การคำนวณอัตราการไหลบ่าประจำปีในกรณีที่มีข้อมูลเชิงสังเกตไม่ครบถ้วน การเลือกแม่น้ำ - อะนาล็อก

· การคำนวณบรรทัดฐาน การไหลบ่าประจำปีด้วยข้อมูลเชิงสังเกตที่ไม่สมบูรณ์

ค่าเฉลี่ยของการไหลบ่าประจำปีเป็นระยะเวลานานภายใต้สภาวะทางกายภาพและทางภูมิศาสตร์ที่คงที่รวมถึงความผันผวนของปริมาณน้ำอย่างน้อยสองรอบด้วยซ้ำเรียกว่าบรรทัดฐานของการไหลบ่าประจำปี อัตราการไหลต่อปีมีความสำคัญมากในการคำนวณการไหลและดำเนินกิจกรรมการจัดการน้ำประเภทต่างๆ ในแม่น้ำ เนื่องจาก มันบ่งบอกถึงศักยภาพ แหล่งน้ำภูมิภาคใดภูมิภาคหนึ่ง ความสำคัญอย่างยิ่งอัตราการไหลเป็นคุณลักษณะที่คำนวณได้ถูกกำหนดโดยความไม่เปลี่ยนรูปของมัน tk ถูกกำหนดโดยอัตราส่วนของการตกตะกอนและการระเหย ดังนั้นอัตราการไหลที่กำหนดจากการสังเกตในช่วงเวลาที่ผ่านมาสามารถขยายไปยังช่วงเวลาในอนาคตได้ ในการคำนวณอัตราการไหลบ่ามีการคำนวณ 3 กรณี: 1) มีการสังเกตไฮโดรเมตริกเป็นระยะเวลานาน; 2) ระยะเวลาการสังเกตไม่เพียงพอที่จะกำหนดลักษณะของน้ำท่า 3) ขาดข้อมูลจากการสังเกตไฮโดรเมตริก

ด้วยความไม่เพียงพอ.ในกรณีนี้ วิธีหลักในการคำนวณคือการใช้วิธีเปรียบเทียบทางอุทกวิทยา กล่าวคือ เพื่อกำหนดอัตราการไหลของแม่น้ำโดยประมาณ เลือกแม่น้ำแบบอะนาล็อกที่มีระยะเวลาการสังเกตนานและกำหนดอัตราการไหลบ่าดังนี้: 1) ใช้สูตรการลดลง เมื่ออัตราการไหลบ่าถูกกำหนดโดยสูตรอิมพีเรียล โดยคำนึงถึงพารามิเตอร์บางอย่าง ของแม่น้ำประมาณและแม่น้ำอุปมา; 2) อัตราการไหลถูกกำหนดโดยการฟื้นฟูประจำปี ค่าใช้จ่ายรายปีการคำนวณแม่น้ำเช่น มีการขยายชุดการคำนวณแม่น้ำ ใช้ 2 วิธี: 1) กราฟิก; 2) การวิเคราะห์ วิธีการกราฟิกสำหรับช่วงเวลาการสังเกตการณ์ร่วมกันของแม่น้ำโดยประมาณและแม่น้ำอะนาล็อก จะมีการสร้างกราฟการสื่อสาร ด้วยความช่วยเหลือของตารางค่าใช้จ่ายของแม่น้ำอะนาล็อก ชุดของแม่น้ำโดยประมาณจะถูกขยายออกไป วิธีการวิเคราะห์.ตามสมการของกราฟการถดถอย พารามิเตอร์ของสมการจะถูกเลือกและจำนวนแม่น้ำโดยประมาณจะถูกเรียกคืนโดยใช้สมการ

· การเลือกแม่น้ำอะนาล็อก

แม่น้ำอะนาล็อกเป็นที่เข้าใจกันว่าเป็นแม่น้ำที่ให้ข้อมูล การสังเกตทางอุทกวิทยาและตั้งอยู่ในสภาพที่คล้ายคลึงกันของการก่อตัวของน้ำท่ากับแม่น้ำที่ทำการคำนวณ

เมื่อเลือกแม่น้ำอะนาล็อกจะทำการประเมินและเปรียบเทียบ:

โครงสร้างเชิงพื้นที่ของความผันผวนของลักษณะอุทกวิทยาที่พิจารณาซึ่งสะท้อนถึงลักษณะของการเชื่อมต่อเชิงพื้นที่ของลักษณะอุทกวิทยาที่พิจารณา

· ความสม่ำเสมอของการไหลบ่าของแม่น้ำแอนะล็อกและแม่น้ำที่อยู่ระหว่างการศึกษา

· ความใกล้ชิดทางภูมิศาสตร์ของแหล่งต้นน้ำ

· ความเป็นเนื้อเดียวกันของสภาพการก่อตัวของน้ำท่า ความคล้ายคลึงกันของสภาพภูมิอากาศ ความสม่ำเสมอของดิน (ดิน) และสภาพอุทกธรณีวิทยา ระดับของทะเลสาบ ป่าปกคลุม การถมดินและการไถกลบต้นน้ำลำธาร

· ความสูงเฉลี่ยของสันปันน้ำ การเปิดรับความชัน และการวัดความสูง

· ปัจจัยที่บิดเบือนการไหลของแม่น้ำตามธรรมชาติอย่างมีนัยสำคัญ (การควบคุมการไหลของแม่น้ำ การปล่อยน้ำ การถอนน้ำท่าเพื่อการชลประทาน และความต้องการอื่นๆ)

24. ข้ามโปรไฟล์ของแม่น้ำ อัตราการไหล. วิธีการกำหนด

· รายละเอียดของแม่น้ำ

ในแนวขวางของแม่น้ำ เราแยกแยะสองส่วน: ส่วนตามขวาง หุบเขาแม่น้ำและแนวขวางของแม่น้ำนั่นเอง เพื่อให้ได้แนวคิดเกี่ยวกับโปรไฟล์ของแม่น้ำหรือที่แม่นยำยิ่งขึ้นคือช่องทางของแม่น้ำ จำเป็นต้องทำการวัดความลึกของแม่น้ำ

การวัดทำได้ทั้งแบบแมนนวลหรือแบบกลไก

สำหรับการวัดด้วยมือจะใช้การทุบตีหรือการวัดด้วยมือ การทุบเป็นเสาที่ทำจากไม้ที่มีความยืดหยุ่นและทนทาน หน้าตัดกลม เส้นผ่านศูนย์กลาง 4-5 ซม. และยาว 4-7 ม.

