Добавил:
Опубликованный материал нарушает ваши авторские права? Сообщите нам.
Вуз: Предмет: Файл:

экза мен / экзамен / гидра шп 2

.docx
Скачиваний:
25
Добавлен:
28.04.2017
Размер:
38.72 Кб
Скачать

1.Густота речной сети бассейна (D, км/км2) - это отношение исчисленной длины всех рек бассейна к площади бассейна: D = (L + Σl) / F, где Σl - сумма длин притоков, км.

2.Площадь бассейна (F, км2) определяется. Измеряется раздельно для правого (Fп) и левого (Fл) берегов главной реки, так как эти данные необходимы при исчислении коэффициента асимметрии. Позже точно устанавливается площадь бассейнов каждого притока первого порядка с целью построения графика наращивания площади бассейна от истока до устья. Затем в данном бассейне измеряют площади лесов (fл), озер (fаз), болот (fб) и пашни (fв) для определения соответствующих показателей.

Длина бассейна (Lб, км) при правильной его форме ─ это расстояние по прямой линии от устья или замыкающий образования по реке по направлению истока до наиболее удаленного пункта водораздельной линии. При вогнутых и сложных формах бассейна длину измеряют циркулем по медианы. Уписваюць окружности. Каждая из вписанных окружностей касалась двух противоположных сторон бассейна и проводят по ним медианная линию.

Средняя ширина бассейна (Вс, км) исчисляется по формуле: Вс = F / Lб, где F - площадь бассейна, км2; Lб - длина бассейна, км.

Наибольшая ширина бассейна (Внайб) - это длина наибольшего перпендикуляра к линии длины бассейна.

Каэф асимметрии бассейна (а) продовольственная-зуе неравномерность распределения площадей правой и левой части бассейна (по отношению к главной реки), исчисляется по формуле: а = | (Fл - Fп) | / 0,5 (Fл + Fп), где Fл и Fп - площади соответственно левобережной и правобережной частей бассейна, км ².

Коэффициент развития водораздельной линии бассейна (m) продовольственная-зуе конфигурацию речного бассейна, представляет собой отношение длины водораздельной линии (S, км) к длине окружности круга (S, км), площадь которого равняется площади бассейна F: m = S / S '= S / (2 √ πF) = 0,282 S / √ F. Наименьшее возможное значение коэффициента m = 1; при этом бассейн имеет овальную или округлой формы. С увеличением значения m форма речного бассейна в большей степени отличается от формы круга и имеет более вытянутую форму.

Для оценки влияния озер, болот, лесов, узаранасци речных ба-Сейны на гидрологический режим рек и величину стока выясняют азёрнасць (Каз,%), балоцистасць (Кб,%), лесистость (Кл,%), узаранасць (Кв,%): Каз = fаз ּ 100 / F; Кб = fб ּ 100 / F; Кл = fл ּ 100 / F; Кв = fв ּ 100 / F, где fаз, fб, fл, fв - соответственно площади, занятые озерами, болотами, лесами и пахотой в пределах данного речного бассейна площадью F, км2.

3.Давжыня бассейна (Lб, км) при правильной его форме ─ это расстояние по прямой линии от устья или замыкающий образования по реке по направлению истока до наиболее удаленного пункта водораздельной линии. При вогнутых и сложных формах бассейна его длину измеряют циркулем по медианы. Уписваюць акружнасци так, чтобы они датыкалися до двух противоположных сторон бассейна, затем проводят по ним медианная линию.

4.Длина раки измеряется циркулем-измерять 2 раза. При использовании циркуля определяется не длина дуги, по которой течет река, а хорда. Для этого измерена длина реки или притока умножается на исправление каэф на звилистасць (К), который выбирается в соответствии с типом (узором) звилистасци. Рассчитанная длина реки или притока называется исчисленной (настоящей) и является окончательной. Данный способ определения истинной длины реки основанный на методе Ю. М. шакальски. Длина главной реки получается как возрастающая величыня ее участков от устья до истоков.

5.Каэфицыент звилистасци реки (Кзв) - это отношение исчисленной длине реки (L) к длине прямой (l '), соединяющий устье и исток: Кзв = L / l'.

