในน้ำนิ่ง สภาพความเป็นอยู่ที่นี่ดีกว่า แต่ยังห่างไกลจากความเหมาะสม จำนวนบุคคลและชนิดของปลามีมากกว่าบริเวณต้นน้ำลำธาร ในภูเขา ปลาทั่วไปเช่น นัวเนีย ปลาไหล เบอร์บอท บาร์เบล แมลงสาบ เป็นต้น
สภาพความเป็นอยู่ที่น่าพอใจที่สุดในตอนล่างของแม่น้ำ: อัตราการไหลของน้ำต่ำ, ก้นโคลน, สารอาหารจำนวนมาก ที่นี่ส่วนใหญ่จะพบปลาเช่นถลุง, stickleback, ปลาลิ้นหมาแม่น้ำ, ปลาสเตอร์เจียน, ทรายแดง, ปลาคาร์พ crucian, ปลาคาร์พ ปลาที่อาศัยอยู่ในทะเลที่แม่น้ำไหลผ่าน: ปลาบากบั่น ปลาฉลาม ฯลฯ เจาะเข้าไป ไม่ใช่ว่าปลาทุกตัวจะพบเงื่อนไขสำหรับทุกขั้นตอนของการพัฒนาในที่เดียว การผสมพันธุ์และแหล่งที่อยู่อาศัยของปลาหลายชนิดไม่เหมือนกัน และปลาจะอพยพ (วางไข่ , อาหารสัตว์และการย้ายถิ่นในฤดูหนาว)
ช่อง.คลองเป็นแม่น้ำเทียมที่มีการควบคุมดูแลเป็นพิเศษ สร้างขึ้นเพื่อการชลประทาน น้ำประปา และการนำทาง คุณสมบัติของโหมดช่องสัญญาณคือความผันผวนเล็กน้อย แต่ถ้าจำเป็น น้ำจากช่องระบายออกได้หมด
การเคลื่อนที่ของน้ำในลำคลองมีรูปแบบเดียวกับการเคลื่อนที่ของน้ำในแม่น้ำ น้ำในคลองในระดับมาก (มากถึง 60% ของน้ำที่ใช้ไปทั้งหมด) จะถูกแทรกซึมผ่านด้านล่าง ดังนั้น การสร้างเงื่อนไขป้องกันการแทรกซึมจึงมีความสำคัญอย่างยิ่ง จนถึงตอนนี้ปัญหานี้ยังไม่ได้รับการแก้ไข
ความเร็วการไหลเฉลี่ยที่เป็นไปได้และความเร็วด้านล่างไม่ควรเกินขีดจำกัดที่กำหนด ทั้งนี้ขึ้นอยู่กับความต้านทานของดินต่อการกัดเซาะ สำหรับเรือที่เคลื่อนที่ไปตามคลองจะไม่อนุญาตให้ใช้ความเร็วการไหลเฉลี่ยมากกว่า 1.5 m / s อีกต่อไป
ความลึกของช่องควรมากกว่าร่างของเรือ 0.5 ม. ความกว้าง - ไม่น้อยกว่าความกว้างของเรือสองลำ +6 ม.
แม่น้ำเป็นทรัพยากรธรรมชาติแม่น้ำเป็นหนึ่งในแหล่งน้ำที่สำคัญที่สุดที่ผู้คนใช้เพื่อวัตถุประสงค์ต่างๆ มาเป็นเวลานาน
การจัดส่งสินค้าคืออุตสาหกรรมนั้น เศรษฐกิจของประเทศซึ่งก่อนอื่นต้องมีการศึกษาแม่น้ำ การเชื่อมโยงแม่น้ำกับคลองทำให้สามารถสร้างระบบขนส่งที่ซับซ้อนได้ ความยาวของเส้นทางแม่น้ำในรัสเซียปัจจุบันเกินความยาว รถไฟ. มีการใช้แม่น้ำเพื่อการล่องแก่งมานานแล้ว ความสำคัญของแม่น้ำในการประปาของประชากร (ดื่มและบริโภค) อุตสาหกรรม เกษตรกรรม. เมืองใหญ่ทั้งหมดอยู่ริมแม่น้ำ ประชากรและเศรษฐกิจในเมืองใช้น้ำมาก (เฉลี่ย 60 ลิตรต่อวันต่อคน) ผลิตภัณฑ์อุตสาหกรรมใด ๆ ไม่สามารถทำได้หากไม่มีการใช้น้ำในปริมาณที่แก้ไขไม่ได้ ตัวอย่างเช่น ในการผลิตเหล็กหล่อ 1 ตัน ต้องใช้น้ำ 2.4 m3 เพื่อผลิตกระดาษ 1 ตัน - น้ำ 10.5 m3 เพื่อผลิตผ้า 1 กรัมจากวัสดุสังเคราะห์พอลิเมอร์บางชนิด - น้ำมากกว่า 3000 m3 โดยเฉลี่ยแล้วน้ำ 40 ลิตรต่อวันต่อปศุสัตว์ 1 ตัว ความมั่งคั่งของปลาในแม่น้ำมีความสำคัญอย่างยิ่งมาโดยตลอด การใช้งานของพวกเขามีส่วนทำให้เกิดการตั้งถิ่นฐานริมฝั่ง ปัจจุบันแม่น้ำเป็นแหล่งผลิตผลที่มีคุณค่าและมีคุณค่าทางโภชนาการ - ปลายังไม่เพียงพอ การประมงทางทะเลมีความสำคัญมากกว่า ในประเทศรัสเซีย ความสนใจอย่างมากมอบให้กับองค์กรประมงด้วยการสร้างอ่างเก็บน้ำเทียม (บ่อน้ำ, อ่างเก็บน้ำ)
ในพื้นที่ที่มีความร้อนจำนวนมากและขาดความชื้นในบรรยากาศ น้ำในแม่น้ำ จำนวนมากไปเพื่อการชลประทาน (SAR, อินเดีย, รัสเซีย - เอเชียกลาง). พลังงานของแม่น้ำถูกใช้มากขึ้นเรื่อยๆ แหล่งพลังงานน้ำทั้งหมดบนโลกอยู่ที่ประมาณ 3,750 ล้านกิโลวัตต์ ซึ่งเอเชียคิดเป็น 35.7%, แอฟริกา - 18.7%, อเมริกาเหนือ - 18.7%, อเมริกาใต้- 16.0% ยุโรป - 6.4% ออสเตรเลีย - 4.5% ระดับการใช้ทรัพยากรเหล่านี้ใน ประเทศต่างๆในทวีปต่าง ๆ นั้นแตกต่างกันมาก
ปริมาณการใช้แม่น้ำในปัจจุบันมีขนาดใหญ่มากและจะเพิ่มขึ้นอย่างแน่นอนในอนาคต นี่เป็นเพราะการเติบโตของการผลิตและการเพาะเลี้ยงที่ก้าวหน้า ความต้องการการผลิตทางอุตสาหกรรมสำหรับน้ำเพิ่มขึ้นอย่างต่อเนื่อง (โดยเฉพาะอย่างยิ่งสำหรับ อุตสาหกรรมเคมี) ด้วยการใช้น้ำที่เพิ่มขึ้นเพื่อการเกษตร (การเพิ่มผลผลิตเกี่ยวข้องกับการใช้น้ำที่เพิ่มขึ้น) ทั้งหมดนี้ทำให้เกิดคำถามไม่เพียงแค่การปกป้องทรัพยากรแม่น้ำเท่านั้น แต่ยังรวมถึงความจำเป็นในการขยายพันธุ์ด้วย