28.07.2015

Schwankungen des Flussabflusses und Kriterien für seine Bewertung. Unter Flussströmung versteht man die Bewegung des Wassers während seiner Zirkulation in der Natur, wenn es ein Flussbett hinunterfließt. Der Flussdurchfluss wird durch die Wassermenge bestimmt, die über einen bestimmten Zeitraum entlang eines Flussbetts fließt.
Das Strömungsregime wird von zahlreichen Faktoren beeinflusst: Klima – Niederschlag, Verdunstung, Luftfeuchtigkeit und Lufttemperatur; topographisch – Gelände, Form und Größe der Flusseinzugsgebiete und bodengeologisch, einschließlich Vegetationsbedeckung.
Für jedes Einzugsgebiet gilt: Je mehr Niederschlag und je weniger Verdunstung, desto größer ist der Flussdurchfluss.
Es wurde festgestellt, dass mit einer Vergrößerung des Einzugsgebiets auch die Dauer des Frühjahrshochwassers zunimmt, während die Ganglinie eine länglichere und „ruhigere“ Form aufweist. Leicht durchlässige Böden haben eine bessere Filterung und weniger Abfluss.
Bei der Durchführung verschiedener hydrologischer Berechnungen im Zusammenhang mit der Gestaltung von Wasserbauwerken, Rekultivierungssystemen, Wasserversorgungssystemen, Hochwasserschutzmaßnahmen, Straßen usw. werden die folgenden Hauptmerkmale der Flussströmung ermittelt.
1. Wasserverbrauch ist die Wassermenge, die pro Zeiteinheit durch den betreffenden Zielstandort fließt. Der durchschnittliche Wasserverbrauch Qcp wird als arithmetisches Mittel der Ausgaben für einen bestimmten Zeitraum T berechnet:

2. Ablaufvolumen V- Dies ist die Wassermenge, die während der betrachteten Zeitspanne T durch einen bestimmten Punkt fließt

3. Ablaufmodul M ist der Wasserdurchfluss pro 1 km2 des Einzugsgebiets F (oder das Abfließen von einem einheitlichen Einzugsgebiet):

Im Gegensatz zum Wasserfluss ist das Abflussmodul nicht an einen bestimmten Flussabschnitt gebunden und charakterisiert den Fluss aus dem Einzugsgebiet als Ganzes. Der durchschnittliche langfristige Abflussmodul M0 hängt nicht vom Wassergehalt einzelner Jahre ab, sondern wird lediglich ermittelt geografische Position Flussbecken. Dadurch war es möglich, unser Land hydrologisch zu regionalisieren und eine Karte der Isolinien durchschnittlicher langfristiger Abflussmodule zu erstellen. Diese Karten sind in der einschlägigen Regulierungsliteratur enthalten. Wenn wir das Einzugsgebiet eines Flusses kennen und aus einer Isolinienkarte den Wert M0 dafür ermitteln, können wir mit der Formel den durchschnittlichen langfristigen Wasserdurchfluss Q0 dieses Flusses ermitteln

Für nahegelegene Flussabschnitte können die Strömungsmodule als konstant angenommen werden, d. h

Von hier aus, basierend auf der bekannten Wasserdurchflussrate in einem Abschnitt Q1 und berühmte Plätze In den Einzugsgebieten dieser Abschnitte F1 und F2 kann durch das Verhältnis der Wasserdurchfluss in einem anderen Abschnitt Q2 ermittelt werden

4. Sinkschicht h ist die Höhe der Wasserschicht, die sich ergeben würde, wenn das Abflussvolumen V über einen bestimmten Zeitraum gleichmäßig über die gesamte Fläche des Beckens F verteilt wäre:

Für die durchschnittliche langjährige Abflussschicht h0 des Frühjahrshochwassers wurden Isolinienkarten erstellt.
5. Modularer Abflusskoeffizient K ist das Verhältnis einer der oben genannten Abflusseigenschaften zu ihrem arithmetischen Mittelwert:

Diese Koeffizienten können für beliebige hydrologische Merkmale (Flüsse, Pegel, Niederschlag, Verdunstung usw.) und für beliebige Fließperioden eingestellt werden.
6. Abflusskoeffizient η ist das Verhältnis der Abflussschicht zur Niederschlagsschicht, die auf das Einzugsgebiet x fiel:

Dieser Koeffizient kann auch durch das Verhältnis der Abflussmenge zur Niederschlagsmenge im gleichen Zeitraum ausgedrückt werden.
7. Fließrate- der wahrscheinlichste durchschnittliche langfristige Abflusswert, ausgedrückt durch eines der oben genannten Abflussmerkmale über einen langfristigen Zeitraum. Zur Ermittlung der Durchflussmenge muss die Beobachtungsreihe mindestens 40...60 Jahre betragen.
Norm Jahresdurchfluss Q0 wird durch die Formel bestimmt

Da an den meisten Wassermessstationen die Anzahl der Beobachtungsjahre in der Regel weniger als 40 beträgt, muss geprüft werden, ob diese Anzahl von Jahren ausreicht, um zuverlässige Werte der Durchflussmenge Q0 zu erhalten. Berechnen Sie dazu den quadratischen Mittelfehler der Abflussrate entsprechend der Abhängigkeit

Die Dauer des Beobachtungszeitraums ist ausreichend, wenn der Wert des quadratischen Mittelfehlers σQ 5 % nicht überschreitet.
Veränderungen des Jahresabflusses werden überwiegend beeinflusst durch Klimatische Faktoren: Niederschlag, Verdunstung, Lufttemperatur usw. Sie sind alle miteinander verbunden und hängen wiederum von einer Reihe zufälliger Gründe ab. Daher werden die hydrologischen Parameter, die den Abfluss charakterisieren, durch eine Reihe von Zufallsvariablen bestimmt. Bei der Planung von Flößereiaktivitäten ist es notwendig, die Werte dieser Parameter mit der erforderlichen Wahrscheinlichkeit ihrer Überschreitung zu kennen. Bei der hydraulischen Berechnung von Flößerdämmen ist es beispielsweise erforderlich, den maximalen Abfluss des Frühjahrshochwassers zu ermitteln, der in hundert Jahren fünfmal überschritten werden kann. Dieses Problem wird mit Methoden der mathematischen Statistik und Wahrscheinlichkeitstheorie gelöst. Zur Charakterisierung der Werte hydrologischer Parameter – Durchflussraten, Füllstände usw. werden folgende Konzepte verwendet: Frequenz(Wiederholung) und Verfügbarkeit (Dauer).
Die Häufigkeit gibt an, wie oft im betrachteten Zeitraum der Wert eines hydrologischen Parameters innerhalb eines bestimmten Intervalls lag. Wenn sich beispielsweise der durchschnittliche jährliche Wasserdurchfluss in einem bestimmten Flussabschnitt über mehrere Beobachtungsjahre hinweg von 150 auf 350 m3/s verändert hat, kann ermittelt werden, wie oft die Werte dieses Werts in den Intervallen lagen 150...200, 200...250, 250....300 m3/s usw.
Sicherheit zeigt, in wie vielen Fällen der Wert des hydrologischen Elements Werte hatte, die einem bestimmten Wert entsprachen oder diesen übertrafen. Im weitesten Sinne ist Sicherheit die Wahrscheinlichkeit, einen bestimmten Wert zu überschreiten. Die Verfügbarkeit eines hydrologischen Elements entspricht der Summe der Häufigkeiten der flussaufwärts gelegenen Intervalle.
Häufigkeit und Häufigkeit können als Anzahl der Fälle ausgedrückt werden, in hydrologischen Berechnungen werden sie jedoch am häufigsten als Prozentsatz bestimmt Gesamtzahl Mitglieder der hydrologischen Reihe. Beispielsweise gibt es in der hydrologischen Reihe zwanzig Werte des durchschnittlichen jährlichen Wasserdurchflusses, sechs davon hatten einen Wert gleich oder größer als 200 m3/s, was bedeutet, dass dieser Durchfluss zu 30 % bereitgestellt wird. Grafisch werden Änderungen der Häufigkeit und Verfügbarkeit durch Häufigkeits- (Abb. 8a) und Verfügbarkeitskurven (Abb. 8b) dargestellt.

Bei hydrologischen Berechnungen wird häufiger die Angebotskurve verwendet. Aus dieser Kurve geht hervor, dass der Anteil des Angebots umso geringer ist, je größer der Wert des hydrologischen Parameters ist, und umgekehrt. Daher wird allgemein angenommen, dass Jahre, in denen die Abflusswahrscheinlichkeit, also der durchschnittliche jährliche Wasserdurchfluss Qg, weniger als 50 % beträgt, Hochwasser sind und Jahre mit einer Qg-Wahrscheinlichkeit von mehr als 50 % Niedrigwasser sind. Ein Jahr mit einer Durchflussrate von 50 % gilt als Jahr mit durchschnittlicher Wasserverfügbarkeit.
Die Verfügbarkeit von Wasser in einem Jahr wird manchmal durch seine durchschnittliche Häufigkeit charakterisiert. Bei Hochwasserjahren gibt die Häufigkeit des Auftretens an, wie oft Jahre mit einem bestimmten oder höheren Wassergehalt im Durchschnitt vorkommen, bei Niedrigwasserjahren dieser oder ein geringerer Wassergehalt. Beispielsweise hat die durchschnittliche jährliche Durchflussrate eines Hochwasserjahres mit einer Versorgung von 10 % eine durchschnittliche Wiederholbarkeit von 10 Mal in 100 Jahren oder 1 Mal in 10 Jahren; Die durchschnittliche Wiederholbarkeit eines Niedrigwasserjahres mit 90 % Wasserversorgung hat auch eine Wiederholbarkeit von 10 Mal in 100 Jahren, da in 10 % der Fälle die durchschnittlichen jährlichen Ausgaben niedrigere Werte haben werden.
Jahre mit einem bestimmten Wassergehalt haben einen entsprechenden Namen. In der Tabelle 1 Für sie sind Sicherheit und Wiederholbarkeit gegeben.

Die Beziehung zwischen Häufigkeit y und Wahrscheinlichkeit p kann in der folgenden Form geschrieben werden:
für nasse Jahre

für Niedrigwasserjahre

Alle Wasserbauwerke zur Regulierung des Flussbettes oder der Fließrichtung von Flüssen werden auf der Grundlage der Wasserverfügbarkeit eines bestimmten Verfügbarkeitsjahres berechnet, was die Zuverlässigkeit und den störungsfreien Betrieb der Bauwerke gewährleistet.
Der berechnete Prozentsatz der Bereitstellung hydrologischer Indikatoren wird in der „Anleitung für die Gestaltung von Holzflößereien“ geregelt.
Angebotskurven und Methoden zu ihrer Berechnung. In der Praxis hydrologischer Berechnungen werden zwei Methoden zur Erstellung von Angebotskurven verwendet: empirische und theoretische.
Vernünftige Berechnung empirische Ausstattungskurve kann nur durchgeführt werden, wenn die Anzahl der Beobachtungen der Flussströmung mehr als 30...40 Jahre beträgt.
Bei der Berechnung der Verfügbarkeit von Mitgliedern einer hydrologischen Reihe für jährliche, saisonale und minimale Abflüsse können Sie die Formel von N.N. verwenden. Tschegodaeva:

Um die Verfügbarkeit maximaler Wasserflüsse zu bestimmen, wird die S.N.-Abhängigkeit verwendet. Kritsky und M.F. Menkel:

Das Verfahren zur Erstellung einer empirischen Angebotskurve:
1) alle Mitglieder der hydrologischen Reihe werden in absteigender Reihenfolge in absoluten Werten erfasst;
2) jedem Mitglied der Serie wird eine Seriennummer beginnend mit eins zugewiesen;
3) Die Sicherheit jedes Mitglieds der abnehmenden Reihe wird anhand der Formeln (23) oder (24) bestimmt.
Basierend auf den Berechnungsergebnissen wird eine Angebotskurve ähnlich der in Abb. dargestellten erstellt. 8b.
Allerdings weisen empirische Angebotskurven eine Reihe von Nachteilen auf. Auch bei ausreichend langem Beobachtungszeitraum kann nicht gewährleistet werden, dass dieses Intervall alle möglichen maximalen und minimalen Flussabflusswerte abdeckt. Berechnete Werte der Abflusswahrscheinlichkeit von 1...2 % sind nicht zuverlässig, da nur mit einer Anzahl von Beobachtungen über 50...80 Jahre hinreichend fundierte Ergebnisse erzielt werden können. In dieser Hinsicht bauen sie bei einem begrenzten Zeitraum der Beobachtung des hydrologischen Regimes des Flusses auf, wenn die Anzahl der Jahre weniger als dreißig beträgt oder wenn sie vollständig fehlen theoretische Angebotskurven.
Studien haben gezeigt, dass die Verteilung zufälliger hydrologischer Variablen am besten der Pearson-Kurvengleichung folgt Typ III, deren Integralausdruck die Sicherheitskurve ist. Pearson erhielt Tabellen zur Konstruktion dieser Kurve. Die Angebotskurve lässt sich mit ausreichender Genauigkeit für die Praxis anhand von drei Parametern konstruieren: dem arithmetischen Mittelwert der Reihenmitglieder, den Variationskoeffizienten und der Asymmetrie.
Der arithmetische Mittelwert der Reihenmitglieder wird nach Formel (19) berechnet.
Wenn die Anzahl der Beobachtungsjahre weniger als zehn beträgt oder überhaupt keine Beobachtungen durchgeführt wurden, wird der durchschnittliche jährliche Wasserdurchfluss Qgcp gleich dem langfristigen Durchschnitt Q0 angenommen, d. h. Qgcp = Q0. Der Wert von Q0 kann mithilfe des Modulkoeffizienten K0 oder des Drainmoduls M0 ermittelt werden, die aus Isolinienkarten ermittelt werden, da Q0 = M0*F.
Der Variationskoeffizient Cv charakterisiert die Variabilität des Abflusses oder den Grad seiner Schwankung relativ zum Durchschnittswert in einer bestimmten Reihe. Er ist numerisch gleich dem Verhältnis des quadratischen Mittelwerts zum arithmetischen Mittelwert der Reihenmitglieder. Der Wert des Cv-Koeffizienten wird maßgeblich von den klimatischen Bedingungen, der Art der Flusseinspeisung und den hydrografischen Eigenschaften seines Einzugsgebiets beeinflusst.
Liegen Beobachtungsdaten für mindestens zehn Jahre vor, wird der Variationskoeffizient des jährlichen Abflusses anhand der Formel berechnet