ปลายล่างของการทุบเสร็จสิ้นด้วยเหล็ก การทุบตีเป็นสี สีขาวและทำเครื่องหมายเป็นสิบเมตร การแบ่งศูนย์สอดคล้องกับส่วนล่างสุดของการทุบตี ด้วยความเรียบง่ายของอุปกรณ์ การทุบตีจึงให้ผลลัพธ์ที่แม่นยำ

ในการวาดโปรไฟล์ของแม่น้ำจะมีการวาดเส้นแนวนอนซึ่งจุดการวัดจะถูกวาดตามมาตราส่วน เส้นตั้งฉากจะถูกลากลงมาจากการเป็นสัดแต่ละครั้ง ซึ่งความลึกที่ได้จากการวัดจะถูกวาดบนมาตราส่วนด้วย เมื่อเชื่อมต่อปลายด้านล่างของแนวดิ่งเราจะได้โปรไฟล์ เนื่องจากความลึกของแม่น้ำมีขนาดเล็กมากเมื่อเทียบกับความกว้างเมื่อวาดโปรไฟล์มาตราส่วนแนวตั้งจึงมีขนาดใหญ่กว่าแนวนอน ดังนั้นโปรไฟล์จึงบิดเบี้ยว แต่มองเห็นได้มากขึ้น

ความกว้างของแม่น้ำถูกกำหนดโดยความยาวของเส้นแนวนอนด้านบนซึ่งเป็นตัวแทนของพื้นผิวของแม่น้ำ

เส้นรอบวงเปียกคือความยาวของเส้นด้านล่างของแม่น้ำบนโปรไฟล์จากขอบฝั่งหนึ่งไปยังอีกฝั่งหนึ่ง คำนวณโดยการเพิ่มความยาวของทุกส่วนของเส้นด้านล่างในรูปวาดของส่วนที่มีชีวิตของแม่น้ำ

รัศมีไฮดรอลิกคือผลหารของพื้นที่เปิดหารด้วยความยาวของเส้นรอบวงเปียก (R=F/P m)

ความลึกเฉลี่ยคือผลหารของพื้นที่ส่วนที่มีชีวิตของแม่น้ำหารด้วยความกว้างของแม่น้ำ (hav = F / Bm)

สำหรับแม่น้ำในที่ลุ่ม รัศมีไฮดรอลิกมักจะใกล้เคียงกับความลึกเฉลี่ย (R≈hcp) มาก

ความลึกสูงสุดได้รับการฟื้นฟูตามข้อมูลเสียง

· อัตราการไหล.

อัตราการไหลของของไหล - ปริมาณของของไหลที่ไหลต่อหน่วยเวลาผ่านพื้นที่ไหลอิสระ

แยกความแตกต่างระหว่างการไหลของของไหลปริมาตร มวล และน้ำหนัก

อัตราการไหลเชิงปริมาตรคือปริมาตรของของเหลวที่ไหลต่อหน่วยเวลาผ่านพื้นที่ไหลอิสระ อัตราการไหลของปริมาตรของของเหลวมักจะวัดเป็น m3/s, dm3/s หรือ l/s มันคำนวณตามสูตร

โดยที่ Q คืออัตราการไหลของปริมาตรของของเหลว

W คือปริมาตรของของไหลที่ไหลผ่านบริเวณที่ไหลอิสระ

t คือเวลาการไหลของของเหลว

อัตราการไหลของของเหลวคือมวลของของเหลวที่ไหลต่อหน่วยเวลาผ่านพื้นที่ไหลอิสระ การไหลของมวลมักจะวัดเป็นกิโลกรัม/วินาที, g/s หรือ t/s และถูกกำหนดโดยสูตร

โดยที่ QM คืออัตราการไหลของมวลของของเหลว

M คือมวลของของไหลที่ไหลผ่านพื้นที่การไหลอิสระ

t คือเวลาการไหลของของเหลว

· วิธีการกำหนด

การไหลของน้ำในลำธารเปิด (Q) มักจะพบผ่านส่วนฟรี (W) และ ความเร็วเฉลี่ยการไหล (V) ตามสูตร: Q = W V

นอกจากนี้ การไหลของน้ำถูกกำหนดโดยใช้สารใด ๆ ที่เป็นที่รู้จักทางกายภาพหรือ คุณสมบัติทางเคมี. สารที่มีความเข้มข้นที่ทราบ ซึ่งเดินทางเป็นระยะทางหนึ่งกับการไหล จะลดความเข้มข้นเริ่มต้นลงเนื่องจากการผสม ระดับความเข้มข้นที่ลดลงขึ้นอยู่กับการไหลของน้ำ ดังนั้นการลดลงของความเข้มข้นของสารจึงเป็นเกณฑ์สำหรับการไหลของสายน้ำ

28.07.2015

ความผันผวนของน้ำท่าและเกณฑ์การประเมินการไหลบ่าของแม่น้ำคือการเคลื่อนที่ของน้ำในกระบวนการหมุนเวียนในธรรมชาติเมื่อไหลลงมาตามร่องน้ำ การไหลบ่าของแม่น้ำถูกกำหนดโดยปริมาณน้ำที่ไหลผ่านร่องน้ำในช่วงเวลาหนึ่ง
ปัจจัยหลายอย่างที่มีอิทธิพลต่อระบอบการไหล: ภูมิอากาศ - ปริมาณน้ำฝน, การระเหย, ความชื้นและอุณหภูมิของอากาศ; ภูมิประเทศ - ภูมิประเทศ รูปร่างและขนาดของที่ราบลุ่มแม่น้ำ และดิน - ธรณีวิทยา รวมทั้งพืชปกคลุม
สำหรับแอ่งน้ำใด ๆ ยิ่งมีฝนตกชุกและมีการระเหยน้อยลง การไหลของแม่น้ำก็จะยิ่งมากขึ้นเท่านั้น
เป็นที่ทราบกันดีว่าเมื่อพื้นที่รับน้ำเพิ่มขึ้น ระยะเวลาของน้ำท่วมในฤดูใบไม้ผลิก็เพิ่มขึ้นด้วย ในขณะที่อุทกศาสตร์มีรูปร่างที่ยาวขึ้นและ "สงบ" ในดินที่ซึมผ่านได้ง่ายจะมีการกรองมากขึ้นและการไหลบ่าน้อยลง
เมื่อทำการคำนวณทางอุทกวิทยาต่างๆ ที่เกี่ยวข้องกับการออกแบบโครงสร้างไฮดรอลิก ระบบถมทะเล ระบบน้ำประปา มาตรการควบคุมน้ำท่วม ถนน ฯลฯ จะมีการพิจารณาลักษณะสำคัญของการไหลของแม่น้ำดังต่อไปนี้
1. ปริมาณการใช้น้ำคือปริมาตรของน้ำที่ไหลผ่านส่วนที่พิจารณาต่อหน่วยเวลา ปริมาณการใช้น้ำเฉลี่ย Qcp คำนวณเป็นค่าเฉลี่ยเลขคณิตของต้นทุนในช่วงเวลาที่กำหนด T:

2. ปริมาณการไหล V- นี่คือปริมาตรของน้ำที่ไหลผ่านเป้าหมายที่กำหนดในช่วงเวลาที่พิจารณา T

3. โมดูลระบายน้ำ Mคือการไหลของน้ำต่อ 1 km2 ของพื้นที่รับน้ำ F (หรือไหลจากพื้นที่รับน้ำหนึ่งหน่วย):

ตรงกันข้ามกับการปล่อยน้ำ โมดูลัสของน้ำท่าไม่เกี่ยวข้องกับส่วนเฉพาะของแม่น้ำและแสดงลักษณะของน้ำที่ไหลบ่าจากแอ่งน้ำโดยรวม ปริมาณน้ำท่าเฉลี่ยหลายปีโมดูล M0 ไม่ได้ขึ้นอยู่กับปริมาณน้ำของแต่ละปี แต่จะพิจารณาจากเท่านั้น ที่ตั้งทางภูมิศาสตร์ลุ่มน้ำ. สิ่งนี้ทำให้สามารถแบ่งเขตประเทศของเราในแง่อุทกวิทยาและสร้างแผนที่ของไอโซไลน์ของโมดูลการไหลบ่าเฉลี่ยระยะยาว แผนที่เหล่านี้มีให้ในเอกสารกำกับดูแลที่เกี่ยวข้อง เมื่อทราบพื้นที่รับน้ำของแม่น้ำและกำหนดค่า M0 โดยใช้แผนที่ isoline เราสามารถกำหนดการไหลของน้ำระยะยาวเฉลี่ย Q0 ของแม่น้ำสายนี้โดยใช้สูตร

สำหรับส่วนของแม่น้ำที่มีระยะห่างอย่างใกล้ชิด ค่าโมดูลัสของน้ำท่าสามารถคงที่ได้ เช่น

จากที่นี่ ตามการไหลของน้ำที่ทราบในหนึ่งส่วน ไตรมาสที่ 1 และ จัตุรัสที่มีชื่อเสียงลุ่มน้ำในส่วน F1 และ F2 เหล่านี้ การปล่อยน้ำในส่วนอื่น Q2 กำหนดอัตราส่วนได้

4. ชั้นระบายน้ำ h- นี่คือความสูงของชั้นน้ำซึ่งจะได้รับจากการกระจายตัวที่สม่ำเสมอทั่วทั้งพื้นที่ลุ่มน้ำ F ของปริมาตรน้ำท่า V ในช่วงระยะเวลาหนึ่ง:

สำหรับชั้นการไหลบ่าเฉลี่ยเป็นเวลาหลายปี h0 ของน้ำท่วมในฤดูใบไม้ผลิ แผนที่รูปร่างถูกรวบรวม
5. ค่าสัมประสิทธิ์การระบายน้ำแบบแยกส่วน Kคืออัตราส่วนของลักษณะการไหลบ่าใด ๆ ข้างต้นต่อค่าเฉลี่ยเลขคณิต:

ค่าสัมประสิทธิ์เหล่านี้สามารถตั้งค่าสำหรับลักษณะทางอุทกวิทยาใดๆ (การไหลออก ระดับ การตกตะกอน การระเหย ฯลฯ) และสำหรับช่วงเวลาการไหลใดๆ
6. ค่าสัมประสิทธิ์การไหลบ่า ηคืออัตราส่วนของชั้นน้ำท่าต่อชั้นหยาดน้ำฟ้าที่ตกลงมาบนพื้นที่รับน้ำ x:

ค่าสัมประสิทธิ์นี้ยังสามารถแสดงในรูปของอัตราส่วนของปริมาตรน้ำท่าต่อปริมาตรหยาดน้ำฟ้าในช่วงเวลาเดียวกัน
7. อัตราการไหล- ค่าเฉลี่ยระยะยาวที่เป็นไปได้มากที่สุดของการไหลบ่า แสดงโดยลักษณะการไหลบ่าใด ๆ ข้างต้นในช่วงระยะเวลาหลายปี เพื่อสร้างบรรทัดฐานการไหลบ่า การสังเกตควรมีอย่างน้อย 40 ... 60 ปี
อัตราการไหล Q0 ต่อปีถูกกำหนดโดยสูตร

เนื่องจากจำนวนปีของการสังเกตที่มาตรวัดน้ำส่วนใหญ่มักน้อยกว่า 40 จึงจำเป็นต้องตรวจสอบว่าจำนวนปีดังกล่าวเพียงพอที่จะรับค่าที่เชื่อถือได้ของบรรทัดฐานการไหลบ่า Q0 หรือไม่ ในการทำเช่นนี้ ให้คำนวณค่าความคลาดเคลื่อนกำลังสองเฉลี่ยของรูตของอัตราการไหลตามการพึ่งพา

ระยะเวลาของการสังเกตการณ์เพียงพอหากค่าของข้อผิดพลาดรูตค่าเฉลี่ยกำลังสอง σQ ไม่เกิน 5%
การเปลี่ยนแปลงของการไหลบ่าประจำปีได้รับอิทธิพลอย่างมากจาก ปัจจัยทางภูมิอากาศ: หยาดน้ำฟ้า การระเหย อุณหภูมิอากาศ ฯลฯ ทั้งหมดนี้มีความเชื่อมโยงกันและในทางกลับกันก็ขึ้นอยู่กับสาเหตุหลายประการที่มี ตัวละครสุ่ม. ดังนั้นพารามิเตอร์ทางอุทกวิทยาที่แสดงลักษณะของการไหลบ่าจะถูกกำหนดโดยชุดของตัวแปรสุ่ม เมื่อออกแบบมาตรการสำหรับการล่องแพไม้จำเป็นต้องทราบค่าของพารามิเตอร์เหล่านี้ด้วยความน่าจะเป็นที่เกินความจำเป็น ตัวอย่างเช่น ในการคำนวณทางชลศาสตร์ของเขื่อนล่องแพไม้ จำเป็นต้องกำหนดอัตราการไหลสูงสุดของน้ำท่วมในฤดูใบไม้ผลิ ซึ่งอาจเกินห้าครั้งในหนึ่งร้อยปี ปัญหานี้แก้ไขได้โดยใช้วิธีการ สถิติทางคณิตศาสตร์และทฤษฎีความน่าจะเป็น ในการระบุลักษณะของค่าพารามิเตอร์ทางอุทกวิทยา - ต้นทุน ระดับ ฯลฯ จะใช้แนวคิดต่อไปนี้: ความถี่(เกิดซ้ำ) และความปลอดภัย (ระยะเวลา)
ความถี่แสดงจำนวนกรณีในช่วงเวลาที่พิจารณาค่าของพารามิเตอร์ทางอุทกวิทยาอยู่ในช่วงที่กำหนด ตัวอย่างเช่นหากการไหลของน้ำเฉลี่ยต่อปีในส่วนที่กำหนดของแม่น้ำเปลี่ยนไปจากการสังเกตเป็นเวลาหลายปีจาก 150 เป็น 350 ลบ.ม. / วินาที ก็เป็นไปได้ที่จะกำหนดจำนวนครั้งที่ค่าของค่านี้อยู่ใน ช่วงเวลา 150...200, 200...250, 250.. .300 ลบ.ม./วินาที เป็นต้น
ความปลอดภัยแสดงให้เห็นว่าค่าขององค์ประกอบทางอุทกวิทยามีค่าเท่ากับหรือมากกว่าค่าที่แน่นอนกี่กรณี ในความหมายกว้างๆ ความปลอดภัยคือความน่าจะเป็นที่จะเกินค่าที่กำหนด ความพร้อมขององค์ประกอบทางอุทกวิทยาใด ๆ จะเท่ากับผลรวมของความถี่ของช่วงต้นน้ำ
ความถี่และความพร้อมใช้งานสามารถแสดงในรูปของจำนวนครั้งที่เกิดขึ้น แต่ในการคำนวณทางอุทกวิทยา มักจะกำหนดเป็นเปอร์เซ็นต์ของ จำนวนทั้งหมดสมาชิกของอนุกรมอุทกวิทยา ตัวอย่างเช่น ในชุดอุทกวิทยามีค่าการปล่อยน้ำเฉลี่ยต่อปี 20 ค่า โดย 6 ค่ามีค่าเท่ากับหรือมากกว่า 200 ลบ.ม./วินาที ซึ่งหมายความว่ามีการปล่อยน้ำนี้ 30% ในเชิงกราฟิก การเปลี่ยนแปลงความถี่และความพร้อมใช้งานจะแสดงโดยเส้นโค้งของความถี่ (รูปที่ 8a) และความพร้อมใช้งาน (รูปที่ 8b)

