ปริมาณการใช้น้ำและการไหลของแม่น้ำในแต่ละปี ผลการค้นหา \"การไหลประจำปีเฉลี่ย\"

แม่น้ำ- กระแสน้ำธรรมชาติ (สายน้ำ) ไหลในที่ลุ่มที่สร้างขึ้นโดยมัน - ช่องทางธรรมชาติถาวรและป้อนโดยน้ำที่ไหลบ่าจากพื้นผิวและใต้ดินจากแอ่ง แม่น้ำเป็นหัวข้อหนึ่งของการศึกษาสาขาอุทกวิทยาทางบกสาขาหนึ่ง - อุทกวิทยาแม่น้ำ (โปทาโมโลยี)

โหมดแม่น้ำ- การเปลี่ยนแปลงสถานะของแม่น้ำเป็นประจำ (รายวัน, รายปี) เนื่องจากคุณสมบัติทางกายภาพและทางภูมิศาสตร์ของลุ่มน้ำซึ่งส่วนใหญ่เป็นสภาพภูมิอากาศ ระบอบการปกครองของแม่น้ำแสดงออกมาตามความผันผวนของระดับน้ำและการไหลของน้ำ เวลาของการก่อตัวและการหายไปของน้ำแข็งปกคลุม อุณหภูมิของน้ำ ปริมาณตะกอนที่แม่น้ำพัดพา ฯลฯ

การให้อาหารแม่น้ำ- การไหล (ไหลเข้า) ของน้ำลงสู่แม่น้ำจากแหล่งพลังงาน โภชนาการอาจเป็นฝน หิมะ น้ำแข็ง ใต้ดิน (ดิน) ส่วนใหญ่มักจะผสมกับแหล่งโภชนาการอย่างใดอย่างหนึ่งหรืออย่างอื่นในบางส่วนของแม่น้ำและในช่วงเวลาต่าง ๆ ของปี

การไหลของน้ำคือปริมาตรของน้ำที่ไหลผ่านหน้าตัดของกระแสน้ำต่อหน่วยเวลา จากการวัดการไหลของน้ำเป็นประจำ จะคำนวณการไหลในระยะยาว

ของแข็งที่ไหลบ่าคืออนุภาคของแข็งของแร่ธาตุหรือสารอินทรีย์ที่ถูกพาโดยน้ำไหล

58. ทะเลสาบ: การจำแนกประเภท ความสมดุลของน้ำ นิเวศวิทยา และการพัฒนา

ทะเลสาบคือพื้นที่ลุ่มแบบปิดซึ่งมีน้ำผิวดินและน้ำใต้ดินไหลและสะสมอยู่ ทะเลสาบไม่ได้เป็นส่วนหนึ่งของมหาสมุทรโลก ทะเลสาบควบคุมการไหลของแม่น้ำ โดยกักน้ำไว้ในแอ่งและปล่อยน้ำออกมาในเวลาอื่น ปฏิกิริยาเคมีและชีวภาพเกิดขึ้นในน้ำในทะเลสาบ องค์ประกอบบางอย่างเคลื่อนจากน้ำไปสู่ตะกอนด้านล่าง ส่วนองค์ประกอบอื่น ๆ ในทางกลับกัน ในทะเลสาบหลายแห่ง โดยส่วนใหญ่ไม่มีการระบายน้ำ ความเข้มข้นของเกลือจะเพิ่มขึ้นเนื่องจากการระเหยของน้ำ ผลที่ได้คือการเปลี่ยนแปลงที่สำคัญในองค์ประกอบของแร่และเกลือในทะเลสาบ เนื่องจากความเฉื่อยทางความร้อนที่สำคัญของมวลน้ำ ทะเลสาบขนาดใหญ่จึงทำให้สภาพอากาศในพื้นที่โดยรอบอ่อนตัวลง ลดความผันผวนขององค์ประกอบทางอุตุนิยมวิทยาทั้งรายปีและตามฤดูกาล

1 แอ่งทะเลสาบ 1.1 เปลือกโลก 1.2 น้ำแข็ง 1.3 แม่น้ำ (ทะเลสาบอ็อกซ์โบว์) 1.4 ชายฝั่งทะเล (ทะเลสาบและปากแม่น้ำ) 1.5 หลุมยุบ (คาร์สต์ เทอร์โมคาร์สต์) 1.6 ภูเขาไฟ (ในปล่องภูเขาไฟที่ดับแล้ว) 1.7 เขื่อน 1.8 หลุมประดิษฐ์ (อ่างเก็บน้ำ บ่อน้ำ)

ความสมดุลของน้ำคืออัตราส่วนของน้ำเข้าและน้ำออก โดยคำนึงถึงการเปลี่ยนแปลงของปริมาณสำรองในช่วงเวลาที่เลือกสำหรับวัตถุที่เป็นปัญหา สามารถคำนวณความสมดุลของน้ำสำหรับลุ่มน้ำหรือพื้นที่อาณาเขต แหล่งน้ำ ประเทศ ทวีป ฯลฯ

รูปร่าง ขนาด และภูมิประเทศของก้นแอ่งทะเลสาบเปลี่ยนแปลงอย่างมีนัยสำคัญเมื่อมีการสะสมของตะกอนด้านล่าง ทะเลสาบที่เติบโตมากเกินไปทำให้เกิดความโล่งใจรูปแบบใหม่ ทั้งแบบเรียบหรือแบบนูน ทะเลสาบและโดยเฉพาะอย่างยิ่งอ่างเก็บน้ำมักสร้างแหล่งน้ำใต้ดิน ทำให้เกิดการล้นพื้นที่ดินใกล้เคียง อันเป็นผลมาจากการสะสมอย่างต่อเนื่องของอนุภาคอินทรีย์และแร่ธาตุในทะเลสาบทำให้เกิดชั้นตะกอนด้านล่างหนาขึ้น เงินฝากเหล่านี้ได้รับการแก้ไขโดย การพัฒนาต่อไปแหล่งน้ำกลายเป็นหนองน้ำหรือดินแห้ง ภายใต้เงื่อนไขบางประการ พวกเขาจะถูกแปลงเป็น หินต้นกำเนิดอินทรีย์