6. Разность ( h, м) оценок абсолютной высоты воды(над уровнем МО) поверхности истока (НВ) и устья (Н0) реки наз-ся падением реки  h = (НВ - Н0). Отношение величины падения ( h) к длине реки (L) наз-ся уклоном реки, т. е..: И =  h / L. Уклон реки (И) представляет собой величину безразмерную или выражается в промилле (‰) или в м / км.

7.Главная река изображается как прямая линия; притоки первого порядка - как отрезки прямой, расположенные под углом 30-45 ° к главной реке. На схеме расстоянии подписывают в километрах: от устья главной реки до устьев притоков, а также длины и названия притоков. Притоки второго, третьего и далее порядков указываются, как и притоки первого порядка.

10.Павтаральнасць уровней показывает количество дней или лет стояния уровней в заданном уровневая интервале. Повторяемость в% от общего количества дней разглядваемага периода, наз-ся частотой.

Продолжительность стояния уровня - это количество дней или лет, в течение которых наблюдались уровне выше заданного или равны ему. Длительность в% от всего расчетного периода, наз-ся обеспеченностью (Р).

К продовольственная-ных уровней графиков частоты и обеспеченности относятся уровень наибольшей частоты (Нм) - модальный - и уровень, обеспеченный на 50% - медианная (Н50). Для продовольственная-ки нарастания уровней влево от медианная применяют уровень, обеспечены на 25%, который называется верхним квадрыльяльным (Н25); для характеристики уменьшения уровней вправо от медианная - нижний квадрыльяльны (Н75) при обеспеченности 75%

11.Кропкавы способ сводится к измерению скоростей (v) в строго фиксированных точках потока на скоростных вертикалям. сред скорость на верткалях в пяци пунктах аналитычным способом выличваеца по формуле Vср = 0,1 (Vпав +3 V0, 2 + 3V0, 6 + 2V0, 8 + Vдно)

12.Пры измерения в пяти пунктах: Vср = 0,1 (Vпав +3 V0, 2 + 3V0, 6 + 2V0, 8 + Vдно), при измерении в трех: vс = 0,25 (v0, 2 + 2v0, 6 + v0, 8), при измерении в двух: vс = 0,5 (v0, 2 + v0, 8), при измерении в одном: vс = v0, 6, где vпав, v0, 2, v0, 6, v0, 8 , vдно - скорости течения, измеренные на поверхности, на 0,2, 0,6, 0,8 рабочей глубины и около дна.

13.Нагляднае представление о распределении скоростей течения на разных глубинах по вертикали дает эпюр скоростей (гадограф) - фигура, которая ограничена профилем скоростей, направлением вертикали, линиями поверхности и дна. Она служит для определения средней скорости на вертикали графическим способом.

Площадь эпюр скорости количественно равна элементарному расхода воды через вертикаль, т.е.. расхода воды на единицу ширины потока.

Путем деления площади гадографа (q, м ² / с) на глубину вертикали (h, м) высчитывается средняя скорость на вертикали (см. рис. 1:10): vс = q / h.

16.Метод Б. И. Куделина основан на учете берегового регулирования, период которого равен периоду весеннего половодья и времени дабягання гр вод, поступивших ранее в русловых сеть в верхней части бассейна. При этом учитывается, что подземное питание возможно только в период, когда уровень воды в реке ниже уровня гр вод.

С началом весеннего половодья уровень воды в реке превышает уровень гр вод и подземное жывл в районе замыкающий гидраствора вследствие подпора прекращается (15.III). Однако гр воды, поступающих в русло до начала половодья в вярховъи водосбора, следуют до створа вместе с волной половодья. После их прохождения событий жывл прекращается до спада половодья. Зная скорость движения волны половодья (скорость дабягання) и расстояние от истока до замыкающий створа, можно определить время, за которое гр воды пройдут от верховьев до замыкающий створа. Для этого скорость дабягання рассчитывается по датам наступления пика половодья в замыкающим створе и в створе, расположенном выше замыкающий. Расстояние между указанными создаст I = .. км. Скорость дабягання (vдаб) исчисляется по формуле: Vдаб = I / (t2 - t1) км / сут. Время дабягання (Тдаб), за который гр воды пройдут от верховьев до замыкающий створа, высчитываем по формуле: Тдаб = L / v даб сут. Таким образом, гр воды из верхней части бассейна будут проходить через створ г. Могилева в течение 7 суток после начала разлива (15.ИИИ + 7сут.) До 22.ИИИ. На гидрографе соответственно этой дате отметим пункт В.