ในการคำนวณทางอุทกวิทยา มักใช้เส้นโค้งความน่าจะเป็น จะเห็นได้จากเส้นโค้งนี้ว่ายิ่งค่าของพารามิเตอร์ทางอุทกวิทยามีค่ามากขึ้น เปอร์เซ็นต์ของความพร้อมใช้ก็จะยิ่งต่ำลง และในทางกลับกัน ดังนั้นจึงเป็นที่ยอมรับกันโดยทั่วไปว่าปีที่มีความพร้อมในการไหลบ่า นั่นคือ ปริมาณน้ำเฉลี่ยต่อปีที่ปล่อย Qg น้อยกว่า 50% เป็นปีที่มีน้ำสูง และปีที่มี Qg มากกว่า 50% เป็นปีที่มีน้ำน้อย ปีที่มีน้ำท่า 50% ถือเป็นปีที่มีปริมาณน้ำเฉลี่ย
ความพร้อมใช้ของน้ำในหนึ่งปีบางครั้งมีความถี่เฉลี่ย สำหรับปีที่มีน้ำสูง ความถี่ของการเกิดแสดงให้เห็นว่าปีต่างๆ ที่มีปริมาณน้ำมากหรือน้อยนั้นเกิดขึ้นโดยเฉลี่ยบ่อยเพียงใด สำหรับปีที่มีน้ำน้อย - ของปริมาณน้ำที่กำหนดหรือน้อยกว่านั้น ตัวอย่างเช่น การปล่อยน้ำเฉลี่ยต่อปีของปีที่มีน้ำสูงซึ่งมีความปลอดภัย 10% มีความถี่เฉลี่ย 10 ครั้งใน 100 ปีหรือ 1 ครั้งใน 10 ปี ความถี่เฉลี่ยของปีที่แห้งแล้งของการรักษาความปลอดภัย 90% ก็มีความถี่ 10 เท่าใน 100 ปีเช่นกัน เนื่องจากใน 10% ของกรณี การระบายออกเฉลี่ยต่อปีจะมีค่าต่ำกว่า
ปีของปริมาณน้ำบางอย่างมีชื่อที่สอดคล้องกัน ในตาราง 1 สำหรับความพร้อมใช้งานและการทำซ้ำจะได้รับ

ความสัมพันธ์ระหว่างความสามารถในการทำซ้ำ y และความพร้อมใช้งาน p สามารถเขียนได้ดังนี้:
สำหรับปีที่เปียกชื้น

สำหรับปีที่แห้งแล้ง

ทั้งหมด โครงสร้างไฮดรอลิกเพื่อควบคุมช่องทางหรือการไหลบ่าของแม่น้ำพวกเขาจะคำนวณตามปริมาณน้ำในปีที่จัดหาซึ่งรับประกันความน่าเชื่อถือและการทำงานของโครงสร้างที่ปราศจากปัญหา
เปอร์เซ็นต์โดยประมาณของการจัดหาตัวชี้วัดทางอุทกวิทยานั้นควบคุมโดย "คำแนะนำสำหรับการออกแบบวิสาหกิจล่องแพไม้"
จัดเตรียมเส้นโค้งและวิธีการคำนวณในทางปฏิบัติของการคำนวณทางอุทกวิทยา มีการใช้สองวิธีในการสร้างเส้นโค้งอุปทาน: เชิงประจักษ์และเชิงทฤษฎี
การคำนวณที่สมเหตุสมผล เส้นโค้งการบริจาคเชิงประจักษ์สามารถทำได้ก็ต่อเมื่อจำนวนการสังเกตการไหลบ่าของแม่น้ำมากกว่า 30...40 ปี
เมื่อคำนวณความพร้อมของสมาชิกของอนุกรมอุทกวิทยาสำหรับการไหลประจำปี ตามฤดูกาล และขั้นต่ำ คุณสามารถใช้สูตรของ N.N. เชโกดาเอวา:

เพื่อกำหนดความพร้อมใช้งานของอัตราการไหลของน้ำสูงสุด จะใช้การพึ่งพา S.N. Kristsky และ M.F. เมนเคล:

ขั้นตอนสำหรับการสร้างเส้นโค้งการบริจาคเชิงประจักษ์:
1) สมาชิกทั้งหมดของอนุกรมอุทกวิทยาเขียนตามลำดับจากมากไปน้อย ค่าสัมบูรณ์ตกลง;
2) สมาชิกแต่ละคนของซีรีส์ได้รับมอบหมาย หมายเลขซีเรียลเริ่มจากหนึ่ง;
3) ความปลอดภัยของสมาชิกแต่ละตัวในซีรีส์ที่ลดลงถูกกำหนดโดยสูตร (23) หรือ (24)
จากผลลัพธ์ของการคำนวณ เส้นโค้งความปลอดภัยจะถูกสร้างขึ้น คล้ายกับที่แสดงในรูปที่ 8b.
อย่างไรก็ตาม เส้นโค้งการบริจาคเชิงประจักษ์มีข้อเสียหลายประการ แม้จะมีระยะเวลาสังเกตการณ์ที่ยาวนานเพียงพอ ก็ไม่สามารถรับประกันได้ว่าช่วงเวลานี้ครอบคลุมค่าสูงสุดที่เป็นไปได้ทั้งหมดและ ค่าต่ำสุดการไหลบ่าของแม่น้ำ ค่าประมาณของการรักษาความปลอดภัยการไหลบ่าที่ 1...2% ไม่น่าเชื่อถือ เนื่องจากสามารถรับผลลัพธ์ที่พิสูจน์ได้อย่างเพียงพอด้วยจำนวนการสังเกตเป็นเวลา 50...80 ปีเท่านั้น ในเรื่องนี้ด้วยระยะเวลาที่ จำกัด ในการสังเกตระบอบอุทกวิทยาของแม่น้ำเมื่อจำนวนปีน้อยกว่าสามสิบปีหรือไม่มีเลยพวกเขาจึงสร้าง เส้นโค้งความปลอดภัยทางทฤษฎี
การศึกษาแสดงให้เห็นว่าการกระจายตัวของตัวแปรทางอุทกวิทยาแบบสุ่มเป็นไปตามสมการเส้นโค้งเพียร์สัน ประเภทที่สามซึ่งนิพจน์อินทิกรัลคือเส้นโค้งความปลอดภัย เพียร์สันได้ตารางสำหรับสร้างเส้นโค้งนี้ เส้นโค้งความปลอดภัยสามารถสร้างขึ้นได้ด้วยความแม่นยำเพียงพอสำหรับการฝึกในพารามิเตอร์สามตัว: ค่าเฉลี่ยเลขคณิตของพจน์ของอนุกรม ค่าสัมประสิทธิ์ของการแปรผัน และความไม่สมมาตร
ค่าเฉลี่ยเลขคณิตของพจน์ของอนุกรมคำนวณโดยสูตร (19)
หากจำนวนปีของการสังเกตน้อยกว่าสิบหรือไม่มีการสังเกตเลย Qgcp ที่ปล่อยน้ำเฉลี่ยต่อปีจะเท่ากับ Q0 ระยะยาวเฉลี่ย นั่นคือ Qgcp = Q0 ค่าของ Q0 สามารถตั้งค่าได้โดยใช้ค่าโมดูลัสแฟกเตอร์ K0 หรือโมดูลัสซิงก์ M0 ที่กำหนดจากแผนที่รูปร่าง เนื่องจาก Q0 = M0*F
ค่าสัมประสิทธิ์ของการแปรผัน Cv แสดงลักษณะของความผันแปรของการไหลบ่าหรือระดับความผันผวนเมื่อเทียบกับค่าเฉลี่ยในอนุกรมที่กำหนด ซึ่งมีค่าเท่ากับอัตราส่วนของข้อผิดพลาดมาตรฐานต่อค่าเฉลี่ยเลขคณิตของสมาชิกในอนุกรม ค่าสัมประสิทธิ์ Cv ได้รับผลกระทบอย่างมีนัยสำคัญ สภาพภูมิอากาศประเภทของแม่น้ำที่เลี้ยงและลักษณะทางอุทกศาสตร์ของลุ่มน้ำ
หากมีข้อมูลเชิงสังเกตเป็นเวลาอย่างน้อย 10 ปี สูตรจะคำนวณค่าสัมประสิทธิ์ความผันแปรของการไหลบ่าประจำปี

ค่าของ Cv แตกต่างกันไปอย่างมาก: จาก 0.05 ถึง 1.50; สำหรับการล่องแพในแม่น้ำ Cv = 0.15...0.40.
ด้วยการสังเกตการไหลบ่าของแม่น้ำในช่วงเวลาสั้น ๆ หรือในกรณีที่ไม่มีอยู่จริง ค่าสัมประสิทธิ์ของการแปรผันสามารถกำหนดได้ด้วยสูตร D.L. โซโคลอฟสกี้:

ในการคำนวณทางอุทกวิทยาสำหรับลุ่มน้ำที่มี F > 1,000 km2 จะใช้แผนที่ไอโซไลน์ของค่าสัมประสิทธิ์ Cv หากพื้นที่รวมของทะเลสาบไม่เกิน 3% ของพื้นที่รับน้ำ
ในเอกสารเชิงบรรทัดฐาน SNiP 2.01.14-83 แนะนำให้ใช้สูตรทั่วไป K.P. เพื่อกำหนดค่าสัมประสิทธิ์การแปรผันของแม่น้ำที่ไม่ได้รับการศึกษา คืนชีพ:

ค่าสัมประสิทธิ์ความเบ้ Csแสดงลักษณะความไม่สมมาตรของซีรีส์ภายใต้การพิจารณา ตัวแปรสุ่มเกี่ยวกับค่าเฉลี่ยของมัน ส่วนที่เล็กกว่าของสมาชิกในซีรีส์มีค่าเกินกว่าค่ามาตรฐานการไหลบ่า ค่าสัมประสิทธิ์ความไม่สมดุลจะยิ่งมากขึ้นเท่านั้น
ค่าสัมประสิทธิ์ความไม่สมมาตรสามารถคำนวณได้จากสูตร

อย่างไรก็ตาม การพึ่งพาอาศัยกันนี้ให้ผลลัพธ์ที่น่าพอใจสำหรับจำนวนปีที่สังเกตการณ์ n > 100 เท่านั้น
ค่าสัมประสิทธิ์ของความไม่สมมาตรของแม่น้ำที่ไม่ได้รับการศึกษาถูกกำหนดตามอัตราส่วน Cs/Cv สำหรับแม่น้ำอะนาล็อก และในกรณีที่ไม่มีแอนะล็อกที่ดีเพียงพอ อัตราส่วน Cs/Cv เฉลี่ยสำหรับแม่น้ำในพื้นที่ที่กำหนดจะถูกนำมาพิจารณา
หากไม่สามารถกำหนดอัตราส่วน Cs / Cv สำหรับกลุ่มของแม่น้ำที่คล้ายคลึงกันได้ค่าสัมประสิทธิ์ Cs สำหรับแม่น้ำที่ไม่ได้รับการศึกษาจะได้รับการยอมรับด้วยเหตุผลด้านกฎระเบียบ: สำหรับลุ่มน้ำที่มีค่าสัมประสิทธิ์ทะเลสาบมากกว่า 40%

สำหรับโซนที่มีความชื้นมากเกินไปและแปรปรวน - อาร์กติก, ทุนดรา, ป่า, ป่าสเตปป์, บริภาษ

ในการสร้างเส้นโค้งการบริจาคตามทฤษฎีสำหรับพารามิเตอร์สามตัวข้างต้น - Q0, Cv และ Cs - ให้ใช้วิธีการที่เสนอโดย Foster - Rybkin
จากความสัมพันธ์ข้างต้นสำหรับค่าสัมประสิทธิ์โมดูลาร์ (17) เป็นไปตามค่าเฉลี่ยระยะยาวของการไหลบ่าของการเกิดซ้ำที่กำหนด - Qp%, Мр%, Vp%, hp% - สามารถคำนวณได้โดยสูตร