Der Cv-Wert variiert stark: von 0,05 bis 1,50; für Flößereiflüsse Cv = 0,15...0,40.
Während eines kurzen Beobachtungszeitraums der Flussströmung oder während ihrer völlige Abwesenheit der Variationskoeffizient kann mit der Formel D.L. ermittelt werden. Sokolowski:

Bei hydrologischen Berechnungen für Einzugsgebiete mit F > 1000 km2 wird auch eine Isolinienkarte des Cv-Koeffizienten verwendet, wenn die Gesamtfläche der Seen nicht mehr als 3 % des Einzugsgebiets beträgt.
Das Regulierungsdokument SNiP 2.01.14-83 empfiehlt die verallgemeinerte Formel K.P. zur Bestimmung des Variationskoeffizienten unerforschter Flüsse. Voskresensky:

Asymmetriekoeffizient Cs charakterisiert die Asymmetrie der Reihe der betrachteten zufällige Variable relativ zu seinem Durchschnittswert. Je kleiner der Teil der Reihenmitglieder die Abflussnorm überschreitet, desto größer ist der Asymmetriekoeffizient.
Der Asymmetriekoeffizient kann mit der Formel berechnet werden

Allerdings liefert diese Abhängigkeit nur für die Anzahl der Beobachtungsjahre n > 100 zufriedenstellende Ergebnisse.
Der Asymmetriekoeffizient nicht untersuchter Flüsse wird durch das Cs/Cv-Verhältnis für analoge Flüsse bestimmt, und in Ermangelung ausreichend guter Analoga werden die durchschnittlichen Cs/Cv-Verhältnisse für die Flüsse des jeweiligen Gebiets akzeptiert.
Wenn es nicht möglich ist, das Cs/Cv-Verhältnis für eine Gruppe analoger Flüsse zu ermitteln, werden aus regulatorischen Gründen die Werte des Cs-Koeffizienten für nicht untersuchte Flüsse akzeptiert: für Flusseinzugsgebiete mit einem Seeinhaltskoeffizienten von mehr als 40 %

für Zonen mit übermäßiger und wechselnder Feuchtigkeit - Arktis, Tundra, Wald, Waldsteppe, Steppe

Um eine theoretische Angebotskurve basierend auf den oben genannten drei Parametern – Q0, Cv und Cs – zu erstellen, verwenden sie die von Foster-Rybkin vorgeschlagene Methode.
Aus der obigen Beziehung für den Modulkoeffizienten (17) folgt, dass der durchschnittliche langfristige Abflusswert einer bestimmten Versorgung – Qp%, MP%, Vp%, hp% – mithilfe der Formel berechnet werden kann

Der modulare Abflusskoeffizient eines bestimmten Versorgungsjahres wird durch die Abhängigkeit bestimmt

Nachdem über einen mehrjährigen Zeitraum mit unterschiedlicher Verfügbarkeit eine Reihe beliebiger Abflussmerkmale ermittelt wurden, ist es möglich, anhand dieser Daten eine Angebotskurve zu erstellen. In diesem Fall empfiehlt es sich, alle Berechnungen tabellarisch durchzuführen (Tabellen 3 und 4).

Methoden zur Berechnung modularer Koeffizienten. Um viele Wassermanagementprobleme zu lösen, ist es notwendig, die Verteilung des Abflusses über die Jahreszeiten oder Monate im Jahr zu kennen. Die unterjährige Verteilung des Abflusses wird in Form modularer Koeffizienten des monatlichen Abflusses ausgedrückt, die das Verhältnis der durchschnittlichen monatlichen Abflussraten Qm.av zum durchschnittlichen jährlichen Abfluss Qg.av darstellen:

Die unterjährige Verteilung des Abflusses ist für Jahre mit unterschiedlichem Wassergehalt unterschiedlich. Daher werden in praktischen Berechnungen die Modulkoeffizienten des monatlichen Abflusses für drei charakteristische Jahre ermittelt: ein Jahr mit hohem Wasserstand und 10 % Versorgung, ein durchschnittliches Jahr mit Wasser Verfügbarkeit – 50 % Versorgung und ein Niedrigwasserjahr – 90 % Versorgung.
Modulare Koeffizienten des monatlichen Abflusses können auf der Grundlage tatsächlicher Kenntnisse der durchschnittlichen monatlichen Wasserabflüsse bei Vorliegen von Beobachtungsdaten für mindestens 30 Jahre, an einem analogen Fluss oder auf der Grundlage von Standardtabellen der monatlichen Abflussverteilung, die für verschiedene Flusseinzugsgebiete erstellt werden, ermittelt werden .
Anhand der Formel wird der durchschnittliche monatliche Wasserverbrauch ermittelt

(33): Qm.cp = KmQg.av

Maximaler Wasserverbrauch. Bei der Planung von Dämmen, Brücken, Überschwemmungsgebieten und Uferbefestigungsmaßnahmen ist es notwendig, die maximalen Wasserabflüsse zu kennen. Als berechneter Maximalabfluss kann je nach Art der Flusseinspeisung der maximale Wasserdurchfluss des Frühjahrshochwassers oder des Herbsthochwassers angesetzt werden. Die geschätzte Deckung dieser Kosten richtet sich nach der Kapitalklasse der Wasserbauwerke und wird durch entsprechende Regulierungsdokumente geregelt. Beispielsweise sind Flößerdämme der Kapitalklasse III für einen maximalen Wasserdurchfluss von 2 % ausgelegt, und Uferschutzbauwerke der Klasse IV – 5 % sollten bei Durchflussraten, die dem maximalen Wasserdurchfluss entsprechen, nicht zerstört werden von 10 % Angebot.
Die Methode zur Bestimmung des Wertes von Qmax hängt vom Untersuchungsgrad des Flusses und von der Differenz zwischen den maximalen Durchflussraten des Frühjahrshochwassers und des Hochwassers ab.
Liegen Beobachtungsdaten für einen Zeitraum von mehr als 30...40 Jahren vor, so wird eine empirische Qmax-Sicherheitskurve erstellt und für einen kürzeren Zeitraum eine theoretische Kurve. Die Berechnungen gehen davon aus, dass für Frühjahrsüberschwemmungen Cs = 2Сv und für Regenüberschwemmungen Cs = (3...4)CV gilt.
Da Beobachtungen von Flussregimen an Wassermessstationen durchgeführt werden, wird für diese Standorte üblicherweise eine Versorgungskurve erstellt und anhand des Verhältnisses die maximalen Wasserflüsse an den Standorten von Bauwerken berechnet

Für Tieflandflüsse maximaler Wasserdurchfluss der Frühjahrsflut gegebene Sicherheit p% wird nach der Formel berechnet

Die Werte der Parameter n und K0 werden je nach Naturzone und Reliefkategorie gemäß Tabelle ermittelt. 5.

Kategorie I – Flüsse in hügeligen und hochplateauartigen Hochebenen – Mittelrussisch, Strugo-Krasnenskaja, Sudom-Hochebene, Mittelsibirische Hochebene usw.;
Kategorie II – Flüsse, in deren Becken sich hügelige Hügel mit dazwischen liegenden Senken abwechseln;
Kategorie III – Flüsse, deren Einzugsgebiete größtenteils im flachen Tiefland liegen – Mologo-Sheksninskaya, Meshcherskaya, Belarusian Polesie, Transnistrien, Vasyuganskaya usw.
Der Wert des Koeffizienten μ wird in Abhängigkeit von der Naturzone und dem Bereitstellungsprozentsatz gemäß der Tabelle festgelegt. 6.

Der Parameter hp% wird entsprechend der Abhängigkeit berechnet

Der Koeffizient δ1 wird (für h0 > 100 mm) nach der Formel berechnet

Der Koeffizient δ2 wird durch die Beziehung bestimmt

Die Berechnung der maximalen Wasserabflüsse des Frühjahrshochwassers erfolgt tabellarisch (Tabelle 7).

Hochwasserstände (HWL) der berechneten Versorgung werden anhand der Wasserdurchflusskurven für die entsprechenden Werte von Qmaxp% und Auslegungsabschnitte ermittelt.
Mit Näherungsrechnungen lässt sich entsprechend der Abhängigkeit der maximale Wasserdurchfluss einer Regenflut ermitteln

Bei kritischen Berechnungen sollte die Bestimmung der maximalen Wasserdurchflussraten gemäß den Anweisungen der Regulierungsdokumente erfolgen.

Fluss- ein natürlicher Wasserfluss, der ständig in der von ihm gebildeten Vertiefung (Bett) fließt.
Jeder Fluss hat eine Quelle, einen Oberlauf, einen Mittellauf, einen Unterlauf und eine Mündung. Quelle- der Anfang des Flusses. Flüsse beginnen am Zusammenfluss von Bächen, die an Orten entstehen, an denen Grundwasser austritt oder an denen atmosphärische Niederschläge, die an die Oberfläche fallen, Wasser sammeln. Sie entspringen Sümpfen (z. B. der Wolga), Seen und Gletschern und ernähren sich von dem darin angesammelten Wasser. In den meisten Fällen lässt sich die Quelle eines Flusses nur bedingt bestimmen.
Sein Oberlauf beginnt an den Quellen des Flusses.
IN Oberer, höher In einer Flussströmung ist die Strömung in der Regel geringer als im Mittel- und Unterlauf; die Oberflächenneigung ist dagegen größer, was sich in der Strömungsgeschwindigkeit und der erosiven Aktivität der Strömung widerspiegelt. IN Durchschnitt Während der Fluss fließt, wird er wasserreicher, aber die Fließgeschwindigkeit nimmt ab und die Strömung trägt hauptsächlich die Erosionsprodukte des Kanals im Oberlauf. IN untere Bei einer Strömung mit langsamer Strömungsbewegung überwiegt die von ihr von oben mitgebrachte Sedimentablagerung (Ansammlung). An der Mündung endet der Unterlauf des Flusses.
Mündung Fluss – der Ort, an dem er ins Meer, einen See oder einen anderen Fluss mündet. In trockenen Klimazonen, in denen Flüsse viel Wasser verbrauchen (zur Verdunstung, Bewässerung, Filterung), können sie allmählich austrocknen, ohne das Meer oder einen anderen Fluss zu erreichen. Die Mündungen solcher Flüsse werden „blind“ genannt. Alle Flüsse, die durch ein bestimmtes Gebiet fließen, bilden es Flussnetz, zusammen mit Seen, Sümpfen und Gletschern enthalten hydrographisches Netzwerk.
Das Flussnetz besteht aus Flusssystemen.
Das Flusssystem umfasst den Hauptfluss (dessen Namen er trägt) und Nebenflüsse. In vielen Flusssystemen ist der Hauptfluss nur im Unterlauf deutlich sichtbar und vor allem im Oberlauf nur sehr schwer zu bestimmen. Als Zeichen Hauptfluss man kann die Länge, den Wassergehalt, die axiale Position im Flusssystem und das relative Alter des Flusstals (das Tal ist älter als die Nebenflüsse) berücksichtigen. Die Hauptflüsse der meisten großen Flusssysteme erfüllen nicht sofort alle diese Eigenschaften, zum Beispiel: Der Missouri ist länger und tiefer als der Mississippi; Die Kama bringt nicht weniger Wasser zur Wolga, als die Wolga an der Mündung der Kama führt; Der Irtysch ist länger als der Ob und seine Lage stimmt eher mit der Lage des Hauptflusses des Flusssystems überein. Der Hauptfluss eines Flusssystems war historisch gesehen derjenige, den die Menschen früher und besser kannten als andere Flüsse in diesem System.
Die Nebenflüsse des Hauptflusses werden als Nebenflüsse erster Ordnung bezeichnet, ihre Nebenflüsse als Nebenflüsse zweiter Ordnung usw.