น้ำที่ระบายออกคือปริมาตรน้ำที่ไหลผ่านหน้าตัดของแม่น้ำต่อหน่วยเวลา โดยปกติแล้วจะมีการวัดการไหลของน้ำใน ลูกบาศก์เมตรต่อวินาที (m3/s) การไหลของน้ำโดยเฉลี่ยในระยะยาวของแม่น้ำที่ใหญ่ที่สุดของสาธารณรัฐ เช่น Irtysh คือ 960 m/s และ Syrdarya - 730 m/s

การไหลของน้ำในแม่น้ำตลอดระยะเวลาหนึ่งปีเรียกว่าการไหลรายปี ตัวอย่างเช่น อัตราการไหลของ Irtysh ต่อปีอยู่ที่ 28,000 ล้านลูกบาศก์เมตร การไหลของน้ำเป็นตัวกำหนดแหล่งน้ำผิวดิน การไหลบ่ามีการกระจายไม่สม่ำเสมอทั่วอาณาเขตของคาซัคสถาน ปริมาณการไหลบ่าบนพื้นผิวคือ 59 กม. ³ ปริมาณการไหลของแม่น้ำในแต่ละปีขึ้นอยู่กับสภาพอากาศเป็นหลัก ในพื้นที่ราบลุ่มของคาซัคสถาน ปริมาณน้ำที่ไหลบ่าต่อปีส่วนใหญ่ขึ้นอยู่กับการกระจายตัวของหิมะปกคลุมและปริมาณน้ำสำรองก่อนที่หิมะจะละลาย น้ำฝนเกือบจะไปทำให้ชั้นบนสุดของดินชุ่มชื้นและการระเหยเกือบทั้งหมด

ปัจจัยหลักที่มีอิทธิพลต่อการไหลของแม่น้ำบนภูเขาคือการบรรเทาทุกข์ เมื่อระดับความสูงสัมบูรณ์เพิ่มขึ้น ปริมาณฝนต่อปีจะเพิ่มขึ้น ค่าสัมประสิทธิ์การทำความชื้นทางตอนเหนือของคาซัคสถานนั้นเกี่ยวกับความสามัคคี และปริมาณน้ำที่ไหลบ่าต่อปีก็อยู่ในระดับสูง และ น้ำมากขึ้นในแม่น้ำ ปริมาณน้ำที่ไหลบ่าต่อตารางกิโลเมตรในอาณาเขตของคาซัคสถานเฉลี่ยอยู่ที่ 20,000 ลบ.ม. สาธารณรัฐของเรานำหน้าเพียงเติร์กเมนิสถานในแง่ของการไหลของแม่น้ำ การไหลของแม่น้ำแตกต่างกันไปตามฤดูกาลของปี แม่น้ำที่ลุ่มผลิต 1% ของการไหลประจำปีในช่วงฤดูหนาว

อ่างเก็บน้ำถูกสร้างขึ้นเพื่อควบคุมการไหลของแม่น้ำ แหล่งน้ำมีการใช้อย่างเท่าเทียมกันทั้งในฤดูหนาวและฤดูร้อนเพื่อตอบสนองความต้องการของเศรษฐกิจของประเทศ ในประเทศของเรามีอ่างเก็บน้ำ 168 แห่ง อ่างเก็บน้ำที่ใหญ่ที่สุดคือ Bukhtarma และ Kapchagai

วัสดุแข็งทั้งหมดที่พัดพาไปตามแม่น้ำเรียกว่าการไหลบ่าของของแข็ง ความขุ่นของน้ำขึ้นอยู่กับปริมาตร มีหน่วยวัดเป็นกรัมของสารที่มีอยู่ในน้ำ 1 ลูกบาศก์เมตร ความขุ่นของแม่น้ำที่ราบลุ่มคือ 100 กรัม/ลบ.ม. และทางตอนกลางและล่าง - 200 กรัม/ลบ.ม. แม่น้ำทางตะวันตกของคาซัคสถานไหลผ่าน จำนวนมากหินหลวม ความขุ่นสูงถึง 500-700 g/m³ ความขุ่นของแม่น้ำบนภูเขาเพิ่มขึ้นบริเวณท้ายน้ำ ความขุ่นในแม่น้ำคือ 650 กรัม/ลบ.ม. ทางตอนล่างของ Chu - 900 ก./ลบ.ม. ในซีดาร์ยา 1200 ก./ลบ.ม.

ระบอบอาหารและแม่น้ำ

แม่น้ำของคาซัคสถานมีสารอาหารที่แตกต่างกัน เช่น หิมะ ฝน ธารน้ำแข็ง และน้ำใต้ดิน ไม่มีแม่น้ำสายใดที่มีสารอาหารเหมือนกัน แม่น้ำในพื้นที่ลุ่มของสาธารณรัฐแบ่งออกเป็นสองประเภทตามลักษณะของการให้อาหาร: ฝนหิมะและหิมะส่วนใหญ่

แม่น้ำที่เลี้ยงด้วยหิมะและฝน ได้แก่ แม่น้ำที่ตั้งอยู่ในเขตป่าที่ราบกว้างใหญ่และเขตที่ราบกว้างใหญ่ ปัจจัยหลักประเภทนี้ - Ishim และ Tobol - ล้นธนาคารในฤดูใบไม้ผลิ คิดเป็น 50% ของการไหลบ่าประจำปีในเดือนเมษายน-กรกฎาคม แม่น้ำได้รับการเลี้ยงดูก่อน ละลายน้ำแล้วฝนตก ระดับน้ำจะลดต่ำลงในเดือนมกราคม ซึ่งเป็นช่วงเวลาที่น้ำใต้ดินกินเป็นอาหาร

แม่น้ำประเภทที่สองมีการไหลของสปริงโดยเฉพาะ (85-95% ของการไหลต่อปี) สารอาหารประเภทนี้รวมถึงแม่น้ำที่ตั้งอยู่ในเขตทะเลทรายและกึ่งทะเลทราย - นูรา, อูราล, ซากีซ, ทูร์ไกและซาริซู การเพิ่มขึ้นของน้ำในแม่น้ำเหล่านี้เกิดขึ้นในช่วงครึ่งแรกของฤดูใบไม้ผลิ แหล่งโภชนาการหลักคือหิมะ ระดับน้ำจะสูงขึ้นอย่างรวดเร็วในฤดูใบไม้ผลิเมื่อหิมะละลาย ในประเทศ CIS ระบอบการปกครองของแม่น้ำนี้เรียกว่าประเภทคาซัคสถาน ตัวอย่างเช่น 98% ของกระแสน้ำต่อปีไหลไปตามแม่น้ำนูระในช่วงเวลาสั้นๆ ในฤดูใบไม้ผลิ ระดับน้ำต่ำสุดเกิดขึ้นในฤดูร้อน แม่น้ำบางสายก็แห้งสนิท หลังจาก ฝนตกในฤดูใบไม้ร่วงระดับน้ำในแม่น้ำเพิ่มขึ้นเล็กน้อย และในฤดูหนาวก็จะลดลงอีกครั้ง