ค่าสัมประสิทธิ์การไหลบ่าของโมดูลัสของปีของความน่าจะเป็นที่กำหนดจะพิจารณาจากการพึ่งพาอาศัยกัน

เมื่อกำหนดลักษณะการไหลบ่าจำนวนหนึ่งสำหรับระยะเวลาระยะยาวที่มีความพร้อมจำหน่ายแตกต่างกัน จึงเป็นไปได้ที่จะสร้างเส้นอุปทานตามข้อมูลเหล่านี้ ในกรณีนี้ ขอแนะนำให้ทำการคำนวณทั้งหมดในรูปแบบตาราง (ตารางที่ 3 และ 4)

วิธีการคำนวณค่าสัมประสิทธิ์โมดูลาร์เพื่อแก้ปัญหาการจัดการน้ำจำนวนมากจำเป็นต้องทราบการกระจายของน้ำท่าตามฤดูกาลหรือเดือนของปี การกระจายระหว่างปีการไหลบ่าจะแสดงในรูปแบบของค่าสัมประสิทธิ์โมดูลาร์ของการไหลบ่ารายเดือน ซึ่งแสดงถึงอัตราส่วนของการไหลเฉลี่ยต่อเดือน Qm.av ต่อ Qg.av เฉลี่ยต่อปี:

การกระจายน้ำท่าภายในประจำปีจะแตกต่างกันไปตามปีของปริมาณน้ำที่แตกต่างกัน ดังนั้นในการคำนวณเชิงปฏิบัติ ค่าสัมประสิทธิ์โมดูลาร์ของการไหลบ่ารายเดือนจะถูกกำหนดสำหรับปีที่มีลักษณะเฉพาะสามปี: ปีที่มีน้ำสูง 10% ปริมาณน้ำเฉลี่ย อุปทาน 50% และปีที่น้ำต่ำ 90% อุปทาน
ค่าสัมประสิทธิ์โมดูลัสของน้ำท่ารายเดือนสามารถสร้างขึ้นจากความรู้จริงของการปล่อยน้ำเฉลี่ยต่อเดือนต่อหน้าข้อมูลเชิงสังเกตเป็นเวลาอย่างน้อย 30 ปี บนแม่น้ำแอนะล็อกหรือบนตารางมาตรฐานของการกระจายน้ำท่ารายเดือน ซึ่งรวบรวมไว้สำหรับลุ่มน้ำต่างๆ
ปริมาณการใช้น้ำเฉลี่ยต่อเดือนจะพิจารณาจากสูตร

(33): Qm.cp = KmQg.sr

ปริมาณการใช้น้ำสูงสุดเมื่อออกแบบเขื่อน, สะพาน, ทะเลสาบ, มาตรการเสริมความแข็งแกร่งของตลิ่ง, จำเป็นต้องทราบการไหลของน้ำสูงสุด. ขึ้นอยู่กับประเภทของการให้อาหารในแม่น้ำ อัตราการไหลของน้ำสูงสุดของน้ำท่วมในฤดูใบไม้ผลิหรือน้ำท่วมในฤดูใบไม้ร่วงสามารถนำมาคำนวณเป็นการปล่อยสูงสุดที่คำนวณได้ ความปลอดภัยโดยประมาณของต้นทุนเหล่านี้จะพิจารณาจากระดับทุนของโครงสร้างไฮดรอลิกและควบคุมโดยหน่วยงานที่เกี่ยวข้อง เอกสารเชิงบรรทัดฐาน. ตัวอย่างเช่น เขื่อนล่องแพไม้ของ class Ill of capital คำนวณสำหรับทางเดินของการไหลของน้ำสูงสุดที่ 2% ของความปลอดภัย และ class IV - ของความปลอดภัย 5% โครงสร้างการป้องกันตลิ่งไม่ควรพังทลายที่อัตราการไหลที่สอดคล้องกับการไหลของน้ำสูงสุด ของความปลอดภัย 10%
วิธีการหาค่าของ Qmax ขึ้นอยู่กับระดับความรู้ของแม่น้ำและความแตกต่างระหว่างการปล่อยสูงสุดของน้ำท่วมในฤดูใบไม้ผลิและน้ำท่วม
หากมีข้อมูลเชิงสังเกตเป็นระยะเวลามากกว่า 30 ... 40 ปี จะมีการสร้างเส้นโค้งความปลอดภัยเชิงประจักษ์ Qmax และด้วยระยะเวลาที่สั้นกว่า - เส้นโค้งเชิงทฤษฎี การคำนวณใช้เวลา: สำหรับน้ำท่วมในฤดูใบไม้ผลิ Cs = 2Сvและสำหรับน้ำท่วม Cs = (3...4)CV
เนื่องจากการสังเกตระบอบการปกครองของแม่น้ำดำเนินการที่เสาวัดน้ำ กราฟเส้นอุปทานมักจะถูกวางแผนสำหรับไซต์เหล่านี้ และปริมาณน้ำสูงสุดที่ปล่อยในไซต์ที่ตั้งของโครงสร้างจะคำนวณตามอัตราส่วน

สำหรับลุ่มแม่น้ำ การไหลของน้ำท่วมฤดูใบไม้ผลิสูงสุดกำหนดความปลอดภัย p% คำนวณโดยสูตร

ค่าของพารามิเตอร์ n และ K0 ถูกกำหนดขึ้นอยู่กับ พื้นที่ธรรมชาติและหมวดการสงเคราะห์ตามตาราง 5.

หมวดหมู่ I - แม่น้ำที่อยู่ภายในที่ราบสูงที่เป็นเนินเขาและที่ราบสูง - รัสเซียกลาง, Strugo-Krasnenskaya, Sudoma ที่ราบสูง, ที่ราบสูงไซบีเรียตอนกลาง ฯลฯ
หมวด II - แม่น้ำในแอ่งน้ำที่ราบสูงสลับกับที่ลุ่มระหว่างพวกเขา
หมวด III - แม่น้ำ ส่วนใหญ่ของแอ่งน้ำซึ่งตั้งอยู่ภายในที่ราบลุ่ม - Mologo-Sheksninskaya, Meshcherskaya, ป่าไม้เบลารุส, Pridnestrovskaya, Vasyuganskaya เป็นต้น
ค่าของสัมประสิทธิ์ μ ถูกตั้งค่าขึ้นอยู่กับโซนธรรมชาติและเปอร์เซ็นต์ของความปลอดภัยตามตาราง 6.