Ein Flusssystem wird durch die Länge seiner Teilflüsse, deren Mäanderung und Dichte charakterisiert Flussnetz. Länge der Flüsse- die Gesamtlänge aller Flüsse im System, gemessen auf einer großmaßstäblichen Karte. Der Grad der Flusssinuosität wird bestimmt Tortuositätskoeffizient(Abb. 87) - das Verhältnis der Länge des Flusses zur Länge der geraden Linie, die Quelle und Mündung verbindet. Dichte des Flussnetzes- das Verhältnis der Gesamtlänge aller Flüsse des betrachteten Flussnetzes zur von ihnen eingenommenen Fläche (km/km2). Die Karte, auch wenn sie nicht sehr großformatig ist, zeigt, dass die Dichte des Flussnetzes unterschiedlich ist Naturgebiete nicht das gleiche.
In den Bergen ist die Dichte des Flussnetzes beispielsweise größer als in den Ebenen: An den Nordhängen des Kaukasus beträgt sie 1,49 km/km2 und in den Ebenen des Kaukasus 0,05 km/km2.
Der Oberflächenbereich, von dem Wasser in dasselbe Flusssystem fließt, wird als Einzugsgebiet dieses Flusssystems oder dessen Einzugsgebiet bezeichnet. Das Einzugsgebiet eines Flusssystems besteht aus Nebenflussbecken erster Ordnung, die wiederum aus Nebenflussbecken zweiter Ordnung usw. bestehen. Flussbecken werden zu den Becken von Meeren und Ozeanen gezählt. Alle Landgewässer sind auf die Hauptbecken aufgeteilt: 1) den Atlantischen und den Arktischen Ozean (Fläche 67.359.000 km2), 2) den Pazifik und Indische Ozeane(Fläche 49.419.000 km2), 3) Fläche des Binnenflusses (Fläche 32.035.000 km2).
Flusseinzugsgebiete haben unterschiedliche Größen und sehr unterschiedliche Formen. Es gibt symmetrische Becken (zum Beispiel das Wolga-Becken) und asymmetrische (zum Beispiel das Jenissei-Becken).
Die Größe und Form des Beckens bestimmen maßgeblich die Größe und das Fließregime des Flusses. Die Lage des Flusseinzugsgebiets, das unterschiedlich liegen kann Klimazonen und kann sich in Breitenrichtung innerhalb desselben Gürtels erstrecken.
Die Becken werden durch Wassereinzugsgebiete begrenzt. In gebirgigen Ländern können sie als Linien erscheinen, die im Allgemeinen mit den Kämmen von Gebirgskämmen zusammenfallen. In Ebenen, insbesondere in flachen und sumpfigen Ebenen, sind Wassereinzugsgebiete nicht klar definiert.
An manchen Stellen ist es überhaupt unmöglich, Wassereinzugsgebiete zu zeichnen, da die Wassermasse eines Flusses in zwei Teile geteilt wird, die dorthin fließen verschiedene Systeme. Dieses Phänomen wird Flussgabelung (Zweiteilung) genannt. Ein markantes Beispiel Gabelung – Teilung des Oberlaufs des Orinoco in zwei Flüsse. Einer von ihnen, der den Namen Orinoco behält, mündet in ihn Atlantischer Ozean, der andere – Casichiare – mündet in den Rio Negro-Nebenfluss des Amazonas.
Wassereinzugsgebiete begrenzen die Einzugsgebiete von Flüssen, Meeren und Ozeanen. Die Hauptbecken: der Atlantische und der Arktische Ozean (Atlantik-Arktis) einerseits und der Pazifik und der Indische Ozean andererseits werden durch die Hauptwasserscheide (Weltwasserscheide) der Erde begrenzt.
Die Lage von Wassereinzugsgebieten bleibt nicht konstant. Ihre Bewegungen sind mit dem langsamen Einschneiden von Oberläufen infolge der Entwicklung von Flusssystemen und mit der Umstrukturierung des Flussnetzes verbunden, die beispielsweise durch tektonische Bewegungen Erdkruste.
Flussbett. Wasserströme fließen durch Erdoberfläche in den Längsvertiefungen entstanden Kanäle. Es kann keinen Fluss ohne Kanal geben. Der Begriff „Fluss“ umfasst sowohl Bach als auch Bett. Die meisten Flüsse haben einen in die Oberfläche eingeschnittenen Kanal, entlang dem der Fluss fließt. Aber es gibt viele Flüsse, deren Flussbett über die Ebene hinausragt, die sie durchqueren. Diese Flüsse legten ihre Kanäle in das von ihnen abgelagerte Sediment. Ein Beispiel wären die Flüsse Yellow, Mississippi und Po in ihrem Unterlauf. Solche Kanäle bewegen sich leicht und ihre Seitenwände brechen oft durch, was zu Überschwemmungen führen kann.
Der Querschnitt eines mit Wasser gefüllten Kanals wird als Wasserquerschnitt des Flusses bezeichnet. Wenn der gesamte Wasserquerschnitt ein Querschnitt eines fließenden Baches ist, fällt er mit dem sogenannten lebenden Querschnitt zusammen. Befinden sich im Wasserabschnitt bewegungslose Bereiche (mit einer Bewegungsgeschwindigkeit, die von Instrumenten nicht erfasst wird), spricht man von Totraum. In diesem Fall ist der lebende Querschnitt um einen Betrag kleiner als der Wasserquerschnitt gleich der Fläche Totraum. Der Querschnitt eines Kanals wird durch Fläche, hydraulischen Radius, Breite, durchschnittliche und maximale Tiefe charakterisiert.
Die Querschnittsfläche (F) wird durch Tiefenmessungen entlang des gesamten Querschnitts in bestimmten Abständen je nach Flussbreite ermittelt. Laut V.A. Appolov, die lebende Querschnittsfläche hängt mit der Breite (B) und der größten Tiefe (H) durch die Gleichung zusammen: F = 2/3BH.
Hydraulischer Radius (R) – das Verhältnis der Querschnittsfläche zum benetzten Umfang (P), d. h. zur Länge, der Kontaktlinie der Strömung mit ihrem Bett:

Der hydraulische Radius charakterisiert die Form des Kanals im Querschnitt, da er vom Verhältnis seiner Breite zu Tiefe abhängt. In flachen und breiten Flüssen entspricht der benetzte Umfang nahezu der Breite, in diesem Fall entspricht der hydraulische Radius nahezu der durchschnittlichen Tiefe.
Die durchschnittliche Tiefe (Hcp) eines Flussquerschnitts wird ermittelt, indem man seine Fläche durch seine Breite (B) dividiert: Hcp = S/B. Die Breite und maximale Tiefe werden durch direkte Messungen ermittelt.
Alle Querschnittselemente verändern sich mit der Lageänderung des Flussspiegels. Der Flusspegel unterliegt ständigen Schwankungen, die an speziellen Wassermessstellen systematisch beobachtet werden.
Das Längsprofil eines Flussbettes ist durch Gefälle und Gefälle gekennzeichnet. Drop (Δh) ist der Höhenunterschied zweier Punkte (h1-h2). Das Verhältnis des Gefälles zur Streckenlänge (l) wird Steigung (i) genannt:

Der Fall wird in Metern ausgedrückt, die Steigung wird angezeigt Dezimal- in Metern pro Fallkilometer oder in Tausendstel (ppm - ‰).
Die Flüsse der Ebene haben geringe Gefälle, die Gefälle der Gebirgsflüsse sind erheblich.
Je größer die Steigung, desto schnellerer Strom Flüsse (Tabelle 23).

Das Längsprofil der Gerinnesohle und das Längsprofil der Wasseroberfläche sind unterschiedlich: Das erste ist immer eine Wellenlinie, das zweite eine glatte Linie (Abb. 88).
Die Geschwindigkeit des Flusses. Der Wasserfluss ist durch turbulente Bewegung gekennzeichnet. Seine Geschwindigkeit ändert sich an jedem Punkt kontinuierlich in Größe und Richtung. Dies sorgt für eine ständige Durchmischung des Wassers und fördert die Erosionsaktivität.
Die Fließgeschwindigkeit des Flusses ist nicht gleich verschiedene Teile Live-Bereich. Zahlreiche Messungen zeigen, dass die höchste Geschwindigkeit meist in der Nähe der Oberfläche beobachtet wird. Wenn man sich dem Boden und den Wänden des Kanals nähert, nimmt die Strömungsgeschwindigkeit allmählich ab, und in der bodennahen Wasserschicht, die nur wenige Dutzend Millimeter dick ist, nimmt sie stark ab und erreicht ganz unten einen Wert nahe 0.
Verteilungsleitungen gleiche Geschwindigkeiten entsprechend dem lebenden Querschnitt des Flusses - Isotachen. Der Wind, der mit der Strömung weht, erhöht die Geschwindigkeit an der Oberfläche; Der Wind, der gegen die Strömung weht, verlangsamt ihn. Verlangsamt die Geschwindigkeit der Wasserbewegung an der Oberfläche und der Eisdecke des Flusses. Der Strahl in der Strömung mit der höchsten Geschwindigkeit wird als dynamische Achse bezeichnet, der Strahl mit der höchsten Geschwindigkeit an der Oberfläche der Strömung als Kern. Unter bestimmten Bedingungen, beispielsweise bei Wind oder günstiger Strömung, erscheint die dynamische Achse der Strömung an der Oberfläche und fällt mit dem Kern zusammen.
Die durchschnittliche Geschwindigkeit im lebenden Abschnitt (Vav) wird mit der Chezy-Formel berechnet: V=C √Ri, wobei R der hydraulische Radius, i die Neigung der Wasseroberfläche am Beobachtungsort und C ein Koeffizient in Abhängigkeit von ist Rauheit und Form des Kanals (letztere wird anhand spezieller Tabellen bestimmt).

Die Art der Strömungsbewegung. Wasserpartikel in einem Bach bewegen sich unter dem Einfluss der Schwerkraft entlang eines Hangs. Ihre Bewegung wird durch Reibung verzögert. Neben Schwerkraft und Reibung wird die Art der Strömung durch die Zentrifugalkraft, die an den Windungen des Kanals auftritt, und die Ablenkkraft der Erdrotation beeinflusst. Diese Kräfte verursachen in der Strömung Quer- und Kreisströmungen.
Unter dem Einfluss der Zentrifugalkraft an der Wende wird die Strömung gegen das konkave Ufer gedrückt. Darüber hinaus gilt: Je höher die Strömungsgeschwindigkeit, desto größer ist die Trägheitskraft, die verhindert, dass die Strömung ihre Bewegungsrichtung ändert und von der konkaven Bank abweicht. Die Strömungsgeschwindigkeit am Boden ist geringer als an der Oberfläche, daher ist die Abweichung der Bodenschichten zur Küste gegenüber der konkaven Schicht größer als die der Oberflächenschichten. Dies trägt zur Entstehung einer Strömung über den Kanal bei. Da das Wasser gegen das konkave Ufer gedrückt wird, erhält die Strömungsfläche eine Querneigung vom konkaven zum konvexen Ufer. Wasser an der Oberfläche bewegt sich jedoch nicht entlang des Hangs von einem Ufer zum anderen. Dies wird durch die Zentrifugalkraft verhindert, die Wasserpartikel dazu zwingt, das Gefälle zu überwinden und sich in Richtung des konkaven Ufers zu bewegen. In den unteren Schichten ist aufgrund der geringeren Strömungsgeschwindigkeit der Einfluss der Zentrifugalkraft weniger ausgeprägt und daher bewegt sich das Wasser entsprechend der Neigung vom konkaven zum konvexen Ufer. Wasserpartikel, die sich über den Fluss bewegen, werden gleichzeitig flussabwärts getragen und ihre Flugbahn ähnelt einer Spirale.
Die ablenkende Kraft der Erdrotation zwingt die Strömung dazu, gegen das rechte Ufer (in der nördlichen Hemisphäre) zu drücken, wodurch ihre Oberfläche (sowie bei Drehung unter dem Einfluss der Zentrifugalkraft) eine Querneigung annimmt. Das Gefälle und die unterschiedliche Krafteinwirkung auf die Wasserpartikel an der Oberfläche und am Boden bewirken eine innere Gegenströmung, die bei Blick flussabwärts im Uhrzeigersinn (auf der Nordhalbkugel) gerichtet ist. Da sich diese Bewegung auch mit der translatorischen Bewegung der Partikel verbindet, bewegen sie sich spiralförmig entlang des Kanals.
Auf einem geraden Abschnitt des Kanals, wo keine Zentrifugalkräfte wirken, wird die Art der Querströmung hauptsächlich durch die Wirkung der Ablenkkraft der Erdrotation bestimmt. An den Biegungen des Flusses werden die Ablenkkraft der Erdrotation und die Zentrifugalkraft je nach Flussdrehung addiert oder subtrahiert und die Querzirkulation verstärkt oder abgeschwächt.
Eine Querzirkulation kann auch unter dem Einfluss unterschiedlicher Temperaturen (ungleicher Dichte) des Wassers in verschiedenen Teilen des Querschnitts, unter dem Einfluss der Bodentopographie und aus anderen Gründen auftreten. Daher ist es komplex und vielfältig. Der Einfluss der Querzirkulation auf die Kanalbildung ist, wie wir weiter unten sehen werden, sehr groß.
Flusslauf und seine Eigenschaften. Die Wassermenge, die in einer Sekunde durch den lebenden Querschnitt eines Flusses fließt, ist seine Fließgeschwindigkeit. Der Durchfluss (Q) ist gleich dem Produkt aus der offenen Querschnittsfläche (F) und der Durchschnittsgeschwindigkeit (Vcp): Q = FVcp m3/s.
Die Wasserflüsse in Flüssen sind sehr unterschiedlich. Auf Flüssen, die durch Seen und Stauseen reguliert werden, sind sie stabiler. Auf den Flüssen gemäßigte Zone Der größte Wasserverbrauch tritt während der Frühjahrshochwasserperiode auf, der niedrigste in den Sommermonaten. Basierend auf den täglichen Durchflussdaten werden Diagramme der Durchflussänderungen erstellt – Ganglinien.
Die Wassermenge, die über einen mehr oder weniger langen Zeitraum durch den belebten Flussabschnitt fließt, ist der Flussdurchfluss. Der Durchfluss wird durch Aufsummieren des Wasserdurchflusses für den interessierenden Zeitraum (Tag, Monat, Jahreszeit, Jahr) bestimmt. Das Abflussvolumen wird entweder in ausgedrückt Kubikmeter oder in Kubikkilometern. Durch die Berechnung des Abflusses über mehrere Jahre lässt sich dessen durchschnittlicher langfristiger Wert ermitteln (Tabelle 24).