ในพื้นที่ภูเขาสูงของคาซัคสถานมีแม่น้ำ ประเภทผสมอาหาร แต่มีหิมะปกคลุมอยู่เหนือกว่า เหล่านี้คือแม่น้ำ Syrdarya, Ili, Karatal และ Irtysh ระดับของพวกเขาเพิ่มขึ้นเมื่อสิ้นสุดฤดูใบไม้ผลิ แม่น้ำของเทือกเขาอัลไตไหลล้นตลิ่งในฤดูใบไม้ผลิ แต่ระดับน้ำในนั้นยังคงสูงอยู่จนถึงกลางฤดูร้อน เนื่องจากมีหิมะละลายไม่พร้อมกัน

แม่น้ำของ Tien Shan และ Zhungar Alatau เต็มไปด้วยน้ำในฤดูร้อนเช่น ในฤดูใบไม้ผลิและฤดูร้อน สิ่งนี้อธิบายได้จากข้อเท็จจริงที่ว่าในภูเขาเหล่านี้ หิมะละลายขยายไปจนถึงฤดูใบไม้ร่วง ในฤดูใบไม้ผลิ หิมะละลายจะเริ่มจากแถบด้านล่าง จากนั้นในช่วงฤดูร้อน หิมะที่มีความสูงปานกลางและธารน้ำแข็งในที่สูงจะละลาย ในการไหลบ่าของแม่น้ำบนภูเขาส่วนแบ่งของน้ำฝนไม่มีนัยสำคัญ (5-15%) และในภูเขาเตี้ย ๆ จะเพิ่มขึ้นเป็น 20-30%

แม่น้ำที่ราบลุ่มของคาซัคสถานเนื่องจากมีปริมาณน้ำน้อยและไหลช้า จะกลายเป็นน้ำแข็งอย่างรวดเร็วเมื่อเริ่มฤดูหนาวและปกคลุมไปด้วยน้ำแข็งเมื่อปลายเดือนพฤศจิกายน ความหนาของน้ำแข็งถึง 70-90 ซม. ในฤดูหนาวที่หนาวจัด ความหนาของน้ำแข็งทางตอนเหนือของสาธารณรัฐสูงถึง 190 ซม. และในแม่น้ำทางใต้ 110 ซม. น้ำแข็งปกคลุมของแม่น้ำคงอยู่เป็นเวลา 24 เดือน เริ่มละลายทางทิศใต้ในต้นเดือนเมษายนและทางเหนือ - ในช่วงครึ่งหลังของเดือนเมษายน

ระบอบน้ำแข็งของแม่น้ำบนภูเขาสูงนั้นแตกต่างกัน ในแม่น้ำบนภูเขา เนื่องจากกระแสน้ำแรงและการป้อนน้ำใต้ดิน ทำให้ไม่มีน้ำแข็งปกคลุมที่มั่นคง น้ำแข็งชายฝั่งพบได้เฉพาะในสถานที่ห่างไกลเท่านั้น แม่น้ำของคาซัคสถานค่อยๆ กัดเซาะหิน แม่น้ำไหลลึกลง ทำลายตลิ่ง กลิ้งก้อนหินเล็กและใหญ่ ในพื้นที่ลุ่มของคาซัคสถาน แม่น้ำไหลช้าและมีวัสดุแข็ง

ให้เราพิจารณามูลค่าระยะยาวเฉลี่ย (บรรทัดฐาน) ของการไหลประจำปีของแม่น้ำ Kolp จุด Verkhniy Dvor ตามข้อมูลระหว่างปี 1969 ถึง 1978 (10 ปี).

อัตราผลลัพธ์ในรูปแบบของการไหลของน้ำโดยเฉลี่ยในระยะยาวจะต้องแสดงผ่านลักษณะอื่นๆ ของการไหล: โมดูล ชั้น ปริมาตร และสัมประสิทธิ์การไหล

คำนวณโมดูลัสการไหลบ่าในระยะยาวโดยเฉลี่ยโดยใช้ความสัมพันธ์:

ลิตร/วินาที กม.2

ที่ไหน เอฟ – พื้นที่รับน้ำ กม. 2 .

ปริมาตรน้ำไหลบ่าคือปริมาณน้ำที่ไหลจากพื้นที่กักเก็บน้ำในช่วงเวลาใดๆ

มาคำนวณปริมาณน้ำไหลบ่าเฉลี่ยระยะยาวต่อปีกัน:

W 0 = Q 0 xT = 22.14 31.54. 10 6 = 698.3 10 6 ม. 3

โดยที่ T คือจำนวนวินาทีในหนึ่งปี เท่ากับ 31.54 10 6

เราคำนวณชั้นน้ำที่ไหลบ่าโดยเฉลี่ยในระยะยาวโดยใช้การพึ่งพา:

220.98 มม./ปี

ค่าสัมประสิทธิ์การไหลบ่าเฉลี่ยระยะยาว

โดยที่ x 0 คือปริมาณน้ำฝนระยะยาวโดยเฉลี่ยต่อปี

การประเมินความเป็นตัวแทน (ความเพียงพอ) ของชุดการสังเกตถูกกำหนดโดยค่าของข้อผิดพลาดรูต - ค่าเฉลี่ย - กำลังสองของค่าเฉลี่ยระยะยาว (บรรทัดฐาน) ของการไหลบ่าประจำปี คำนวณโดยใช้สูตร:

โดยที่ CV คือค่าสัมประสิทธิ์ความแปรปรวน (การเปลี่ยนแปลง) ของการไหลบ่าประจำปี ความยาวของอนุกรมถือว่าเพียงพอที่จะกำหนด Q o ถ้า ε Q ≤10% มูลค่าของการไหลบ่าเฉลี่ยในระยะยาวเรียกว่าค่าปกติของการไหลบ่า