พารามิเตอร์ hp% คำนวณจากการขึ้นต่อกัน

สัมประสิทธิ์ δ1 คำนวณ (สำหรับ h0 > 100 มม.) ตามสูตร

ค่าสัมประสิทธิ์ δ2 ถูกกำหนดโดยความสัมพันธ์

การคำนวณการปล่อยน้ำสูงสุดในช่วงน้ำท่วมฤดูใบไม้ผลิดำเนินการในรูปแบบตาราง (ตารางที่ 7)

ระดับ น้ำสูง(HWV) ของความพร้อมในการออกแบบถูกสร้างขึ้นตามเส้นโค้งของการปล่อยน้ำสำหรับค่าที่สอดคล้องกันของ Qmaxp% และช่วงการออกแบบ
ด้วยการคำนวณโดยประมาณ การไหลของน้ำสูงสุดของน้ำท่วมฝนสามารถตั้งค่าตามการพึ่งพาได้

ในการคำนวณอย่างรับผิดชอบ การกำหนดปริมาณการไหลของน้ำสูงสุดควรดำเนินการตามคำแนะนำของเอกสารกำกับดูแล

แม่น้ำขนาดใหญ่และขนาดกลางได้รับการตรวจสอบอย่างต่อเนื่องตามจุดต่างๆ เนื่องจากแม่น้ำมีการเปลี่ยนแปลงมาก ระดับและการไหลของน้ำในนั้นขึ้นอยู่กับปริมาณฝนและการละลาย เพื่อป้องกันน้ำท่วมและจำเป็นต้องศึกษาพฤติกรรม เพื่อจุดประสงค์นี้ เครือข่ายสถานีขนาดใหญ่ได้ถูกสร้างขึ้นในโลก ซึ่งทำหน้าที่ติดตามการเปลี่ยนแปลงของระดับน้ำ การไหลของน้ำ คุณภาพ อุณหภูมิ และปรากฏการณ์น้ำแข็งอย่างต่อเนื่อง ปัจจุบันมีสถานีดังกล่าว 60,000 สถานี นอกจากนี้ ยังได้ติดตั้งเครื่องวัดปริมาณน้ำฝน 150,000 เครื่อง และสถานีตรวจวัดการระเหย 10,000 สถานีบนพื้นที่ลุ่มน้ำ ข้อมูลจากทุกสถานีจะถูกส่งไปยังศูนย์ประมวลผลซึ่งด้วยความช่วยเหลือของคอมพิวเตอร์พวกเขาได้รับข้อมูลที่แสดงลักษณะพฤติกรรมของแม่น้ำและเผยแพร่ใน "หนังสือปีอุทกวิทยา" พิเศษและบนพื้นฐานนี้พวกเขาสร้าง "ที่ดินอุทกวิทยา" นั่นคือ ข้อมูลสรุปที่สมบูรณ์เกี่ยวกับแม่น้ำตลอดระยะเวลาการสังเกตการณ์

เครือข่ายสถานีอุทกวิทยาขนาดใหญ่ที่มีอยู่ครอบคลุมน้อยกว่า 1% ของแม่น้ำทั้งหมดในโลกที่มีความยาว 10 กม. หรือมากกว่านั้น จากข้อมูลที่รวบรวมได้ นักวิทยาศาสตร์ด้านอุทกวิทยาได้พัฒนาวิธีการที่เชื่อถือได้ในการระบุพฤติกรรมของแม่น้ำที่ไม่ได้จดแผนที่ สิ่งนี้ทำให้สามารถระบุแม่น้ำทั้งหมดของโลกซึ่งเกือบ 42,000 km3 ต่อปี หากเราเพิ่มการไหลของน้ำแข็งประจำปีจาก แผ่นน้ำแข็งและ (3,000 km3) และน้ำไหลบ่าใต้ดิน (2.2,000 km3) ลงสู่มหาสมุทรจากนั้นน้ำทั้งหมด 46,000 km3 เข้าสู่มหาสมุทรทุกปีจากบนบก แต่การไหลของแม่น้ำไม่ถึง 1,000 km3 เนื่องจากไหลลงสู่ทะเลสาบและจมหายไปในทรายในพื้นที่ที่เรียกว่าไม่มีท่อระบายน้ำซึ่งมีอยู่ในทุกทวีปเช่นแอ่งทะเลซึ่งรวมถึง

นอกจากน้ำแล้ว แม่น้ำยังนำพาสารที่ละลายลงสู่มหาสมุทร ซึ่งมีค่าเฉลี่ยประมาณ 90 มิลลิกรัมต่อลิตร ในระหว่างปี แม่น้ำจะปล่อยสารที่ละลายออกมา 3,570 ล้านตัน น้ำในแม่น้ำยังมีอนุภาคของแข็งของสาร - ตะกอน พวกเขาสามารถผสมอยู่ในสถานะที่แขวนลอยอยู่ในน้ำ (ตะกอนแขวนลอย) และกลิ้งและ "กระโดด" ไปตามก้น (ตะกอนด้านล่างหรือลาก) พวกเขา น้ำหนักรวมเป็น 1.7 หมื่นล้านตันต่อปี สารและตะกอนที่ละลายน้ำเป็นผลมาจากกิจกรรมของน้ำ ซึ่งกัดเซาะและทำให้ระดับดินลดลง กระบวนการนี้เรียกว่า เป็นเวลา 1,000 ปี น้ำจะละลายและชะล้างชั้นที่มีความหนาประมาณ 5 ซม. ดังนั้น ณ ความสูงระดับปานกลางแผ่นดินสมัยใหม่เหนือระดับน้ำทะเล 700 ม. จะใช้เวลาเพียง 14 ล้านปีในการล้างมันลงมหาสมุทร แต่สิ่งนี้ไม่ได้เกิดขึ้นเพราะแผ่นดินมีการเติบโตอย่างต่อเนื่อง แม่น้ำจะทับถมตะกอนในร่องน้ำ ปากแม่น้ำ ทะเลสาบ และทะเลในรูปของตะกอนด้านล่างที่มีรูปร่างต่างๆ ดังนั้นแม่น้ำจึงกลายเป็นเรือพิฆาตและประติมากรการประมวลผลพื้นผิวของแผ่นดินซึ่งเกิดจากการมีส่วนร่วมของน้ำ

การรวบรวมการคาดการณ์ที่เชื่อถือได้ของน้ำท่วมสูงสุดที่เป็นไปได้สำหรับระยะเวลาโดยประมาณของการดำเนินงานของสะพานนั้นดำเนินการบนพื้นฐานของการสังเกตระดับน้ำในแม่น้ำในระยะยาว การสังเกตดังกล่าวทำที่เสาวัดน้ำถาวร (รูปที่ 3.1) ข้อมูลที่ได้รับ ระบบน้ำแม่น้ำได้รับการตีพิมพ์ในหนังสือประจำปีทางอุทกวิทยาตั้งแต่ปี พ.ศ. 2479