Der Wasserfluss charakterisiert den Wassergehalt des Flusses. Der Flussfluss hängt von der Wassermenge ab, die aus dem Bereich seines Einzugsgebiets in den Fluss gelangt. Zur Charakterisierung des Abflusses werden neben der Fließgeschwindigkeit auch Abflussmodul, Abflussschicht und Abflusskoeffizient verwendet.
Ablaufmodul(M) – die Anzahl der Liter Wasser, die pro Zeiteinheit (pro Sekunde) aus einer Beckenflächeneinheit (1 km²) fließen. Wenn der durchschnittliche Wasserdurchfluss im Fluss über einen bestimmten Zeitraum Q m3/Sek. beträgt und die Fläche des Beckens F Quadrat beträgt. km, dann beträgt das durchschnittliche Abflussmodul für denselben Zeitraum M = 1000 l/s*km2 (ein Faktor von 1000 ist erforderlich, da Q in Kubikmetern und M in l ausgedrückt wird). M Neva – 10 l/Sek., Don – 9 l/Sek., Amazon – 17 l/Sek.
Drainageschicht- Wasserschicht in Millimetern, die das Einzugsgebiet bedecken würde, wobei die gesamte Abflussmenge gleichmäßig darüber verteilt wäre.
Abflusskoeffizient(h) – das Verhältnis der Größe der Abflussschicht zur Größe der Niederschlagsschicht, die im gleichen Zeitraum auf die gleiche Fläche fiel, ausgedrückt als Prozentsatz oder in Bruchteilen einer Einheit, zum Beispiel: Abflusskoeffizient der Newa – 65 %, Don – 16 %, Nil – 4 %, Amazonas – 28 %.
Der Abfluss hängt vom gesamten Komplex physikalischer und geografischer Bedingungen ab: Klima, Böden, geologische Struktur der Zone, aktiver Wasseraustausch, Vegetation, Seen und Sümpfe sowie menschliche Aktivitäten.
Klima ist einer der wichtigsten Faktoren bei der Abflussbildung. Es bestimmt die Feuchtigkeitsmenge in Abhängigkeit von der Niederschlagsmenge (dem Hauptelement des eingehenden Teils des Wasserhaushalts) und der Verdunstung (dem Hauptindikator des ausgehenden Teils des Wasserhaushalts). Je größer die Niederschlagsmenge und je geringer die Verdunstung, desto höher sollte die Befeuchtung sein und desto größer kann der Abfluss sein. Niederschlag und Verdunstung bestimmen das Abflusspotenzial. Der tatsächliche Durchfluss hängt von einer ganzen Reihe von Bedingungen ab.
Das Klima beeinflusst den Abfluss nicht nur direkt (durch Niederschlag und Verdunstung), sondern auch durch andere Komponenten des geografischen Komplexes – durch Böden, Vegetation, Relief, die in gewissem Maße vom Klima abhängen. Der Einfluss des Klimas auf den Abfluss, sowohl direkt als auch durch andere Faktoren, zeigt sich in zonalen Unterschieden in der Größe und Art des Abflusses. Die Abweichung der tatsächlich beobachteten Abflusswerte vom zonalen wird durch lokale, intrazonale physiographische Verhältnisse verursacht.
Ein sehr wichtiger Ort unter den bestimmenden Faktoren Flussfluss, seine oberflächlichen und unterirdischen Bestandteile, wird von der Bodenbedeckung eingenommen, die die Rolle eines Vermittlers zwischen Klima und Abfluss spielt. Die Eigenschaften der Bodenbedeckung bestimmen die Menge des Oberflächenabflusses, den Wasserverbrauch für Verdunstung, Transpiration und Grundwasserneubildung. Wenn der Boden Wasser schlecht aufnimmt, ist der Oberflächenabfluss hoch, es sammelt sich wenig Feuchtigkeit im Boden an, die Fließgeschwindigkeit für Verdunstung und Transpiration kann nicht groß sein und die Grundwasserneubildung ist gering. Unter den gleichen klimatischen Bedingungen, aber mit einer größeren Infiltrationsfähigkeit des Bodens, ist der Oberflächenabfluss dagegen gering, es sammelt sich viel Feuchtigkeit im Boden an, die Durchflussrate für Verdunstung und Transpiration ist hoch und die Grundwasserneubildung ist reichlich vorhanden . Im zweiten der beiden beschriebenen Fälle ist die Menge des Oberflächenabflusses geringer als im ersten, aber aufgrund der unterirdischen Zuführung gleichmäßiger. Der Boden, der Wasser aus atmosphärischen Niederschlägen aufnimmt, kann es speichern und tiefer über die für die Verdunstung zugängliche Zone hinaus weiterleiten. Das Verhältnis des Wasserverbrauchs für die Verdunstung aus dem Boden und für die Grundwasserneubildung hängt von der Wasserhaltekapazität des Bodens ab. Böden, die Wasser gut speichern, verdunsten mehr Wasser und geben weniger davon an den Boden ab. Durch die Vernässung des Bodens, der über ein hohes Wasserhaltevermögen verfügt, kommt es zu einem Anstieg des Oberflächenabflusses. Bodeneigenschaften werden auf unterschiedliche Weise kombiniert, was sich im Abfluss widerspiegelt.
Beeinflussen geologisch Die Struktur der Flussströmung wird hauptsächlich durch die Wasserdurchlässigkeit bestimmt Felsen und ähnelt im Allgemeinen dem Einfluss der Bodenbedeckung. Auch die Lage wasserdichter Schichten im Verhältnis zur Tagesoberfläche ist wichtig. Die tiefe Lage von Aquitadern trägt dazu bei, dass das versickerte Wasser nicht durch Verdunstung verbraucht wird. Die geologische Struktur beeinflusst den Grad der Abflussregulierung und die Bedingungen der Grundwasserneubildung.
Der Einfluss geologischer Faktoren hängt weniger als alle anderen von den zonalen Bedingungen ab und überschneidet sich in einigen Fällen mit dem Einfluss zonaler Faktoren.
Vegetation beeinflusst die Abflussmenge sowohl direkt als auch durch die Bodenbedeckung. Sein direkter Einfluss ist die Transpiration. Der Bachfluss hängt sowohl von der Transpiration als auch von der Verdunstung aus dem Boden ab. Je größer die Transpiration, desto weniger fließen beide Komponenten des Flusses. Baumkronen speichern bis zu 50 % des Niederschlags, der dann aus ihnen verdunstet. Im Winter schützt der Wald den Boden vor dem Einfrieren; im Frühjahr mildert er die Intensität der Schneeschmelze, was das Eindringen von Schmelzwasser und die Wiederauffüllung der Grundwasserreserven erleichtert. Der Einfluss der Vegetation auf den Abfluss durch den Boden beruht auf der Tatsache, dass die Vegetation einer der Faktoren der Bodenbildung ist. Die Versickerungs- und Wasserrückhalteeigenschaften hängen weitgehend von der Beschaffenheit der Vegetation ab. Die Versickerungskapazität des Bodens im Wald ist außergewöhnlich hoch.
Im Allgemeinen unterscheidet sich der Abfluss in einem Wald und auf einem Feld kaum, seine Struktur ist jedoch deutlich unterschiedlich. Im Wald gibt es weniger Oberflächenabfluss und mehr Reserven an Boden und Grundwasser (Grundwasser), die für die Wirtschaft wertvoller sind.
Im Wald zeigt sich ein zonales Muster in den Beziehungen zwischen den Abflusskomponenten (Oberfläche und Untergrund). In den Wäldern der Waldzone ist der Oberflächenabfluss erheblich (höherer Feuchtigkeitsgehalt), wenn auch geringer als auf dem Feld. In der Waldsteppe und Steppenzonen Im Wald gibt es praktisch keinen Oberflächenabfluss und das gesamte vom Boden aufgenommene Wasser wird zur Verdunstung und zur Grundwasserspeisung verwendet. Generell gilt, dass der Einfluss von Wäldern auf den Abfluss wasserregulierend und wasserschützend ist.
Erleichterung wirkt sich je nach Größe der Formen unterschiedlich auf den Abfluss aus. Besonders groß ist der Einfluss der Berge. Der gesamte Komplex der physikalischen und geografischen Bedingungen ändert sich mit der Höhe ( Höhenzone). In dieser Hinsicht ändert sich auch die Strömung. Da sich eine Reihe von Bedingungen mit der Höhe sehr schnell ändern können, ergibt sich ein Gesamtbild der Abflussbildung hohe Berge wird komplizierter. Mit der Höhe nimmt die Niederschlagsmenge bis zu einem bestimmten Grenzwert zu und der Abfluss nimmt im Allgemeinen zu. Besonders auffällig ist der Anstieg des Abflusses an Luvhängen; beispielsweise beträgt das Abflussmodul an den Westhängen des Skandinavischen Gebirges 200 l/s*km2. In den inneren Teilen der Bergregionen ist die Strömung geringer als in den referenziellen. Wichtig für die Abflussbildung wird im Zusammenhang mit der Verteilung der Schneedecke die Entlastung. Beeinflusst erheblich den Abfluss und das Mikrorelief. Kleine Vertiefungen im Relief, in denen sich Wasser sammelt, tragen zu seiner Infiltration und Verdunstung bei.
Die Neigung des Geländes und die Steilheit der Hänge beeinflussen die Intensität des Abflusses und seine Schwankungen, haben jedoch keinen wesentlichen Einfluss auf die Abflussmenge.
Seen Indem sie das in ihnen angesammelte Wasser verdunsten lassen, reduzieren sie den Durchfluss und wirken gleichzeitig als dessen Regler. Dabei kommt der Rolle großer Fließseen eine besondere Bedeutung zu. Die Wassermenge der Flüsse, die aus solchen Seen fließen, bleibt das ganze Jahr über nahezu unverändert. Beispielsweise beträgt der Durchfluss der Newa 1000–5000 m3/Sek., während der Durchfluss der Wolga bei Jaroslawl vor ihrer Regulierung das ganze Jahr über zwischen 200 und 11.000 m3/Sek. schwankte.
Hat einen starken Einfluss auf den Abfluss Wirtschaftstätigkeit Menschen, die große Veränderungen bewirken natürliche Komplexe. Auch der Einfluss des Menschen auf die Bodenbedeckung ist erheblich. Je mehr Flächen gepflügt werden, desto mehr Niederschlag versickert im Boden, befeuchtet den Boden und nährt ihn Das Grundwasser, je kleiner ihr Teil über die Oberfläche fließt. Die primitive Landwirtschaft führt zu einer Destrukturierung der Böden, einer verminderten Fähigkeit zur Feuchtigkeitsaufnahme und damit zu einem Anstieg des Oberflächenabflusses und einer Schwächung des Grundwassers. Durch eine rationelle Landwirtschaft erhöht sich die Versickerungskapazität der Böden mit allen daraus resultierenden Konsequenzen.
Schneerückhaltemaßnahmen, die darauf abzielen, die in den Boden eindringende Feuchtigkeit zu erhöhen, wirken sich auf den Abfluss aus.
Künstliche Stauseen haben einen regulierenden Einfluss auf die Flussströmung. Reduziert den Abfluss und den Wasserverbrauch für Bewässerung und Wasserversorgung.
Die Vorhersage des Wassergehalts und des Flussregimes ist für die Nutzungsplanung wichtig Wasservorräte Länder. In Russland wurde eine spezielle Prognosemethode entwickelt, die auf experimentellen Studien basiert verschiedene Techniken wirtschaftliche Auswirkungen auf die Elemente des Wasserhaushalts.
Die Verteilung des Abflusses in einem Gebiet lässt sich anhand spezieller Karten darstellen, auf denen Isolinien von Abflusswerten – Module oder Jahresabfluss – eingezeichnet sind. Die Karte zeigt die Manifestation Breitengradzonalität in der Abflussverteilung, besonders ausgeprägt in den Ebenen. Auch der Einfluss der Topographie auf den Abfluss wird deutlich.
Flussfütterung Es gibt vier Hauptquellen der Flussernährung: Regen, Schnee, Gletscher und Untergrund. Die Rolle der einen oder anderen Nahrungsquelle, ihre Kombination und Verteilung im Laufe der Zeit hängen hauptsächlich von den klimatischen Bedingungen ab. Beispielsweise gibt es in Ländern mit heißem Klima keine Schneeversorgung, Flüsse und tiefliegendes Grundwasser speisen nicht und die einzige Versorgungsquelle ist Regen. In kalten Klimazonen werden Schmelzwasser und Grundwasser im Winter zur Hauptnahrungsquelle des Flusses. In einem gemäßigten Klima werden verschiedene Nahrungsquellen kombiniert (Abb. 89).