1. การหาค่าสัมประสิทธิ์ความแปรปรวน Cv ของปริมาณน้ำไหลบ่าประจำปี

ค่าสัมประสิทธิ์ความแปรปรวน CV แสดงถึงความเบี่ยงเบนของการไหลบ่าในแต่ละปีจากบรรทัดฐานการไหลบ่า มันเท่ากับ:

โดยที่ σ Q คือค่าเบี่ยงเบนมาตรฐานของอัตราการไหลต่อปีจากอัตราการไหล

หากการไหลบ่าของแต่ละปีแสดงเป็นค่าสัมประสิทธิ์แบบโมดูลาร์
ค่าสัมประสิทธิ์ของการแปรผันถูกกำหนดโดยสูตร

เรารวบรวมตารางสำหรับการคำนวณการไหลประจำปีของแม่น้ำ Kolp, จุด Verkhniy Dvor (ตารางที่ 1)

ตารางที่ 1

ข้อมูลสำหรับการคำนวณ กับ โวลต์

ให้เรากำหนดค่าสัมประสิทธิ์ความแปรปรวน C v ของการไหลบ่าประจำปี:

ข้อผิดพลาดรูต - ค่าเฉลี่ย - กำลังสองสัมพัทธ์ของปริมาณน้ำไหลบ่าเฉลี่ยต่อปีระยะยาวของแม่น้ำ Kolp, จุด Verkhniy Dvor ในช่วงปี 1969 ถึง 1978 (10 ปี) เท่ากับ:

ค่าคลาดเคลื่อนกำลังสองเฉลี่ยสัมพัทธ์ของค่าสัมประสิทธิ์ความแปรปรวน กับ โวลต์เมื่อกำหนดโดยวิธีโมเมนต์จะเท่ากับ:

1. การกำหนดอัตราการไหลในกรณีที่ข้อมูลการสังเกตไม่เพียงพอโดยใช้วิธีเปรียบเทียบทางอุทกวิทยา

รูปที่ 1 กราฟแสดงความสัมพันธ์ระหว่างโมดูลปริมาณน้ำไหลบ่าเฉลี่ยต่อปี

แอ่งศึกษาของแม่น้ำ Kolp, จุด Verkhniy Dvor และแอ่งอะนาล็อกของแม่น้ำ โอโนรา, เอส. ชาร์นา.

ตามกราฟของการเชื่อมต่อระหว่างโมดูลการไหลบ่าเฉลี่ยต่อปีของแม่น้ำ Kolp จุด Verkhniy Dvor และแอ่งอะนาล็อกของแม่น้ำ โอโนรา, เอส. Sharna.M 0 =5.9 ลิตร/วินาที km 2 (ลบออกจากกราฟตามค่า M 0a =7.9 ลิตร/วินาที km 2)

คำนวณค่าสัมประสิทธิ์ของความแปรปรวนของการไหลบ่าประจำปีโดยใช้สูตร

C v – สัมประสิทธิ์ความแปรปรวนของการไหลบ่าที่บริเวณการออกแบบ

กับ V a – ในส่วนของแม่น้ำอะนาล็อก

Mo oa คือปริมาณการไหลเฉลี่ยต่อปีของแม่น้ำอะนาล็อกในระยะยาว

ก– แทนเจนต์ของความชันของกราฟการเชื่อมต่อ

สุดท้าย ในการสร้างเส้นโค้ง เราใช้ Q o =18.64 m 3 /s, C V =0.336

1. การสร้างเส้นอุปทานเชิงวิเคราะห์และการตรวจสอบความถูกต้องโดยใช้เส้นอุปทานเชิงประจักษ์

ค่าสัมประสิทธิ์ความไม่สมมาตร C แสดงถึงความไม่สมมาตรของอนุกรมอุทกวิทยาและถูกกำหนดโดยการเลือกตามเงื่อนไขของความสอดคล้องที่ดีที่สุดของเส้นโค้งการวิเคราะห์กับจุดสังเกตจริง สำหรับแม่น้ำที่ตั้งอยู่ในพื้นที่ราบเมื่อคำนวณปริมาณน้ำไหลบ่าประจำปีจะได้ผลลัพธ์ที่ดีที่สุดจากอัตราส่วน C s = 2C วี- ดังนั้นเราจึงยอมรับแม่น้ำ Kolp, Verkhniy Dvor จุด C s = 2C วี=0.336 พร้อมการตรวจสอบภายหลัง

พิกัดของเส้นโค้งถูกกำหนดขึ้นอยู่กับสัมประสิทธิ์ C v โดยใช้ตารางที่รวบรวมโดย S. N. Kritsky และ M. F. Menkel สำหรับ C S = 2 C V

ลำดับของเส้นโค้งการวิเคราะห์การตั้งสำรองเฉลี่ยรายปี

อัตราการไหลของน้ำในแม่น้ำ Kolp จุด Verkhniy Dvor

ความน่าจะเป็นที่เกินปริมาณทางอุทกวิทยาคือความน่าจะเป็นที่จะเกินมูลค่าที่พิจารณาของปริมาณทางอุทกวิทยาท่ามกลางผลรวมของค่าที่เป็นไปได้ทั้งหมด

เราจะจัดเรียงค่าสัมประสิทธิ์โมดูลาร์ของค่าใช้จ่ายรายปีตามลำดับจากมากไปน้อย (ตารางที่ 3) และสำหรับแต่ละรายการจะคำนวณข้อกำหนดเชิงประจักษ์จริงโดยใช้สูตร:

ที่ไหน ม – หมายเลขซีเรียลสมาชิกของซีรีส์;

n คือจำนวนสมาชิกของซีรีส์

น ม 1 =1/(10+1) 100= 9.1 น ม 2 =2/(10+1)100= 18.2 เป็นต้น

รูปภาพ - เส้นอุปทานเชิงวิเคราะห์

การพล็อตจุดด้วยพิกัด (ป ม ,คิว ม ) และเมื่อเฉลี่ยด้วยสายตา เราจะได้กราฟความพร้อมของคุณลักษณะทางอุทกวิทยาที่กำลังพิจารณา

ดังที่เห็นได้ว่าจุดที่วางแผนไว้นั้นอยู่ใกล้กับเส้นโค้งการวิเคราะห์มาก ซึ่งตามมาว่าเส้นโค้งถูกสร้างขึ้นอย่างถูกต้องและอัตราส่วน ค ส = 2 ค วี สอดคล้องกับความเป็นจริง