ตามมุมมองที่ทันสมัย ​​การคาดการณ์ที่เชื่อถือได้เป็นไปได้บนพื้นฐานของการสังเกตคงที่ของระบอบการปกครองของน้ำในแม่น้ำเป็นระยะเวลาอย่างน้อย 20 ปี [ คู่มือการใช้งาน SNiP 2.05.03-84]. ช่วงเวลานี้เนื่องจากการสังเกตควรรวมทั้งปีน้ำต่ำและปีน้ำสูง เฉพาะในกรณีนี้เท่านั้นที่สามารถสร้างความแปรปรวนที่แท้จริงของลักษณะความสูงของน้ำท่วมของสายน้ำที่กำหนดได้

โดยปกติแล้ว เสาวัดปริมาณน้ำถาวรจะรวมกับสถานีอุทกวิทยา หากมีโครงสร้างไฮดรอลิกในแม่น้ำก็จะเลือกสถานที่สำหรับโพสต์น้ำนอกเขตอิทธิพล

ที่ไซต์ของเสาน้ำ การจัดตำแหน่งทางภูมิศาสตร์หัก สถานที่สำหรับจัดตำแหน่งต้องเป็นไปตามข้อกำหนดต่อไปนี้:

ถ้าเป็นไปได้ช่องทางควรตรงโดยไม่มีการเปลี่ยนแปลงความลึกโดยไม่มีเกาะและสันดอน

ถ้าเป็นไปได้ความลาดชันของตลิ่งควรมีความลาดชัน 1:5 - 1:2

เป้าหมายควรอยู่นอกแนวน้ำนิ่งและกระแสน้ำย้อนกลับ

ที่ราบน้ำท่วมถึง ถ้าเป็นไปได้ ควรมีความกว้างน้อยที่สุด ไม่มีร่องน้ำ และทะเลสาบ มีพืชพรรณน้อยที่สุด

ร่องน้ำและที่ราบลุ่มในบริเวณแนวร่วมไม่ควรถูกกัดเซาะ

ความลาดชันของตลิ่งไม่ควรถูกกระแทกจากน้ำแข็งและท่อนซุง

บนพื้นดิน การจัดตำแหน่งจะถูกติดตามด้วยกล้องสำรวจและกำหนดด้วยเหตุการณ์สำคัญถาวร ฝั่งละสองแห่ง เครื่องหมาย Geodetic ได้รับการแก้ไขบนพื้นตามแนวการจัดตำแหน่ง ระยะห่างระหว่างพวกเขาอาจแตกต่างกัน แต่ส่วนที่เกินจากเครื่องหมายอื่นไม่ควรเกิน 0.5 ม. เครื่องหมายสูงสุดควรอยู่เหนือระดับน้ำท่วมสูงสุด 0.5 ม. เครื่องหมายต่ำสุด 0.5 ม. ต่ำกว่าระดับน้ำต่ำสุด . เนื่องจากรอยอยู่ในเขตน้ำท่วมจึงมีการตรวจสอบรอยอย่างต่อเนื่อง เครื่องหมายบนเครื่องหมาย geodetic ถูกส่งมาจากเกณฑ์มาตรฐานพิเศษที่อยู่นอกเขตน้ำท่วม วัดระดับน้ำด้วยความแม่นยำ 1 ซม. โดยติดตั้งรางธรณีบนเครื่องหมายที่เหมาะสม จำนวนการวัดคือ 2 ถึง 24 การวัดต่อวัน ระนาบเปรียบเทียบแนวนอนแบบมีเงื่อนไขซึ่งใช้เป็นศูนย์อ้างอิงเมื่อวัดระดับน้ำเรียกว่าศูนย์ของแผนภูมิสถานีมาตรวัดน้ำ เครื่องหมายที่เกี่ยวข้องคือเครื่องหมายศูนย์ของแผนภูมิสถานีมาตรวัดน้ำ

การยึดรอยจีโอเดติกที่เสาน้ำถาวรนั้นดำเนินการโดยใช้เสาเข็มที่ตอกหรือขันให้อยู่ต่ำกว่าจุดเยือกแข็ง เสาเข็มไม่ควรสูงจากพื้นเกิน 25 ซม.

จากผลการสังเกตที่เสามาตรวัดน้ำ กราฟมาตรวัดน้ำถูกสร้างขึ้น (รูปที่ 3.2) ซึ่งตีพิมพ์ในหนังสือประจำปีทางอุทกวิทยา

ค่าใช้จ่ายในช่วงน้ำท่วมฤดูใบไม้ผลิหรือน้ำท่วมผ่านไซต์น้ำคำนวณตามสูตรที่รู้จักกันดี:

,

ที่ไหน วี– อัตราการไหลของน้ำ

 คือพื้นที่หน้าตัดของการไหลที่ระดับน้ำสูงสุด

ในกรณีนี้จะมีการกำหนดทั้งการปลดปล่อยทั้งหมดในพื้นที่ทั้งหมดของการจัดตำแหน่งและค่าใช้จ่ายในแต่ละส่วนของการจัดตำแหน่ง การแบ่งออกเป็นส่วนๆ อาจเกิดขึ้นได้ขึ้นอยู่กับสภาพการไหลของน้ำ เช่น ส่วนที่มีค่าสัมประสิทธิ์ความหยาบต่างกัน พื้นที่ที่มีความลึกต่างกันมาก เป็นต้น (รูปที่ 3.3) สำหรับการคำนวณโดยประมาณ ในกรณีใด ๆ จำเป็นต้องแบ่งออกเป็นอย่างน้อยสามส่วน: ที่ราบลุ่มด้านซ้าย, ช่องทาง, และที่ราบน้ำท่วมถึงด้านขวา

รูปที่ 3.3 ตัวอย่างการแบ่งไซต์ออกเป็นส่วนๆ เพื่อคำนวณต้นทุน

อัตราการไหลของน้ำในส่วนเฉพาะของการจัดตำแหน่งสามารถคำนวณได้จากสูตร

ที่ไหน ชม- ความลึกของน้ำเฉลี่ยในพื้นที่

ผม- ความชันตามยาวของผิวน้ำอิสระที่ RUWV

กคือมุมระหว่างทิศทางการไหลกับแนวตั้งฉาก

ไปที่แกนของส่วนทางสัณฐานวิทยา

มคือค่าสัมประสิทธิ์ความหยาบ

ข* – พารามิเตอร์ของรูปร่างของส่วนสด

พารามิเตอร์ของรูปร่างของส่วนที่อยู่อาศัยของช่องธรรมชาตินั้นขึ้นอยู่กับค่าสัมประสิทธิ์ของรูปร่างของส่วนช่อง

,

ที่ไหน ชม- ความลึกเฉลี่ยในพื้นที่

ชม. สูงสุด – ความลึกสูงสุดสถานที่ตั้ง.

ก ฉ
ข *