Je nach Ernährung verändert sich die Wassermenge im Fluss. Diese Veränderungen äußern sich in Schwankungen des Flussspiegels (der Höhe der Wasseroberfläche). Systematische Beobachtungen von Flusspegeln ermöglichen es, Muster in der Veränderung der Wassermenge in Flüssen im Laufe der Zeit und ihres Regimes zu bestimmen.
Im Regime von Flüssen mit gemäßigt kaltem Klima, bei deren Speisung geschmolzenes Schneewasser eine wichtige Rolle spielt, werden vier Phasen bzw. hydrologische Jahreszeiten deutlich unterschieden: Frühjahrshochwasser, Sommertiefwasser, Herbsthochwasser und Wintertiefwasser. Hochwasser, Überschwemmungen und Niedrigwasser sind charakteristisch für das Regime von Flüssen unter anderen klimatischen Bedingungen.
Unter Hochwasser versteht man einen relativ langen und erheblichen Anstieg der Wassermenge im Fluss, der jährlich in derselben Jahreszeit auftritt und mit einem Anstieg des Pegels einhergeht. Sie wird durch die Schneeschmelze im Frühjahr in den Ebenen, die Schnee- und Eisschmelze im Sommer in den Bergen und starke Regenfälle verursacht.
Der Zeitpunkt des Beginns und die Dauer von Überschwemmungen variieren je nach Bedingungen. Die durch die Schneeschmelze in den Ebenen verursachte Überschwemmung tritt in gemäßigten Klimazonen im Frühling auf, in kalten Klimazonen im Sommer und erstreckt sich in den Bergen bis in den Frühling und Sommer hinein. Überschwemmungen durch Regenfälle in Monsunklimaübernehmen Frühling und Sommer, in äquatoriales Klima Sie treten im Herbst und in mediterranen Klimazonen im Winter auf. Der Durchfluss einiger Flüsse beträgt bei Hochwasser bis zu 90 % des Jahresdurchflusses.
Niedrigwasser ist der niedrigste Wasserstand im Fluss mit überwiegend unterirdischer Zuführung. Im Sommer entsteht Niedrigwasser aufgrund der hohen Infiltrationsfähigkeit der Böden und starker Verdunstung, im Winter als Folge der mangelnden Oberflächenernährung.
Überschwemmungen sind relativ kurzfristige und unregelmäßige Anstiege des Wasserspiegels im Fluss, die durch den Eintrag von Regen- und Schmelzwasser in den Fluss sowie durch den Durchtritt von Wasser aus Stauseen verursacht werden. Die Höhe des Hochwassers hängt von der Intensität des Regens oder der Schneeschmelze ab. Unter einer Überschwemmung kann man sich eine Welle vorstellen, die durch das schnelle Eindringen von Wasser in ein Flussbett entsteht.
K.I. Voeikov, der Flüsse als „Produkt des Klimas“ ihrer Einzugsgebiete betrachtete, erstellte 1884 eine Klassifizierung der Flüsse nach ihren Fütterungsbedingungen.
Die der Klassifizierung der Voeykov-Flüsse zugrunde liegenden Ideen wurden in einer Reihe von Klassifizierungen berücksichtigt. Die vollständigste und klarste Klassifizierung wurde von M. I. Lvovich entwickelt. Lvovich klassifiziert Flüsse nach ihrer Nahrungsquelle und der Art der Strömungsverteilung im Laufe des Jahres. Jede der vier Nahrungsquellen (Regen, Schnee, Gletscher, Untergrund) kann unter bestimmten Bedingungen fast die einzige (fast ausschließliche) sein, mehr als 80 % der gesamten Nahrung ausmachen und eine vorherrschende Bedeutung für die Ernährung haben der Fluss (von 50 bis 80 %) und kann neben anderen Quellen, die ebenfalls eine bedeutende Rolle spielen, vorherrschen (>50 %). Im letzteren Fall wird die Zufuhr des Flusses als gemischt bezeichnet.
Der Abfluss erfolgt im Frühling, Sommer, Herbst und Winter. Darüber hinaus kann es sich fast ausschließlich (>80 %) oder überwiegend (von 50 bis 80 %) auf eine der vier Jahreszeiten konzentrieren oder in allen Jahreszeiten vorkommen, wobei es in einer von ihnen vorherrschend (>50 %) auftritt.
Natürliche Kombinationen verschiedener Kombinationen von Energiequellen mit unterschiedlichen Optionen für die Verteilung des Abflusses über das ganze Jahr ermöglichten es Lvovich, Arten von Flusswasserregimen zu identifizieren. Basierend auf den Hauptmustern des Wasserhaushalts werden seine wichtigsten Zonentypen unterschieden: polar, subarktisch, gemäßigt, subtropisch, tropisch und äquatorial.
Polarflüsse werden für kurze Zeit von Schmelzwasser gespeist Polareis und Schnee, aber die meiste Zeit des Jahres frieren sie. Flüsse vom subarktischen Typ werden durch geschmolzenes Schneewasser gespeist; ihre unterirdische Versorgung ist sehr unbedeutend. Viele, auch bedeutende Flüsse, frieren zu. Der höchste Wasserstand dieser Flüsse ist im Sommer (Sommerhochwasser). Der Grund sind Spätfrühlings- und Sommerregen.
Gemäßigte Flüsse werden in vier Untertypen unterteilt: 1) mit vorherrschender Ernährung aufgrund der Frühjahrsschmelze der Schneedecke; 2) mit überwiegender Regenernährung mit geringem Abfluss im Frühjahr, sowohl aufgrund der Regenmenge als auch unter dem Einfluss der Schneeschmelze; 3) mit überwiegendem Niederschlag im Winter und einer mehr oder weniger gleichmäßigen Niederschlagsverteilung über das ganze Jahr; 4) mit einer vorherrschenden Regenernährung im Sommer aufgrund starker Regenfälle monsunbedingten Ursprungs.
Subtropische Flüsse werden im Winter hauptsächlich durch Regenwasser gespeist.
Tropische Flüsse zeichnen sich durch einen geringen Durchfluss aus. Im Sommer überwiegt der Niederschlag, im Winter fällt wenig Niederschlag.
Flüsse vom äquatorialen Typ haben das ganze Jahr über reichlich Niederschläge; Die größte Strömung tritt im Herbst der entsprechenden Hemisphäre auf.
Flüsse in Bergregionen zeichnen sich durch Muster vertikaler Zonierung aus.
Thermisches Regime von Flüssen. Das thermische Regime des Flusses wird durch die Aufnahme direkter Wärme bestimmt Sonnenstrahlung, effektive Strahlung der Wasseroberfläche, Wärmeverbrauch zur Verdunstung und deren Freisetzung bei der Kondensation, Wärmeaustausch mit der Atmosphäre und dem Flussbett. Die Temperatur des Wassers und seine Veränderungen hängen vom Verhältnis der ein- und ausgehenden Teile des Wärmehaushalts ab.
Entsprechend dem thermischen Regime von Flüssen können sie in drei Typen eingeteilt werden: 1) Flüsse sind sehr warm, ohne saisonale Temperaturschwankungen; 2) Flüsse sind warm, weisen spürbare saisonale Temperaturschwankungen auf und gefrieren im Winter nicht; 3) Flüsse mit großen saisonalen Temperaturschwankungen, die im Winter gefrieren.
Da das thermische Regime von Flüssen in erster Linie vom Klima bestimmt wird, sind die großen Flüsse, die durch sie fließen, unterschiedlich Klimaregionen, haben unterschiedliche Regime in verschiedene Teile. Flüsse haben das schwierigste thermische Regime gemäßigte Breiten. Im Winter, wenn das Wasser leicht unter seinen Gefrierpunkt abkühlt, beginnt der Prozess der Eisbildung. In einem ruhig fließenden Fluss tauchen zuerst Ufer auf. Gleichzeitig oder etwas später bildet sich auf der Wasseroberfläche eine dünne Schicht kleiner Eiskristalle – Schmalz. Das Fett und die Fäden gefrieren zu einer durchgehenden Eisdecke des Flusses.
Wenn sich Wasser schnell bewegt, wird der Gefriervorgang durch die Vermischung verzögert und das Wasser kann um einige Hundertstel Grad unterkühlt werden. Unter diesen Bedingungen bilden sich Eiskristalle in der gesamten Wassersäule und es bildet sich Intrawasser- und Bodeneis. Das an die Oberfläche des Flusses schwimmende Intra- und Grundeis wird als Schneematsch bezeichnet. Unter dem Eis sammelt sich Schlamm an und es entstehen Eisstaus. Matsch, Fett, nasser Schnee und zerbrochenes Eis, das entlang des Flusses treibt, bilden die herbstliche Eisdrift. An den Flussbiegungen, in den Verengungen des Kanals kommt es bei Eisgang zu Staus. Die Bildung einer zufälligen stabilen Eisdecke auf einem Fluss wird als Zufrieren bezeichnet. Wie üblich frieren kleine Flüsse vor großen zu. Die Eisdecke und der darauf fallende Schnee schützen das Wasser vor einer weiteren Abkühlung. Bei anhaltendem Wärmeverlust bildet sich von unten Eis. Da durch das Gefrieren des Wassers der lebende Querschnitt des Flusses abnimmt, kann unter Druck stehendes Wasser auf die Eisoberfläche strömen und gefrieren, wodurch sich die Dicke des Eises erhöht. Die Dicke der Eisdecke auf den Tieflandflüssen Russlands beträgt 0,25 bis 1,5 m oder mehr.
Der Zeitpunkt des Zufrierens von Flüssen und die Dauer des Zeitraums, in dem die Eisdecke auf dem Fluss verbleibt, sind sehr unterschiedlich: Die Lena ist durchschnittlich 270 Tage im Jahr mit Eis bedeckt, die Mezen - 200, die Oka - 139, der Dnjepr - 98, die Weichsel bei Warschau – 60, die Elbe bei Hamburg – 39 Tage und nicht jährlich.
Unter dem Einfluss reichlicher Grundwasserabflüsse oder durch den Zufluss von wärmerem Seewasser können Polynyas an einigen Flüssen den ganzen Winter über bestehen bleiben (z. B. an der Angara).
Die Öffnung von Flüssen beginnt in Ufernähe unter dem Einfluss der Sonnenwärme aus der Atmosphäre und des in den Fluss eintretenden Schmelzwassers. Durch den Zufluss von Schmelzwasser steigt der Pegel, das Eis schwimmt auf, löst sich vom Ufer und entlang des Ufers erstreckt sich ein Streifen eisfreien Wassers – der Rand. Die gesamte Eismasse beginnt sich flussabwärts zu bewegen und stoppt: Zuerst kommt es zu den sogenannten Eisbewegungen, dann beginnt die Frühjahrseisdrift. Auf Flüssen, die von Norden nach Süden fließen, verläuft die Eisdrift ruhiger als auf Flüssen, die von Süden nach Norden fließen. Im letzteren Fall beginnt die Bedeckung am Oberlauf, während der Mittel- und Unterlauf des Flusses mit Eis bedeckt sind. Die Welle des Frühjahrshochwassers bewegt sich flussabwärts, wodurch sich Staus bilden, der Wasserstand ansteigt, das Eis, noch bevor es zu schmelzen beginnt, aufbricht und an Land gespült wird und es zu mächtigen Eisverwehungen kommt, die die Ufer zerstören.
Auf Flüssen, die aus Seen fließen, werden häufig zwei Frühlingseisverwehungen beobachtet: Zuerst gibt es Flusseis, dann Seeeis.
Chemie des Flusswassers. Flusswasser ist eine Lösung mit einer sehr geringen Salzkonzentration. Chemische Eigenschaften Das Wasser im Fluss hängt von den Nahrungsquellen und dem Wasserhaushalt ab. Nach gelösten Mineralstoffen (entsprechend dem äquivalenten Vorherrschen der Hauptanionen) werden Flusswässer (nach A.O. Alekin) in drei Klassen eingeteilt: Hydrogencarbonat (CO3), Sulfat (SO4) und Chlorid (Cl). Die Klassen wiederum werden entsprechend dem Überwiegen eines der Kationen (Ca, Mg oder die Summe von Na + K) in drei Gruppen eingeteilt. In jeder Gruppe werden drei Wasserarten anhand des Verhältnisses zwischen Gesamthärte und Alkalität unterschieden. Die meisten Flüsse gehören zur Klasse der Hydrokarbonate, der Gruppe der Kalziumwässer. Kohlenwasserstoffhaltige Wässer der Natriumgruppe sind selten, in Russland hauptsächlich in Zentralasien und Sibirien. Unter den Karbonatwässern überwiegen schwach mineralisierte Wässer (weniger als 200 mg/l); seltener sind Wässer mit mittlerer Mineralisierung (200–500 mg/l) – in der zentralen Zone des europäischen Teils Russlands, im Südkaukasus und teilweise in Zentralasien. Stark mineralisierte Kohlenwasserstoffwässer (>1000 mg/l) sind ein sehr seltenes Phänomen. Flüsse der Sulfatklasse sind relativ selten. Als Beispiel können wir einige Flüsse der Region Asow nennen Nordkaukasus, Kasachstan und Zentralasien. Noch seltener sind Chloridflüsse. Sie fließen im Raum zwischen dem Unterlauf der Wolga und dem Oberlauf des Ob. Das Wasser von Flüssen dieser Klasse ist stark mineralisiert, beispielsweise im Fluss. Die Mineralisierung des Turgai-Wassers erreicht 19.000 mg/l.
Im Laufe des Jahres aufgrund von Änderungen im Flusswassergehalt chemische Zusammensetzung Das Wasser verändert sich so stark, dass einige Flüsse von einer hydrochemischen Klasse in eine andere „übergehen“ (zum Beispiel gehört der Tedzhen-Fluss im Winter zur Sulfatklasse und im Sommer zur Hydrokarbonatklasse).
In Zonen mit übermäßiger Feuchtigkeit ist die Mineralisierung des Flusswassers unbedeutend (z. B. Petschora – 40 mg/l), in Zonen mit unzureichender Feuchtigkeit ist sie hoch (z. B. Emba – 1641 mg/l, Kalaus – 7904 mg/l). ). Beim Übergang von einer Zone mit überschüssiger Feuchtigkeit zu einer Zone mit unzureichender Feuchtigkeit ändert sich die Zusammensetzung der Salze und die Menge an Chlor und Natrium nimmt zu.
Auf diese Weise, Chemische Eigenschaften Flusswasser weist einen zonalen Charakter auf. Das Vorhandensein leicht löslicher Gesteine ​​(Kalkstein, Salze, Gips) kann zu erheblichen lokalen Besonderheiten bei der Mineralisierung von Flusswasser führen.
Die Menge an gelösten Stoffen, die in einer Sekunde durch den lebenden Flussquerschnitt transportiert wird, ist der Verbrauch an gelösten Stoffen. Die Summe der Ausgaben ergibt den Abfluss gelöster Stoffe, gemessen in Tonnen (Tabelle 25).

Die Gesamtmenge der gelösten Stoffe, die von Flüssen aus dem Territorium Russlands transportiert werden, beträgt etwa 335 * 106 Tonnen pro Jahr. Etwa 73,7 % der gelösten Stoffe gelangen ins Meer und etwa 26,3 % in die Stauseen des Binneneinzugsgebietes.
Solider Abfluss. Feste mineralische Partikel, die von der Flussströmung mitgeführt werden, werden Flusssedimente genannt. Sie entstehen durch die Entfernung von Gesteinspartikeln von der Beckenoberfläche und die Erosion des Flussbettes. Ihre Anzahl hängt von der Energie des fließenden Wassers und der Erosionsbeständigkeit der Gesteine ​​ab.
Flusssedimente werden in suspendierte und transportierte Sedimente oder Bodensedimente unterteilt. Diese Aufteilung ist willkürlich, da bei einer Änderung der Strömungsgeschwindigkeit eine Sedimentkategorie schnell in eine andere übergeht. Je höher die Strömungsgeschwindigkeit, desto größer können die Schwebeteilchen sein. Wenn die Geschwindigkeit abnimmt, sinken größere Partikel zu Boden und werden zu Traktionssedimenten (sich krampfhaft bewegende Sedimente).
Die Menge an suspendiertem Sediment, die von der Strömung durch den lebenden Teil des Flusses pro Zeiteinheit (Sekunde) transportiert wird, ist die Fließgeschwindigkeit des suspendierten Sediments (R kg/m3). Die Menge an Schwebstoffen, die über einen langen Zeitraum durch den lebenden Querschnitt eines Flusses transportiert wird, ist der Schwebstoffabfluss.
Wenn man den Schwebstofffluss und den Wasserfluss im Fluss kennt, kann man dessen Trübung bestimmen – die Anzahl der Gramm Schwebstoffe in 1 m3 Wasser: P=1000 R/Q g/m3. Je stärker die Erosion ist und je mehr Partikel in den Fluss gelangen, desto größer ist dessen Trübung. Die Flüsse des Amu Darya-Beckens weisen die höchste Trübung unter den russischen Flüssen auf – von 2500 bis 4000 g/m3. Für nördliche Flüsse ist eine geringe Trübung typisch – 50 g/m3.
Der durchschnittliche jährliche Schwebstoffabfluss einiger Flüsse ist in Tabelle 26 angegeben.