ตารางที่ 3

ข้อมูลสำหรับการสร้างเส้นอุปทานเชิงประจักษ์

แม่น้ำ Kolp จุด Verkhniy Dvor

รูปภาพ – ความปลอดภัยเชิงประจักษ์

เนื่องจากการบัญชีการไหลอย่างเป็นระบบไม่ได้ดำเนินการกับแม่น้ำทุกสายที่ไหลลงสู่ทะเลสาบ และส่วนที่เหลือของแอ่งยังไม่มีการศึกษา การคำนวณจึงแบ่งออกเป็นสองส่วน

ก) การคำนวณปริมาณน้ำที่ไหลบ่าทั้งหมดจากอาณาเขตที่ส่องสว่างโดยการสังเกต

พื้นที่ลุ่มน้ำทะเลสาบอยู่ที่ 47,800 กม. ² พื้นที่ผิวเฉลี่ยของทะเลสาบ Peipus คือ 3,550 กม. ² ในปี พ.ศ. 2511 มีการดำเนินการติดตามการไหลของแม่น้ำต่อไปนี้:

ปริมาณแม่น้ำที่ไหลลงสู่ทะเลสาบโดยเฉลี่ยต่อปี

ตารางที่ 21

Qosv = 105.7 ลบ.ม./วินาที

ข) การคำนวณปริมาณน้ำไหลบ่าเฉลี่ยต่อปีจากลุ่มน้ำทะเลสาบ

พื้นที่แม่น้ำที่ศึกษาทั้งหมด:

โดยที่ M1…Mn – โมดูลการไหลบ่า ณ จุดที่ทำการสังเกต, l/s km²; F1 ... Fn - พื้นที่รับน้ำที่จุดเหล่านี้ km²

ดังนั้น จากการคำนวณทั้งหมด:

การไหลเข้าของพื้นผิวทั้งหมดของทะเลสาบถูกกำหนดโดยสูตร

2.3.2 การคำนวณการระเหยจากผิวทะเลสาบ

การคำนวณการระเหยจากพื้นผิวทะเลสาบ Peipus-Pskov สำหรับช่วงเวลาที่ไม่มีน้ำแข็งในปี 1968 จัดทำขึ้นโดยใช้ข้อมูลจากสถานีตรวจอากาศอ้างอิง Gdov, Pskov และ Tiirikoya ซึ่งตั้งอยู่เท่าๆ กันตามแนวเส้นรอบวงของทะเลสาบ

ข้อมูลอุณหภูมิของน้ำและวันที่เปิดและแช่แข็งของทะเลสาบถูกนำจากสถานี Raskopel, Zalita และ Mustvee

การคำนวณการระเหยเริ่มต้นด้วยการกำหนดความยาวเฉลี่ยของการไหลของอากาศเหนือทะเลสาบ ในการทำเช่นนี้มีการใช้ระบบกริดสี่เหลี่ยมของโปรไฟล์คู่ขนานสองระบบกับแผนทะเลสาบโดยมุ่งเน้นในกรณีแรกจาก N ไปทางใต้และจาก W ถึง E และในกรณีที่สอง - จาก NW ถึง SE และจาก NE ถึง SW ความยาวความเร่งเฉลี่ยสำหรับแต่ละทิศทางของโปรไฟล์ Li คำนวณเป็นค่าเฉลี่ยเลขคณิตของความยาวของโปรไฟล์ทั้งหมดในทิศทางนี้:

ล Av = 37 กม

จากนั้นเราคำนวณลมเพิ่มขึ้น ในการดำเนินการนี้ ตามข้อมูลอุตุนิยมวิทยารายเดือนประจำปีการคำนวณที่สถานีตรวจอากาศอ้างอิง เราจะสรุปจำนวนกรณีลมทั้ง 8 ทิศทาง แล้วกำหนดความถี่ของทิศทางลมเป็น % เป็นอัตราส่วนของ จำนวนกรณีลมในทิศทางที่สอดคล้องกันของปีกับผลรวมประจำปีของจำนวนกรณีลมทั้งแปดจุด, %

ความถี่ของทิศทางลม %

ตารางที่ 11

ความยาวความเร่งเฉลี่ยของพื้นที่ทะเลสาบทั้งหมดคำนวณโดยสูตร:

โดยที่ Lc-th ฯลฯ – ความยาวเฉลี่ยของการเร่งความเร็วการไหลของอากาศตามโปรไฟล์ของทิศทางที่สอดคล้องกัน, กม. (เอ็นซี+นยู) เป็นต้น – ผลรวมของความถี่ของทิศทางลมของสองทิศทางที่ตรงกันข้ามกันคือ %

ค่าของความเร็วลมเฉลี่ยรายเดือนเหนือทะเลสาบที่ความสูง 2 เมตรถูกกำหนดโดยสูตร:

โดยที่ K1 คือสัมประสิทธิ์ที่คำนึงถึงระดับการป้องกันของสถานีตรวจอากาศบนบก K2 – สัมประสิทธิ์โดยคำนึงถึงลักษณะของการผ่อนปรน K3 – สัมประสิทธิ์โดยคำนึงถึงความยาวเฉลี่ยของการเร่งความเร็วการไหลของอากาศเหนือแหล่งน้ำ U – ความเร็วลมที่ความสูงของใบพัดอากาศสำหรับช่วงเวลาที่คำนวณ

การคำนวณความเร็วลมเฉลี่ยเหนือผิวน้ำที่ความสูง 2 เมตร

สถานีตรวจอากาศ Gdov ตารางที่ 12

สถานีตรวจอากาศปัสคอฟ ตารางที่ 13

สถานีตรวจอากาศทิอิริโกยะ ตารางที่ 14

การคำนวณค่าเฉลี่ยรายเดือนของแรงดันไอน้ำเหนือทะเลสาบที่ความสูง 2 เมตร

สถานีตรวจอากาศ Gdov ตารางที่ 15

สถานีตรวจอากาศปัสคอฟ ตารางที่ 16

สถานีตรวจอากาศทิอิริโกยะ ตารางที่ 17

การคำนวณการระเหยจากพื้นผิวทะเลสาบในช่วงเวลาที่ไม่มีน้ำแข็ง

สถานีตรวจอากาศ Gdov ตารางที่ 18

สถานีตรวจอากาศปัสคอฟ ตารางที่ 19

สถานีตรวจอากาศทิอิริโกยะ ตารางที่ 20

ค่าที่คำนวณได้เฉลี่ยสำหรับทะเลสาบ E = 587 มม.