Im Laufe des Jahres verteilt sich der Schwebstofffluss je nach Wasserflussregime und ist an den großen Flüssen Russlands während der Frühjahrsflut am höchsten. Bei Flüssen im nördlichen Teil Russlands beträgt der Quellabfluss (schwebende Sedimente) 70-75 % des jährlichen Abflusses und bei Flüssen im zentralen Teil der Russischen Tiefebene 90 %.
Ausgebaggertes (Boden-)Sediment macht nur 1-5 % der Menge an suspendiertem Sediment aus.
Nach dem Gesetz von Airy ist die Masse der vom Wasser entlang des Bodens bewegten Teilchen (M) proportional zur Geschwindigkeit (F) in der sechsten Potenz: M=AV6 (A – Koeffizient). Wenn sich die Geschwindigkeit um das Dreifache erhöht, erhöht sich die Partikelmasse, die der Fluss transportieren kann, um das 729-fache. Dies macht deutlich, warum ruhige Tieflandflüsse nur Holz bewegen, während Gebirgsflüsse über Felsbrocken rollen.
Bei hohen Geschwindigkeiten können sich Traktionssedimente (Bodensedimente) in einer Schicht mit einer Dicke von bis zu mehreren zehn Zentimetern bewegen. Ihre Bewegung erfolgt sehr ungleichmäßig, da sich die Geschwindigkeit am Boden stark ändert. Daher bilden sich am Grund des Flusses Sandwellen.
Die Gesamtmenge an Sedimenten (schwebend und am Boden), die durch den lebenden Querschnitt eines Flusses transportiert werden, wird als Feststofffluss bezeichnet.
Das vom Fluss transportierte Sediment unterliegt Veränderungen: Es wird verarbeitet (abgeschliffen, zerkleinert, gerollt), nach Gewicht und Größe sortiert) und dadurch entsteht Alluvium.
Fließende Energie. Ein Wasserstrahl, der sich in einem Kanal bewegt, hat Energie und ist in der Lage, Arbeit zu leisten. Diese Fähigkeit hängt von der Masse des bewegten Wassers und seiner Geschwindigkeit ab. Die Energie des Flusses in einem Abschnitt der Länge L km mit einem Abfall in Nm und einer Durchflussrate von Q m3/s beträgt 1000 Q*H kgm/s. Da ein Kilowatt 103 kgm/s entspricht, beträgt die Leistung des Flusses in diesem Abschnitt 1000 QH/103 = 9,7 QH kW. Die Flüsse der Erde transportieren jährlich 36.000 Kubikmeter in den Ozean. km Wasser. Bei einer durchschnittlichen Landhöhe von 875 m beträgt die Energie aller Flüsse (A) 31,40 * 1000v6 kgm.

Die Energie von Flüssen wird für die Überwindung von Reibung, für Erosion und für den Transport von Material in gelöstem, suspendiertem und transportiertem Zustand aufgewendet.
Durch die Prozesse Erosion (Erosion), Transfer (Transport) und Ablagerung (Ansammlung) von Sedimenten entsteht ein Flussbett.
Bildung eines Flussbettes. Der Bach schneidet ständig und direkt in die Felsen, durch die er fließt. Gleichzeitig wird angestrebt, ein Längsprofil zu entwickeln, bei dem seine kinetische Kraft (mv2/2) über die gesamte Flusslänge gleich ist und ein Gleichgewicht zwischen Erosion, Transport und Ablagerung von Sedimenten im Fluss hergestellt wird Kanal. Dieses Kanalprofil wird als Gleichgewichtsprofil bezeichnet. Bei einer gleichmäßigen Zunahme der Wassermenge im Fluss flussabwärts sollte das Gleichgewichtsprofil eine konkave Kurve sein. Das größte Gefälle hat es im oberen Teil, wo die Wassermasse am geringsten ist; stromabwärts nimmt die Neigung mit zunehmender Wassermenge ab (Abb. 90). Wüstenflüsse, die ihre Nahrung im Gebirge erhalten und in ihrem Unterlauf viel Wasser durch Verdunstung und Filtration verlieren, entwickeln im unteren Teil ein Gleichgewichtsprofil, das konvex ist. Aufgrund der Tatsache, dass sich die Wassermenge, die Menge und Art der Sedimente sowie die Geschwindigkeit entlang der Flussströmung ändern (z. B. unter dem Einfluss von Nebenflüssen), kann das Gleichgewichtsprofil von Flüssen in verschiedenen Abschnitten eine ungleiche Krümmung aufweisen je nach den spezifischen Bedingungen gebrochen oder abgestuft sein.
Ein Fluss kann nur unter den Bedingungen einer langfristigen tektonischen Ruhe und einer konstanten Lage der Erosionsbasis ein Gleichgewichtsprofil entwickeln. Jeder Verstoß gegen diese Bedingungen führt zu einer Verletzung des Gleichgewichtsprofils und zur Wiederaufnahme der Arbeit an dessen Schaffung. Daher ist das Gleichgewichtsprofil eines Flusses in der Praxis nicht erreichbar.
Die unbebauten Längsprofile von Flüssen weisen viele Unregelmäßigkeiten auf. Der Fluss erodiert intensiv die Felsvorsprünge, füllt die Vertiefungen im Flussbett mit Sedimenten und versucht, diese auszugleichen. Gleichzeitig wird der Kanal entsprechend der Lage der Erosionsbasis eingeschnitten und breitet sich flussaufwärts aus (rückwärts gerichtete, regressive Erosion). Aufgrund des ungleichmäßigen Längsprofils des Flusses treten darin häufig Wasserfälle und Stromschnellen auf.
Wasserfall- Sturz eines Flusses von einem ausgeprägten Felsvorsprung oder von mehreren Felsvorsprüngen (Wasserfallkaskade). Es gibt zwei Arten von Wasserfällen: Niagara und Yosemite. Die Breite von Niagara-Wasserfällen übersteigt ihre Höhe. Die Niagarafälle werden durch die Insel in zwei Teile geteilt: Die Breite des kanadischen Teils beträgt etwa 800 m, die Höhe beträgt 40 m; Die Breite des amerikanischen Teils beträgt etwa 300 m, die Höhe beträgt 51 m. Wasserfälle vom Yosemite-Typ haben eine große Höhe bei relativ geringer Breite. Yosemite Falls (Merced River) ist ein schmaler Wasserstrom, der aus einer Höhe von 727,5 m fällt. Zu dieser Art gehört der höchste Wasserfall der Erde – Angel (Angela) – 1054 m (Südamerika, Churun ​​​​River).
Der Wasserfallvorsprung erodiert kontinuierlich und zieht sich flussaufwärts zurück. Im oberen Teil wird es durch fließendes Wasser erodiert, im unteren Teil wird es durch von oben fallendes Wasser heftig zerstört. Besonders schnell verschwinden Wasserfälle, wenn der Felsvorsprung aus leicht erodierbarem Gestein besteht und nur oben mit Schichten aus widerstandsfähigem Gestein bedeckt ist. Der Niagara-Felsvorsprung hat genau diese Struktur und zieht sich im amerikanischen Teil mit einer Geschwindigkeit von 0,08 m pro Jahr und im kanadischen Teil mit einer Geschwindigkeit von 1,5 m pro Jahr zurück.
In einigen Gebieten gibt es „Falllinien“, die mit Felsvorsprüngen verbunden sind, die sich über weite Strecken erstrecken. Häufig sind „Wasserfalllinien“ auf Verwerfungslinien beschränkt. Am Fuße der Appalachen bilden alle Flüsse beim Übergang von den Bergen zur Ebene Wasserfälle und Stromschnellen, deren Energie in großem Umfang in der Industrie genutzt wird. In Russland verläuft die Wasserfalllinie in den baltischen Staaten (Klippe der Silur-Hochebene).
Schwellenwerte- Abschnitte des Längskanals des Flusses, in denen das Gefälle des Flusses zunimmt und dementsprechend die Geschwindigkeit der Flussströmung zunimmt. Stromschnellen entstehen aus den gleichen Gründen wie Wasserfälle, jedoch auf einer geringeren Felsvorsprunghöhe. Sie können an der Stelle eines Wasserfalls erscheinen.
Während der Fluss ein Längsprofil entwickelt, schneidet er in den Oberlauf ein und schiebt die Wasserscheide beiseite. Sein Becken vergrößert sich und eine zusätzliche Wassermenge beginnt in den Fluss zu fließen, was zum Einschnitt beiträgt. Dadurch kann der Oberlauf eines Flusses einem anderen Fluss nahe kommen und diesen, wenn dieser höher liegt, erfassen und in sein System einbeziehen (Abb. 91). Die Aufnahme eines neuen Flusses in das Flusssystem wird die Länge des Flusses und seinen Durchfluss verändern und sich auf den Prozess der Kanalbildung auswirken.

Flussabfangungen- ein häufiges Phänomen, zum Beispiel r. Pinega (der rechte Nebenfluss der Nördlichen Dwina) war ein unabhängiger Fluss und eins mit dem Fluss. Kuloem, der in die Mezen-Bucht mündet. Einer der Nebenflüsse der Nördlichen Dwina wurde abgefangen am meisten Pinega und leitete seine Gewässer in die nördliche Dwina um. Der Fluss Psel (ein Nebenfluss des Dnjepr) hat einen weiteren Nebenfluss des Dnjepr abgefangen – Khorol, r. Merty – Oberlauf des Flusses. Mosel (zur Maas gehörend), Rhone und Rhein sind Teile der oberen Donau. Es ist geplant, die Donau durch die Flüsse Neckar und Rutach usw. abzufangen.
Bis der Fluss ein Gleichgewichtsprofil entwickelt, erodiert er intensiv die Sohle des Kanals (Tiefenerosion). Je weniger Energie für die Bodenerosion aufgewendet wird, desto stärker erodiert der Fluss die Ufer des Kanals (seitliche Erosion). Beide Prozesse, die die Bildung des Kanals bestimmen, laufen gleichzeitig ab, aber jeder von ihnen wird in unterschiedlichen Stadien führend.
Der Fluss fließt sehr selten geradeaus. Die Ursache für die anfängliche Abweichung können lokale Hindernisse sein, die durch verursacht werden geologische Struktur und das Gelände. Die vom Fluss gebildeten Mäander sind erhalten lange Zeit Nur unter bestimmten Bedingungen unverändert, z. B. bei schwer erodierbarem Gestein und geringer Sedimentmenge.
In der Regel verändern sich Windungen, unabhängig von den Gründen für ihr Auftreten, kontinuierlich und bewegen sich flussabwärts. Dieser Vorgang wird aufgerufen mäandernd, und die als Ergebnis dieses Prozesses gebildeten Windungen sind schlängelt sich.
Ein Wasserstrom, der aus irgendeinem Grund seine Bewegungsrichtung ändert (z. B. aufgrund von Felsvorsprüngen auf seinem Weg), nähert sich schräg der Kanalwand und führt durch intensive Erosion zu einem allmählichen Rückzug. Bei der flussabwärts gerichteten Reflexion trifft die Strömung auf das gegenüberliegende Ufer, erodiert es, wird erneut reflektiert usw. Dadurch „übergehen“ die erodierten Bereiche von einer Seite des Kanals zur anderen. Zwischen zwei konkaven (erodierten) Küstenabschnitten befindet sich ein konvexer Abschnitt – ein Ort, an dem die von der gegenüberliegenden Küste kommende Bodenquerströmung die von ihr mitgeführten Erosionsprodukte ablagert.
Mit zunehmender Tortuosität verstärkt sich der Mäandervorgang, wenn auch bis zu einem gewissen Grad (Abb. 92). Eine Zunahme der Krümmung bedeutet eine Zunahme der Länge des Flusses und eine Abnahme der Neigung, was eine Abnahme der Fließgeschwindigkeit bedeutet. Der Fluss verliert Energie und kann seine Ufer nicht mehr auswaschen.
Die Krümmung der Mäander kann so groß sein, dass der Isthmus durchbricht. Die Enden des abgetrennten Mäanders sind mit lockeren Sedimenten gefüllt und er verwandelt sich in einen Altwassersee.
Der Streifen, innerhalb dessen sich der Fluss schlängelt, wird Mäandergürtel genannt. Große Flüsse Sie schlängeln sich, bilden große Mäander und ihr Mäandergürtel ist breiter als der kleiner Flüsse.
Da sich die Strömung, die das Ufer erodiert, schräg diesem nähert, nehmen die Mäander nicht einfach zu, sondern verlagern sich allmählich flussabwärts. Über einen längeren Zeitraum können sie sich so stark bewegen, dass an der Stelle des konvexen Abschnitts der konkave Abschnitt des Kanals erscheint und umgekehrt.

Bei seiner Bewegung entlang des Mäandergürtels erodiert der Fluss Gesteine ​​und lagert Sedimente ab, wodurch eine flache, mit Alluvium ausgekleidete Senke entsteht, entlang derer sich das Flussbett schlängelt. Bei einem Hochwasser tritt Wasser über das Flussbett aus und überschwemmt die Senke. So entsteht eine Aue – ein Teil eines Flusstals, der überflutet wird.
Bei Hochwasser ist der Fluss weniger gewunden, sein Gefälle nimmt zu, die Tiefe nimmt zu, die Geschwindigkeit wird größer, die Erosionsaktivität nimmt zu, es bilden sich große Mäander, die nicht den bei Niedrigwasser gebildeten Mäandern entsprechen. Es gibt viele Gründe, die Krümmung eines Flusses zu beseitigen, und daher haben Mäander oft eine sehr komplexe Form.
Die Bodentopographie eines mäandrierenden Flussbettes wird durch die Strömungsverteilung bestimmt. Die durch die Schwerkraft verursachte Längsströmung ist der Hauptfaktor der Bodenerosion, während die Querströmung die Übertragung von Erosionsprodukten bestimmt. In der Nähe des erodierenden konkaven Ufers wäscht die Strömung eine Senke – einen Bereich – aus, und die Querströmung trägt Mineralpartikel zum konvexen Ufer, wodurch eine Sandbank entsteht. Daher ist das Querprofil des Kanals an der Flussbiegung asymmetrisch. Auf einem geraden Abschnitt des Kanals, der zwischen zwei Abschnitten liegt und Riffel genannt wird, sind die Tiefen relativ gering und es gibt keine starken Tiefenschwankungen im Querprofil des Kanals.
Die Linie, die die tiefsten Stellen entlang des Kanals verbindet – das Fairway – verläuft von Reichweite zu Reichweite durch den mittleren Teil des Riffels. Wenn die Rolle Fairways schneidet, die nicht von der Hauptrichtung abweichen, und ihre Linie glatt verläuft, wird sie als normal (gut) bezeichnet; Eine Rolle, bei der das Fairway eine scharfe Kurve macht, wird verschoben (schlecht) (Abb. 93). Schlechte Risse erschweren die Navigation.
Die Bildung der Gerinnetopographie (Bildung von Gebirgszügen und Rillen) erfolgt vor allem im Frühjahr bei Hochwasser.

Leben in Flüssen. Die Lebensbedingungen in Süßwasser unterscheiden sich erheblich von den Lebensbedingungen in Ozeanen und Meeren. In einem Fluss sehr wichtig ein Leben lang haben frisches Wasser, ständige turbulente Vermischung des Wassers und relativ geringe Tiefen, die dem Sonnenlicht zugänglich sind.
Die Strömung hat eine mechanische Wirkung auf Organismen, sorgt für den Zufluss gelöster Gase und entfernt Zerfallsprodukte von Organismen.
Je nach Lebensbedingungen kann der Fluss in drei Abschnitte unterteilt werden, die seinem Ober-, Mittel- und Unterlauf entsprechen.
Im Oberlauf von Gebirgsflüssen bewegt sich das Wasser mit der höchsten Geschwindigkeit. Hier gibt es oft Wasserfälle und Stromschnellen. Der Boden ist normalerweise felsig und weist fast keine Schlammablagerungen auf. Aufgrund der absoluten Höhenlage des Ortes ist die Wassertemperatur niedriger. Im Allgemeinen sind die Lebensbedingungen für Organismen ungünstiger als in anderen Teilen des Flusses. Die Wasservegetation fehlt in der Regel, das Plankton ist dürftig, die Wirbellosenfauna ist sehr dürftig und es gibt kein Fischfutter. Die Oberläufe der Flüsse sind sowohl hinsichtlich der Artenzahl als auch der Individuenzahl arm an Fischen. Hier können nur bestimmte Fische leben, zum Beispiel Forelle, Äsche und Marinka.
Im Mittellauf von Gebirgsflüssen sowie im Ober- und Mittellauf von Tieflandflüssen ist die Geschwindigkeit der Wasserbewegung geringer als im Oberlauf von Gebirgsflüssen. Die Wassertemperatur ist höher. Am Boden bilden sich Sand und Kieselsteine, in den Becken Schlick. Die Lebensbedingungen sind hier günstiger, aber bei weitem nicht optimal. Die Zahl der Individuen und Fischarten ist größer als im Oberlauf, in den Bergen; Zu den häufig vorkommenden Fischen gehören Kampfläufer, Aale, Quappen, Barben, Plötze usw.
Die günstigsten Lebensbedingungen herrschen im Unterlauf von Flüssen: geringe Fließgeschwindigkeit, schlammiger Boden, große Anzahl Nährstoffe. Die wichtigsten hier vorkommenden Fische sind Stint, Stichling, Flussflunder, Stör, Brasse, Karausche und Karpfen. Fische, die im Meer leben, in das Flüsse münden, dringen ein: Flunder, Haie usw. Nicht alle Fische finden an einem Ort Bedingungen für alle Entwicklungsstadien, die Brutplätze und Lebensräume vieler Fische stimmen nicht überein und Fische wandern (Laichen). , Nahrungs- und Überwinterungswanderungen).
Kanäle. Kanäle sind künstliche Flüsse mit einem einzigartigen regulierten Regime, die für die Bewässerung, Wasserversorgung und Schifffahrt geschaffen wurden. Charakteristisch für den Kanalmodus sind geringe Pegelschwankungen, bei Bedarf kann jedoch das gesamte Wasser aus dem Kanal abgelassen werden.
Die Wasserbewegung in einem Kanal folgt den gleichen Mustern wie die Wasserbewegung in einem Fluss. Ein Großteil des Wassers des Kanals (bis zu 60 % des gesamten von ihm verbrauchten Wassers) wird durch seinen Boden versickert. Daher ist die Schaffung von Anti-Infiltrationsbedingungen von großer Bedeutung. Bisher ist dieses Problem noch nicht gelöst.
Mögliche mittlere Fließgeschwindigkeiten und Bodengeschwindigkeiten sollten abhängig von der Erosionsbeständigkeit des Bodens bestimmte Grenzen nicht überschreiten. Für den Verkehr auf dem Schiffskanal Durchschnittsgeschwindigkeit Strömungen von mehr als 1,5 m/s sind nicht mehr akzeptabel.
Die Tiefe der Kanäle muss 0,5 m größer sein als der Tiefgang der Schiffe und die Breite muss mindestens der Breite von zwei Schiffen +6 m entsprechen.
Flüsse als natürliche Ressource. Flüsse gehören zu den wichtigsten Wasserressourcen und werden seit langem von Menschen für vielfältige Zwecke genutzt.
Die Schifffahrt war der Zweig der Volkswirtschaft, der zunächst die Erforschung von Flüssen erforderte. Die Verbindung von Flüssen mit Kanälen ermöglicht die Schaffung komplexer Transportsysteme. Die Länge der Flussrouten in Russland übersteigt derzeit die Länge Eisenbahnen. Flüsse werden seit langem zum Rafting genutzt. Die Bedeutung von Flüssen für die Wasserversorgung der Bevölkerung (Trink- und Haushaltswasser), der Industrie, Landwirtschaft. Jeder steht auf den Flüssen große Städte. Die Bevölkerung und die städtische Wirtschaft verbrauchen viel Wasser (durchschnittlich 60 Liter pro Tag und Person). Kein Industrieprodukt kommt ohne den irreversiblen Verbrauch einer bestimmten Menge Wasser aus. Um beispielsweise 1 Tonne Gusseisen herzustellen, werden 2,4 m3 Wasser benötigt, um 1 Tonne Papier herzustellen – 10,5 m3 Wasser, um 1 g Stoff aus einigen Polymer-Kunststoffen herzustellen – mehr als 3000 m3 Wasser. Im Durchschnitt benötigt ein Tier 40 Liter Wasser pro Tag. Die Fischbestände der Flüsse waren schon immer von großer Bedeutung. Ihre Nutzung trug zur Entstehung von Siedlungen entlang der Ufer bei. Derzeit werden Flüsse als Quelle wertvoller und nahrhafter Produkte – Fisch – nicht ausreichend genutzt; Die Meeresfischerei ist von viel größerer Bedeutung. In Russland wird der Organisation der Fischerei durch die Schaffung künstlicher Stauseen (Teiche, Stauseen) große Aufmerksamkeit geschenkt.
In Gebieten mit Große anzahl Hitze und Mangel an Luftfeuchtigkeit, Flusswasser dringt ein große Mengen geht zur Bewässerung (UAR, Indien, Russland - Zentralasien). Flussenergie wird zunehmend genutzt. Die gesamten Wasserkraftressourcen auf der Erde werden auf 3.750 Millionen kW geschätzt, wovon 35,7 % auf Asien, 18,7 % auf Afrika und 18,7 % auf Nordamerika entfallen. Südamerika- 16,0 %, Europa - 6,4 %, Australien - 4,5 %. Der Umfang, in dem diese Ressourcen genutzt werden verschiedene Länder, ist auf verschiedenen Kontinenten sehr unterschiedlich.
Der Umfang der Flussnutzung ist derzeit sehr groß und wird in Zukunft zweifellos zunehmen. Dies ist auf das fortschreitende Wachstum von Produktion und Kultur bei gleichzeitig steigendem Bedarf zurückzuführen industrielle Produktion in Wasser (dies gilt insbesondere für Chemieindustrie), mit steigendem Wasserverbrauch für den landwirtschaftlichen Bedarf (eine Ertragssteigerung ist mit einem Anstieg des Wasserverbrauchs verbunden). All dies wirft nicht nur die Frage nach dem Schutz der Flussressourcen auf, sondern auch nach der Notwendigkeit ihrer erweiterten Reproduktion.

Merkmale des jährlichen Flusses

Abfluss ist die Bewegung von Wasser entlang der Oberfläche sowie in der Dicke von Böden und Gesteinen im Zuge seiner Zirkulation in der Natur. Unter Abfluss versteht man in der Berechnung die Wassermenge, die über einen bestimmten Zeitraum aus einem Einzugsgebiet abfließt. Diese Wassermenge kann als Durchflussmenge Q, Volumen W, Modul M oder Drainageschicht h ausgedrückt werden.

Das Abflussvolumen W – die Wassermenge, die über einen beliebigen Zeitraum (Tag, Monat, Jahr usw.) aus einem Einzugsgebiet fließt – wird durch die Formel bestimmt

W=QT [m 3 ], (19)

wobei Q der durchschnittliche Wasserverbrauch über den berechneten Zeitraum ist, m 3 /s, T die Anzahl der Sekunden in Abrechnungszeitraum Zeit.

Da der durchschnittliche Wasserdurchfluss früher als Jahresdurchfluss berechnet wurde, ist das Volumen des Flussdurchflusses. Kegets für das Jahr W = 2,39 365,25 24 3600 = 31764096 m 3.

Das Abflussmodul M – die Wassermenge, die pro Zeiteinheit aus einer Einzugsgebietseinheit fließt – wird durch die Formel bestimmt

M=103Q/F [l/(skm2)], (20)

wobei F das Einzugsgebiet ist, km 2.

Flussflussmodul Kegets M=10 3 2,39/178 = 13,42 l/(scm 2).

Abflussschicht h mm – die Wassermenge, die über einen beliebigen Zeitraum aus einem Einzugsgebiet fließt, gleich der Dicke der gleichmäßig über die Fläche dieses Einzugsgebiets verteilten Schicht – wird durch die Formel bestimmt

h=W/(F 10 3)=QT/(F 10 3). (21)

Abflussschicht für das Flusseinzugsgebiet Kegets h = 31764096/ (178 10 3) = 178,44 mm.

Zu den dimensionslosen Merkmalen zählen der Modulkoeffizient und der Abflusskoeffizient.

Der Modulkoeffizient K stellt das Verhältnis des Durchflusses für ein bestimmtes Jahr zur Durchflussrate dar:

K = Q i /Q 0 = W i /W 0 = h i /h 0 , (22)

und für r. Kegeta für den betrachteten Zeitraum variiert K von K = 1,58 / 2,39 = 0,66 für das Jahr mit minimalem Durchfluss bis K = 3,26 / 2,39 = 1,36 für maximalen Durchfluss.

Abflusskoeffizient – ​​das Verhältnis des Abflussvolumens oder der Abflussschicht zur Niederschlagsmenge x, die auf das Einzugsgebiet fiel und das Auftreten von Abfluss verursachte:

Der Abflusskoeffizient gibt an, wie viel Niederschlag zur Bildung von Abfluss genutzt wird.

IN Kursarbeit Es ist notwendig, die Eigenschaften des jährlichen Abflusses für das berücksichtigte Einzugsgebiet zu bestimmen, indem die Durchflussrate aus dem Abschnitt entnommen wird

Unterjährige Flussverteilung

Die unterjährige Verteilung des Flussabflusses nimmt sowohl in praktischer als auch in wissenschaftlicher Hinsicht einen wichtigen Platz bei der Untersuchung und Berechnung des Abflusses ein und ist gleichzeitig die schwierigste Aufgabe der hydrologischen Forschung /2,4,13/.

Die wichtigsten Faktoren, die die jährliche Verteilung des Abflusses und seinen Gesamtwert bestimmen, sind klimatische Faktoren. Sie bestimmen die allgemeine Natur (Hintergrund) der Abflussverteilung in einem Jahr in einem bestimmten geografischen Gebiet; Territorialänderungen in der Strömungsverteilung folgen dem Klimawandel.

Zu den Faktoren, die die Verteilung des Abflusses über das Jahr beeinflussen, gehören Seen, Waldbedeckung, Sumpfgebiete, die Größe der Einzugsgebiete, die Beschaffenheit von Böden und Böden, die Grundwassertiefe usw., die in gewissem Umfang bei den Berechnungen berücksichtigt werden sollten sowohl in Abwesenheit als auch vorbehaltlich der Verfügbarkeit von Beobachtungsmaterialien.

Abhängig von der Verfügbarkeit hydrometrischer Beobachtungsdaten werden zur Berechnung der unterjährigen Abflussverteilung folgende Methoden verwendet:

wenn Beobachtungen für einen Zeitraum von mindestens 10 Jahren vorliegen: a) Verteilung ähnlich der Verteilung des realen Jahres; b) Methode zur Anordnung der Jahreszeiten;

bei Fehlen oder Unzulänglichkeit (weniger als 10 Jahre) von Beobachtungsdaten: a) in Analogie zur Strömungsverteilung des untersuchten Analogflusses; b) nach regionalen Schemata und regionalen Abhängigkeiten der Parameter der unterjährigen Abflussverteilung von physikalischen und geografischen Faktoren.

Die unterjährige Verteilung des Abflusses wird in der Regel nicht nach Kalenderjahren, sondern nach Wasserwirtschaftsjahren berechnet, beginnend mit der Hochwassersaison. Saisongrenzen werden für alle Jahre gleich zugewiesen und auf den nächsten Monat gerundet.

Die geschätzte Wahrscheinlichkeit eines Überflusses für das Jahr, den Grenzzeitraum und die Jahreszeit wird gemäß den Zielen der Wasserbewirtschaftung des Flussabflusses zugewiesen.

In der Studienarbeit ist es notwendig, Berechnungen bei Vorliegen hydrometrischer Beobachtungen durchzuführen.

Berechnungen der unterjährigen Abflussverteilung nach der Zusammensetzungsmethode

Ausgangsdaten für die Berechnung sind der durchschnittliche monatliche Wasserverbrauch und je nach Verwendungszweck der Berechnung ein vorgegebener Prozentsatz des Angebots P sowie die Aufteilung in Zeiträume und Jahreszeiten.

Die Berechnung gliedert sich in zwei Teile:

intersaisonale Verteilung, die am wichtigsten ist;

intrasaisonale Verteilung (nach Monat und Jahrzehnt, erstellt mit etwas Schematisierung).

Intersaisonale Verteilung. Abhängig von der Art der unterjährigen Abflussverteilung wird das Jahr in zwei Perioden unterteilt: Hochwasser- und Niedrigwasserperioden (Niedrigwasser). Je nach Verwendungszweck wird einer davon als einschränkend bezeichnet.

Der Grenzzeitraum ist der wasserwirtschaftlich intensivste Zeitraum (Saison). Für die Entwässerung ist der Grenzzeitraum die Hochwasserperiode; für Bewässerungs- und Energiezwecke - Niedrigwasser.

Der Zeitraum umfasst eine oder zwei Jahreszeiten. An Flüssen mit Frühjahrshochwasser werden zu Bewässerungszwecken unterschieden: eine Hochwasserperiode (auch Jahreszeit genannt) – Frühjahr und eine Niedrigwasserperiode (Grenzperiode), die Jahreszeiten umfasst; Sommer-Herbst und Winter, und die Grenzsaison für die Bewässerung ist Sommer-Herbst (für die Energienutzung Winter).