จากนั้น วิส = 2207·106 m³

ปริมาณน้ำฝนเฉลี่ยต่อปีในเขตอบอุ่นและ ช่วงเย็นปี /ปี และได้รับการยอมรับตามจุดที่กำหนดตามคำแนะนำของสถานีตรวจอากาศหรือหนังสืออ้างอิงสภาพภูมิอากาศ[...]

ปัจจุบันปริมาณการไหลของแม่น้ำเฉลี่ยต่อปีอยู่ที่ 4,740 km3 ปริมาณน้ำทั้งหมดในทะเลสาบอยู่ที่ 106.4,000 km3 รวมถึงในทะเลอารัลและแคสเปียน - 79.2,000 km3 ปริมาณน้ำสำรองในทะเลสาบสดอยู่ที่ 25.2,000 km3 ซึ่ง 91% อยู่ในไบคาล[...]

หมายเหตุ p คือปริมาณฝนเฉลี่ยต่อปีในหน่วย มม.: P คือสัมประสิทธิ์เท่ากับ 1 ลบด้วยสัมประสิทธิ์การไหลบ่า e - ปริมาณการใช้ความชื้นต่อปี (รวม) เป็นหน่วยมิลลิเมตร[...]

การคำนวณปริมาณ Cs ต่อปีที่ไหลลงสู่แม่น้ำโทโบล โดยสมมติว่าความเข้มข้นที่วัดได้ที่ปากแม่น้ำทูราใกล้เคียงกับค่าเฉลี่ยรายปี ให้ค่า 3.4-1,010 Bq/ปี (0.93 Ci/ปี)[... ]

Yana เป็นแม่น้ำที่ใหญ่เป็นอันดับสี่ใน Yakutia ซึ่งมีทางเข้าถึงไหล่มหาสมุทรอาร์กติก มีความลาดชันที่ใหญ่ที่สุดเมื่อเทียบกับแม่น้ำสายอื่นของ Yakutia (15 ซม. ต่อ 1 กม.) การไหลเฉลี่ยต่อปีมันเท่ากับ 32 km3 ก่อตัวที่จุดบรรจบกันของ Dulgalakh และ Sartang ความยาวของแม่น้ำคือ 906 กม. ช่องนี้ตั้งอยู่ในบริเวณภูเขาทางตะวันออก Verkhoyansk Yana มีแคว 89 แห่ง ที่ใหญ่ที่สุด: Adycha, Bytantai, Olde ไหลลงสู่อ่าว Yansky ซึ่งเป็นน้ำตื้นซึ่งอยู่ทางตะวันออกเฉียงใต้ของทะเล Laptev[...]

เหตุผลที่สองว่าทำไมน้ำที่ไหลบ่าใต้ดินยังคงเป็นองค์ประกอบที่มีการศึกษาต่ำของความสมดุลของน้ำและเกลือของทะเลและมหาสมุทรนั้นเป็นเรื่องส่วนตัว เป็นเวลาหลายปีหรือหลายทศวรรษที่นักอุทกวิทยาที่ศึกษาความสมดุลของน้ำสันนิษฐานว่าการไหลของน้ำใต้ดินเป็นองค์ประกอบเล็กๆ ของความสมดุลของน้ำ (เมื่อเทียบกับส่วนประกอบอื่นๆ) ดังนั้นจึงสามารถกำหนดได้โดยใช้สมการสมดุลของน้ำโดยเฉลี่ยในระยะยาว กล่าวอีกนัยหนึ่ง ในความเห็นของพวกเขา การไหลใต้ดินสามารถกำหนดได้ว่าเป็นผลต่างระหว่างปริมาณฝนเฉลี่ยต่อปี การระเหย และการไหลของแม่น้ำ ค่าของน้ำที่ไหลบ่าใต้ดินที่คำนวณด้วยวิธีนี้ขึ้นอยู่กับความแม่นยำของการประมาณค่าเฉลี่ยของการตกตะกอนการระเหยและน้ำไหลบ่าของแม่น้ำและรวมถึงข้อผิดพลาดทั้งหมดในการพิจารณาซึ่งโดยรวมแล้วมักจะเกินมูลค่าของน้ำที่ไหลบ่าใต้ดินโดยตรง สู่ท้องทะเล[...]

พารามิเตอร์ไฮโดรเคมีสากลคือค่าเฉลี่ยรายปีและระยะยาวของเนื้อหาของแต่ละองค์ประกอบและสารประกอบและปริมาณการไหลบ่าเฉลี่ยต่อปี สารเคมี- พวกมันค่อนข้างคงที่ในช่วงระยะเวลาหนึ่งและทำให้สามารถเปรียบเทียบตัวชี้วัดทางอุทกเคมีของปีต่าง ๆ โดยคำนึงถึงการเปลี่ยนแปลงตามธรรมชาติในระยะสั้นของสารเคมี พวกมันค่อนข้างคงที่ในช่วงระยะเวลาหนึ่งและทำให้สามารถเปรียบเทียบตัวชี้วัดทางไฮโดรเคมีในปีต่าง ๆ โดยคำนึงถึงการเปลี่ยนแปลงทางธรรมชาติในระยะสั้นในองค์ประกอบทางเคมีของน้ำ[...]

การเพิ่มขึ้นของ CCM ถูกกำหนดโดยความแตกต่างระหว่างปริมาณมากสองปริมาณมาก ได้แก่ น้ำที่ไหลบ่าในแม่น้ำและการระเหยที่มองเห็นได้ (ความแตกต่างระหว่างการตกตะกอนและการระเหย) จากผิวน้ำทะเล การกำหนดบทบาทของการไหลบ่าของแม่น้ำสำหรับการแปรผันระหว่างปีใน SCM นั้นเห็นได้จากค่าสัมประสิทธิ์สหสัมพันธ์ที่สูงระหว่างค่าเหล่านี้ ซึ่งเท่ากับ 0.82 ในช่วงปี 1900-1992 ความสัมพันธ์ระหว่างการระเหยที่มองเห็นได้กับ SMC ในช่วงเวลาเดียวกันก็มีนัยสำคัญทางสถิติเช่นกัน และเท่ากับ -0.46 ควรบันทึก อิทธิพลของมนุษย์การไหลของแม่น้ำทั้งตามมูลค่าเฉลี่ยต่อปีและตามเส้นทางประจำปี โดยเฉพาะอย่างยิ่งตั้งแต่ปลายทศวรรษที่ 40 ถึงกลางทศวรรษที่ 60 อ่างเก็บน้ำในลุ่มน้ำโวลก้าซึ่งมีปริมาตรรวมประมาณ 200 ตารางกิโลเมตรถูกเติมเต็ม บทความนี้ใช้ข้อมูลระยะยาวสำหรับปริมาณน้ำที่ไหลบ่าของแม่น้ำโวลก้าและการตกตะกอนเหนือพื้นที่กักเก็บน้ำโวลก้า โดยมีความละเอียดเฉลี่ยต่อเดือน ซึ่งได้จากข้อมูลเชิงสังเกต การไหลของแม่น้ำโวลก้าคิดเป็น 82% ของการไหลของแม่น้ำทั้งหมดและค่าสัมประสิทธิ์สหสัมพันธ์ระหว่างอนุกรมเฉลี่ยรายปีของค่าเหล่านี้คือ 0.96 (พ.ศ. 2443-2535)[...]

การเปลี่ยนแปลงระดับระบอบการปกครองในอ่างเก็บน้ำที่เกิดจากการสร้างกระแสน้ำใหม่ในทุกส่วนของระบบแม่น้ำ น้ำท่วมต่ำและปลาย ความผันผวนของระดับน้ำในระหว่างการผสมพันธุ์ปลาในช่วงผสมพันธุ์ฤดูใบไม้ผลิ - ฤดูร้อน นำไปสู่การระงับการวางไข่ การสลายของ เซลล์สืบพันธุ์ การวางไข่จำนวนน้อยลง และบางครั้งการตายของมวลทำให้เกิดไข่ ตัวอ่อน ปลาวัยอ่อน และตัววางไข่ในบริเวณที่วางไข่ ซึ่งบางครั้งอาจบ่อนทำลายปริมาณปลาในอ่างเก็บน้ำ และส่งผลเสียต่อขนาดและมูลค่าของการจับในเชิงพาณิชย์ ค่อนข้างเป็นธรรมชาติที่ในอ่างเก็บน้ำพร้อมกับการพัฒนาเขตอุณหภูมิเฉพาะชนิดพันธุ์ของการปรับตัวซึ่งจะเริ่มการวางไข่ ปลาจะปรับตัวเข้ากับระบบการปกครองระดับหนึ่งของอ่างเก็บน้ำ (โดยเฉลี่ยต่อปี โดยเฉลี่ยระยะยาว) โดยที่เมื่อภายนอก น้ำได้ท่วมพื้นที่แม่น้ำและทะเลสาบอันกว้างใหญ่ที่เต็มไปด้วยพืชพรรณในทุ่งหญ้าเมื่อปีที่แล้วซึ่งทำหน้าที่เป็นสารตั้งต้นที่ดีสำหรับการพัฒนาไข่วางไข่ ตามกฎแล้วน้ำท่วมควรจะคงอยู่ยาวนานโดยมีระดับลดลงอย่างช้าๆ ซึ่งทำให้เด็กและเยาวชนที่ฟักออกมาสามารถใช้ทรัพยากรอาหารของเขตน้ำตื้นและน้ำท่วมได้อย่างเต็มที่ เพื่อให้มั่นใจว่าจะมีการเติบโตอย่างรวดเร็วและการย้ายถิ่นของเยาวชนจาก บริเวณวางไข่[...]

ค่าลบยอดคงเหลือสอดคล้องกับส่วนเกินของการไหลออกของนิวไคลด์กัมมันตภาพรังสีเหนืออินพุตอันเป็นผลมาจากการระบายน้ำตามธรรมชาติจากระบบที่ราบน้ำท่วมถึงอันกว้างใหญ่ ค่าที่สอดคล้องกัน ซึ่งเท่ากับความแตกต่างระหว่างกระแสขาเข้าและขาออกประจำปี จะถูกลบออกในระหว่างปีจากส่วนของที่ราบน้ำท่วมถึงแม่น้ำที่อยู่ระหว่างการพิจารณา โดยเฉพาะอย่างยิ่ง 847 GBq 908g และ 94 GBq 137S8 จากที่ราบน้ำท่วมถึง Ob ระหว่างชายแดนกับ ภูมิภาคทอมสค์และ Khanty-Mansiysk และ 1,145 GBq 908g จากที่ราบน้ำท่วม Irtysh ระหว่างนิคม เดเมียนสกี้ และคานตี-มานซีสค์ ค่าบวกความสมดุลในส่วนของแม่น้ำที่ศึกษาสัมพันธ์กับการไหลเข้าที่มากเกินไปของนิวไคลด์กัมมันตรังสีที่กำหนดเหนือการไหลออก ค่าที่เท่ากับความแตกต่างของกระแสจะถูกฝากไว้ในส่วนที่เกี่ยวข้องของที่ราบน้ำท่วมโดยเฉพาะ 92 GBq 137Сз ในส่วน Irtysh โดยปกติแล้ว การประมาณการข้างต้นทั้งหมดยังคงใช้ได้ โดยมีเงื่อนไขว่ายังคงรักษาการเปลี่ยนแปลงของโฟลว์ไดนามิกเฉลี่ยต่อปีที่พิจารณาไว้ การประมาณค่าที่แม่นยำและเป็นกลางยิ่งขึ้นสามารถหาได้จากการศึกษาทางรังสีวิทยาที่มีรายละเอียดมากขึ้น[...]