Die Berechnung erfolgt auf Basis hydrologischer Jahre, d.h. jahrelang, beginnend mit einer Hochwassersaison. Die Saisondaten werden für alle Beobachtungsjahre gleich zugewiesen und auf den nächsten Monat gerundet. Die Dauer der Hochwassersaison wird so festgelegt, dass die Saisongrenzen das Hochwasser wie in den Jahren mit dem höchsten Wasserstand umfassen früh Beginn und mit dem spätesten Enddatum.

In der Zuordnung kann die Dauer der Jahreszeiten wie folgt angenommen werden: Frühling - April, Mai, Juni; Sommer-Herbst - Juli, August, September, Oktober, November; Winter - Dezember und Januar, Februar, März nächsten Jahres.

Die Abflussmenge für einzelne Jahreszeiten und Zeiträume wird durch die Summe der durchschnittlichen monatlichen Ausgaben bestimmt (Tabelle 10). IN letztes Jahr Die Ausgaben für drei Monate (I, II, III) des ersten Jahres werden zu den Ausgaben für Dezember addiert.

Bei der Berechnung nach der Zusammensetzungsmethode wird die unterjährige Durchflussverteilung aus der Bedingung der Gleichheit der Wahrscheinlichkeit einer Überschreitung des Durchflusses für das Jahr, des Durchflusses für den Grenzzeitraum und innerhalb desselben für die Grenzsaison ermittelt. Daher ist es notwendig, die Kosten der vom Projekt vorgegebenen Versorgung (in der Aufgabe P = 80 %) für das Jahr, den Grenzzeitraum und die Saison zu ermitteln. Folglich ist es notwendig, die Parameter der Angebotskurven (O 0 , C v und C s) für den Grenzzeitraum und die Grenzsaison zu berechnen (für den Jahresabfluss wurden die Parameter oben berechnet). Die Berechnungen erfolgen nach der Momentenmethode in der Tabelle. 10 nach dem oben dargestellten Schema für den Jahresabfluss.

Die geschätzten Kosten können anhand der Formeln ermittelt werden:

Jahresdurchfluss

Orasgod = Kð"12Q 0 , (26)

Verjährungsfrist

Orasinter= KðQ0inter, (27)

begrenzte Saison

Oraslo = Kr "Qlo (27)

wobei Kr“, Kr, Kr“ die Ordinaten der Kurven der dreiparameterigen Gammaverteilung sind, die jeweils aus der Tabelle für Cv – jährlicher Abfluss – entnommen wurden. C v für Niedrigwasserdurchfluss und C v für Sommer-Herbst.

Notiz. Da die Berechnungen auf der Grundlage der durchschnittlichen monatlichen Ausgaben erfolgen, muss der geschätzte Verbrauch für das Jahr mit 12 multipliziert werden.

Eine der Hauptbedingungen der Layoutmethode ist Gleichheit

Orasgod = Orassez. Diese Gleichheit wird jedoch verletzt, wenn der berechnete Abfluss für nicht limitierende Jahreszeiten auch aus den Angebotskurven ermittelt wird (aufgrund der unterschiedlichen Parameter der Kurven). Daher wird der berechnete Abfluss für einen unbegrenzten Zeitraum (in der Aufgabe - für das Frühjahr) durch die Differenz bestimmt

Orasves = Orasgod - Orasmezh, (28)

und für eine nicht limitierende Saison (in der Aufgabe - Winter)

Orassim = Orasmezh. - Qlo (29)

Bequemer ist es, die Berechnung in Tabellenform durchzuführen. 10.

Intrasaisonale Verteilung – gemittelt für jede der drei Wassergehaltsgruppen (Hochwassergruppe, einschließlich der Jahre mit Abflussverfügbarkeit für die Saison P).<33%, средняя по водности 33<Р<66%, маловодная Р>66%).

Um die einzelnen Wassergehaltsgruppen zu identifizieren, ist es notwendig, die Gesamtausgaben für die Jahreszeiten in absteigender Reihenfolge zu ordnen und deren tatsächliche Versorgung zu berechnen. Da die berechnete Verfügbarkeit (P=80 %) der Niedrigwassergruppe entspricht, können weitere Berechnungen für Jahre durchgeführt werden, die in der Niedrigwassergruppe enthalten sind (Tabelle 11).

Zu diesem Zweck in. Tragen Sie in der Spalte „Gesamtfluss“ die Ausgaben nach Saison ein, die dem Angebot von P>66 % entsprechen, und notieren Sie in der Spalte „Jahre“ die Jahre, die diesen Ausgaben entsprechen.

Die durchschnittlichen monatlichen Ausgaben innerhalb der Saison sind in absteigender Reihenfolge geordnet und geben die Kalendermonate an, auf die sie sich beziehen (Tabelle 11). Somit ist die erste die Durchflussrate für den Monat mit dem höchsten Wasserstand, die letzte für den Monat mit dem niedrigsten Wasserstand.

Fassen Sie die Ausgaben für alle Jahre separat für die Saison und für jeden Monat zusammen. Nehmen Sie die Höhe der Ausgaben für die Saison als 100 %, bestimmen Sie den Prozentsatz jedes Monats A %, der in der Saison enthalten ist, und notieren Sie in der Spalte „Monat“ den Namen des Monats, der am häufigsten vorkommt. Wenn es keine Wiederholungen gibt, schreiben Sie alle Wiederholungen auf, aber so, dass jeder in der Saison enthaltene Monat seinen eigenen Prozentsatz der Saison hat.

Berechnen Sie dann die geschätzte Durchflussrate für jeden Monat, indem Sie die geschätzte Durchflussrate für die Saison, die in einem Teil der intersaisonalen Durchflussverteilung (Tabelle 10) ermittelt wurde, mit dem Prozentsatz jedes Monats A % (Tabelle 11) multiplizieren.

Oras v = Orasves A % v / 100 % (30)

Die erhaltenen Daten werden in die Tabelle eingetragen. 12 „Berechnete Ausgaben pro Monat“ und eine berechnete Ganglinie P-80 % des untersuchten Flusses werden auf Millimeterpapier erstellt (Abb. 11).

Tabelle 12. Geschätzte Durchflussraten (m3/s) pro Monat

Unterjährige Flussverteilung

Systematisch ( täglich) Beobachtungen der Wasserstände begannen in unserem Land um 100 Jahre zurück. Zunächst wurden sie in wenigen Punkten durchgeführt. Derzeit liegen uns Daten zum Flussdurchfluss vor 4000 hydrologische Beiträge. Diese Materialien sind von Natur aus einzigartig und ermöglichen die Verfolgung von Veränderungen des Abflusses über einen langen Zeitraum. Sie werden häufig bei der Berechnung von Wasserressourcen sowie bei der Planung und dem Bau von Wasserbau- und anderen Industrieanlagen an Flüssen, Seen usw. verwendet Stauseen. Um praktische Probleme zu lösen, ist es notwendig, über bestimmte Zeiträume hinweg Beobachtungsdaten zu hydrologischen Phänomenen zu haben 10 Vor 50 Jahre und mehr.

Hydrologische Stationen und Stützpunkte auf dem Territorium unseres Landes bilden den sogenannten Staat Hydrometeorologisches Netzwerk. Es unterliegt der Zuständigkeit von Roskomhydromet und soll den Bedarf aller Sektoren der Volkswirtschaft an Daten über den Zustand der Gewässer decken. Zur Systematisierung werden Beobachtungsmaterialien an Stellen in offiziellen Referenzpublikationen veröffentlicht.

Erstmals wurden hydrologische Beobachtungsdaten im Landeswasserkataster zusammengefasst UdSSR (GVK). Es enthielt Nachschlagewerke über Wasserressourcen UdSSR (regional, 18 Bände), Informationen über Wasserstände in Flüssen und Seen UdSSR(1881-1935, 26 Bände), Materialien zu Flussregimen ( 1875-1935, 7 Bände). MIT 1936 Hydrologische Beobachtungsmaterialien wurden veröffentlicht Hydrologische Jahrbücher. Derzeit gibt es auf dem Territorium der Russischen Föderation ein einheitliches nationales System zur Erfassung aller Arten natürlicher Gewässer und ihrer Nutzung.

Die primäre Verarbeitung der in Hydrologischen Jahrbüchern enthaltenen Daten über die täglichen Wasserstände besteht in der Durchführung einer Analyse der unterjährigen Abflussverteilung und der Erstellung eines Diagramms der Schwankungen der Wasserstände im Laufe des Jahres.

Die Art der Veränderungen des Abflusses im Laufe des Jahres und das durch diese Veränderungen verursachte Wasserstandsregime hängen hauptsächlich von den Bedingungen der Wasserversorgung des Flusses ab. Nach der Klassifikation von B.D. Zaykov-Flüsse werden in drei Gruppen eingeteilt:

Mit Frühjahrsüberschwemmungen infolge der Schneeschmelze in den Ebenen und Mittelgebirgen;

Mit Überschwemmungen in der wärmsten Zeit des Jahres, die auf das Abschmelzen von saisonalem und permanentem Bergschnee und Gletschern zurückzuführen sind;

Mit Regenfluten.

Am häufigsten sind Flüsse mit Frühjahrshochwasser. Für diese Gruppe sind folgende Phasen des Wasserhaushalts charakteristisch: Frühjahrshochwasser, Sommerniedrigwasser, herbstliche Wasseranstiegszeit, Winterniedrigwasser.

Während Frühlingshochwasser In den Flüssen der ersten Gruppe nimmt der Wasserdurchfluss aufgrund der Schneeschmelze deutlich zu und der Wasserspiegel steigt an. Die Amplitude der Wasserstandsschwankungen und die Dauer von Überschwemmungen an den Flüssen dieser Gruppe unterscheiden sich je nach Faktoren des Untergrunds und zonalen Faktoren. Beispielsweise weist die osteuropäische Art der unterjährigen Strömungsverteilung ein sehr hohes und starkes Frühjahrshochwasser und niedrige Wasserströme im Rest des Jahres auf. Dies erklärt sich durch die unbedeutende Menge an Sommerniederschlägen und die starke Verdunstung von der Oberfläche der Steppenbecken der südlichen Transwolga-Region.

Westeuropäischer Typ Die Verbreitung ist durch geringe und ausgedehnte Frühjahrsüberschwemmungen gekennzeichnet, was eine Folge der flachen Topographie und starken Sumpfigkeit des Westsibirischen Tieflandes ist. Das Vorhandensein von Seen, Sümpfen und Vegetation innerhalb der Grenzen des Einzugsgebiets führt zu einem ganzjährigen Abflussausgleich. Zu dieser Gruppe gehört auch die ostsibirische Art der Abflussverteilung. Es zeichnet sich durch relativ hohe Frühjahrsüberschwemmungen, Regenüberschwemmungen im Sommer-Herbst-Zeitraum und extrem niedriges Winterniederwasser aus. Dies ist auf den Einfluss des Permafrosts auf die Art der Flussernährung zurückzuführen.

Die Amplitude der Wasserstandsschwankungen in mittleren und großen Flüssen Russlands ist ziemlich groß. Sie erreicht 18 m auf der oberen Oka und 20 m am Jenissei. Bei einer solchen Auffüllung des Flussbettes werden weite Teile der Flusstäler überflutet.

Als Periode wird die Periode niedriger Werte bezeichnet, die sich im Laufe der Zeit im Sommer kaum ändern Niedrigwasser im Sommer wenn die Hauptnahrungsquelle des Flusses Grundwasser ist.

Im Herbst nimmt der Oberflächenabfluss aufgrund von Herbstregen zu, was dazu führt steigendes Wasser und Bildung Sommer-Herbst-Regenflut. Eine Zunahme des Abflusses im Herbst wird auch dadurch begünstigt, dass in diesem Zeitraum die Verdunstung abnimmt.

Phase Winter-Niedrigwasser im Fluss beginnt mit dem Auftreten von Eis und endet mit dem Beginn des Anstiegs des Wasserspiegels aufgrund der Schneeschmelze im Frühjahr. Während der winterlichen Niedrigwasserperiode sind in den Flüssen sehr geringe Abflüsse zu beobachten, da der Fluss ab dem Einsetzen stabiler Minustemperaturen nur noch aus Grundwasser gespeist wird.

Die Flüsse der zweiten Gruppe haben Fernöstlichen Und Tian Shan Arten der unterjährigen Stromverteilung. Der erste von ihnen weist im Sommer-Herbst-Zeitraum ein niedriges, stark ausgedehntes, kammartiges Hochwasser und in der kalten Jahreszeit einen geringen Abfluss auf. Der Tien-Shan-Typ zeichnet sich durch eine geringere Amplitude der Flutwelle und eine gesicherte Strömung in der kalten Jahreszeit aus.

An den Flüssen der dritten Gruppe ( Schwarzmeer-Typ) Regenüberschwemmungen verteilen sich gleichmäßig über das Jahr. Die Amplitude der Wasserstandsschwankungen wird in der Nähe von Flüssen, die aus Seen fließen, stark geglättet. In diesen Flüssen ist die Grenze zwischen Hochwasser und Niedrigwasser kaum erkennbar und die Abflussmenge bei Hochwasser ist vergleichbar mit der Abflussmenge bei Niedrigwasser. Bei allen anderen Flüssen fließt der Großteil des jährlichen Abflusses bei Hochwasser.

Die Ergebnisse der Pegelbeobachtungen für ein Kalenderjahr werden im Formular dargestellt Grafiken zur Pegelschwankung(Abb. 3.5). Neben dem Pegelverlauf werden in den Grafiken auch die Phasen des Eisregimes mit speziellen Symbolen dargestellt: Herbsteisgang, Zufrieren, Frühlingseisgang sowie die Werte des maximalen und minimalen Schifffahrtswasserstandes .

Typischerweise werden Diagramme von Wasserstandsschwankungen an einer hydrologischen Station kombiniert 3-5 Jahre auf einer Zeichnung. Dadurch können Sie das Flussregime für Niedrigwasser- und Hochwasserjahre analysieren und die Dynamik des Beginns der entsprechenden Phasen des Wasserkreislaufs für einen bestimmten Zeitraum verfolgen.