เปรียบเทียบลักษณะทางอุทกวิทยาของแม่น้ำ ทอมที่ที่ตั้งของการประปา Krapivino และแม่น้ำ Ob ในส่วนโนโวซีบีสค์คุณจะเห็นว่ามีแม่น้ำไหล ทอม (29.6 กม. 3) มีขนาดเกือบครึ่งหนึ่งของแม่น้ำ ออบ (50.2 km3) ปริมาตรที่มีประโยชน์ของ Krapivinsky คือ 2 และปริมาตรรวมมากกว่า Novosibirsk 1.3 เท่า การเพิ่มขึ้นของพื้นที่รับน้ำของอ่างเก็บน้ำขนาด 16,000 ตารางกิโลเมตร และ 13,000 ตารางกิโลเมตร อยู่ใกล้กัน ในปีที่มีปริมาณน้ำต่างกัน อัตราส่วนของปริมาตรที่มีประโยชน์ของอ่างเก็บน้ำโนโวซีบีร์สค์ และการไหลของแม่น้ำต่อปี Ob แตกต่างกันไปตั้งแต่ 12 ถึง 6% โดยมีความผันผวนของการไหลบ่าจาก 36.7 ถึง 73.2 km3 สำหรับอ่างเก็บน้ำ Krapivinsky อัตราส่วนของค่าเหล่านี้สูงกว่ามาก ปริมาตรรวมคือ 39.5% และปริมาตรที่มีประโยชน์คือ 32.8% ของการไหลของแม่น้ำโดยเฉลี่ยต่อปีที่แหล่งไฟฟ้าพลังน้ำ และ 55.1 และ 45.8% ของปริมาณการไหลต่อปีของความพร้อมใช้น้ำ 95%[...]

ทรัพยากรธรรมชาติของน้ำบาดาลสดในชั้นหินอุ้มน้ำหลักของแหล่งสะสมถ่านหิน ซึ่งแสดงลักษณะเฉพาะของมูลค่าเฉลี่ยระยะยาวของการเติมน้ำนั้นอยู่ที่ประมาณ 100 ลบ.ม./วินาที โดยมีโมดูลการไหลของน้ำใต้ดินเฉลี่ยต่อปีที่ประมาณ 2 ลิตร/วินาที กม.2 ปริมาณน้ำบาดาลเฉลี่ยที่นำมาพิจารณาคือประมาณ 50 ลบ.ม./วินาที[...]

การสังเกตระยะยาวดำเนินการเฉพาะในลุ่มน้ำแห่งใดแห่งหนึ่งเท่านั้น ดังนั้นผู้เขียนจึงไม่สามารถทดสอบแบบจำลองการถดถอยที่สร้างขึ้นบนลุ่มน้ำอื่นได้ แต่สิ่งที่น่าสนใจมากคือผลลัพธ์ของการสร้างแบบจำลองการเปลี่ยนแปลงตามฤดูกาลของการไหลบ่าของไนเตรต ซึ่งเป็นข้อมูลที่มีอยู่สำหรับลุ่มน้ำทั้งสามแห่งและอยู่ภายใต้การวิเคราะห์การถดถอย ค่าของความเข้มข้นเฉลี่ยต่อเดือนที่ไหลบ่าของไอออนไนเตรตในแบบจำลองเชิงประจักษ์ที่สร้างขึ้นนั้นได้รับอิทธิพลจากพารามิเตอร์ที่เกี่ยวข้องกับ "ยุคก่อนประวัติศาสตร์" ของพื้นที่กักเก็บน้ำ: จำนวนฝนทั้งหมดที่ตกลงบนอาณาเขตของมันระหว่างระยะเวลาการศึกษาและสำหรับทั้งสาม เดือนก่อนหน้า ปริมาตรรวมของการไหลบ่าของไนเตรตเป็นเวลาแปดเดือน (ปัจจุบันบวกเจ็ดรายการก่อนหน้า) อุณหภูมิรายเดือนเฉลี่ยเป็นเวลาสามเดือน (และไม่ใช่ในการรวมกันที่ง่ายที่สุด แต่ตั้งแต่วันที่ 5 ถึงวันที่ 3 โดยถือว่าเดือนที่ศึกษาเป็นศูนย์) , ชั้นน้ำไหลบ่ารวมรายเดือน, ค่าสัมประสิทธิ์น้ำไหลบ่า แต่สำหรับลุ่มน้ำที่ศึกษาแต่ละแห่ง ซึ่งแตกต่างกันอย่างมีนัยสำคัญไม่เพียงแต่ขนาดเท่านั้น แต่ยังรวมถึงปริมาณน้ำฝนเฉลี่ยต่อปีด้วย จึงจำเป็นต้องสร้างสมการการถดถอยของเราเอง และที่สำคัญที่สุด: ในสมการผลลัพธ์ การพึ่งพาพารามิเตอร์เดียวกันกลายเป็นลอการิทึม บางครั้งก็เป็นไฮเปอร์โบลิก บางครั้งก็เป็นกำลังสอง บางครั้งก็เป็นเชิงเส้น[...]

ทรัพยากรน้ำบาดาลธรรมชาติหมายถึงการไหลของน้ำบาดาลที่ให้สารอาหารเช่น ส่วนนั้นที่ได้รับการต่ออายุอย่างต่อเนื่องตามกระบวนการวัฏจักรของน้ำทั่วไปบนโลก ทรัพยากรธรรมชาติแสดงลักษณะของปริมาณน้ำใต้ดินที่เติมเข้ามาเนื่องจากการแทรกซึมของการตกตะกอนในชั้นบรรยากาศ การดูดซับของน้ำที่ไหลบ่าของแม่น้ำ และการล้นจากชั้นหินอุ้มน้ำอื่น ๆ โดยรวม ขึ้นอยู่กับอัตราการไหล ทรัพยากรน้ำบาดาลธรรมชาติจึงเป็นตัวบ่งชี้การเติมน้ำบาดาล ซึ่งสะท้อนถึงคุณสมบัติหลักในฐานะทรัพยากรแร่หมุนเวียน และแสดงลักษณะขีดจำกัดสูงสุดของการดึงน้ำบาดาลที่เป็นไปได้ในระยะเวลานานโดยไม่ทำให้หมดสิ้น ในมูลค่าเฉลี่ยในระยะยาว ค่าของการเติมน้ำใต้ดินลบด้วยการระเหยจะเท่ากับมูลค่าของน้ำไหลบ่าใต้ดิน ดังนั้นในทางปฏิบัติการวิจัยอุทกธรณีวิทยา ทรัพยากรน้ำบาดาลธรรมชาติมักจะแสดงเป็นค่าเฉลี่ยรายปีหรือค่าต่ำสุดของโมดูลการไหลของน้ำใต้ดิน (l/s km2) หรือขนาดของชั้นน้ำ (มม./ปี) ที่เข้าสู่ชั้นหินอุ้มน้ำในชั้นหินอุ้มน้ำ พื้นที่ชาร์จของมัน