В замыкающим створы не будет задевать жывл из окружающего района до окончания половодья 26.VИ. Однако в верхней части бассейна, где оно закончилось раньше, гр воды начнут поступать в речную сеть и по руслу к замыкающий створа. Дату начала их прохождения через последний створ можно определить, если известен момент окончания паунаводя в вярхоуях и время дабягання хвали. Резкие изменения расходов воды, которые показаны на гидрографе выше линии подземного питания, относятся летом до дождевого жывл, зимой - к снегу. Резкие кратковременные увеличения расходов (пики на спаде половодья) происходят при выпадении дождя, уменьшения - при сильных похолоданий в бассейне реки.

14.Асновным количественным показателям водности реки является расход воды (Q, м ³ / с) - количество воды, протекающей через папяроч сяч русло в 1 времени: Q = v_c • ω, где v_c - средняя скорость водного течения; ω - площадь водного сечения в данном гидрастворы.

Между расходом протекающей в реке воды и уровнем существует установленная гидравлическая связь, на основе которой определяется зависимостью Q = f (H), т.е.. зависимость расходов от уровней

Таким образом, если в каком-либо гидрастворы реки расходы воды измеренный при различной высоты уровня, то можно построить графические зависимости (кривые) расходов воды (Q), площади живого сечения (ω) и средних скоростей течения (vс) от уровня воды (H ).

Зависимость Q = f (H) характерна для устойчивого, незаросшага русло и при отсутствии переменного подпорку, когда установленному значению уровня соответствует одно определенное значение расхода воды, называется однозначной. Кали одному и тому же уровню воды соответствуют различные величины расходов воды такая связь наз-ся неоднозначной.

Масштабы для построения кривых выбираются так, чтобы хорда, соединяющая начальный и конечный пункты (Q, H) кривой расходов, расположились под углом 45 º, а хорды кривых ω = f (H) и vc = f (H) - под углом 60 º. При этом высота оси ординат должно быть не менее 15-20 см с учетом амплитуды уровней для экстраполяции,

Для построения кривой расходов Q = f (H) по оси У откладываются уровни воды (Н, см) над «0» графика, а по оси X - расходы воды (Q, м ³ / с). Аналогично строятся кривые ω = f (H) и vc = f (H).

Кривые Q = f (H), ω = f (H), vс = f (H) связаны между собой зависимостью Q = vсω, по которой проводятся их Увязка - расход воды (Qк, м ³ / с), снятый с кривой Q = f (H) при заданном уровне, сопоставляется с вычисленным расходом (Qв, м ³ / с), равным произведению средней скорости (vc, м / с) на площадь живого сечения (ω, м ²), которые берут из соответствующих кривых при одном и том же уровне. Такое сравнение расходов выполняется для трех-пяти выборочных значений уровня (Н). Если расхождение между вычисленным расходом Qв = vсω и расходом Qк, снятым с кривой, не более 1,0%, то кривые проведены правильно.

Экстраполяция кривой расходов Q = f (H) - это продолжение ее графической зависимости вверх и вниз за границу амплитуды уровней, которая имеет измеренные расходы воды. Если при самых высоких и самых низких уровнях расходы воды не измерялись кривая Q = f (H) экстраполируется, чтобы охватить полную амплитуду колебаний уровней за этот период, для которого рассчитывается сток воды.

Кривая расходов считается довольно надежной, если экстраполяция вверх не превышает 15-20%, а вниз - до 5% амплитуды уровней. Экстраполяция кривой Q = f (H) вниз обычно не выкликае трудностей. Экстраполяция кривой Q = f (H) до наивысшего уровня может выполняться:

1) по элементам расхода;

2) по способу Дж. Стивенс;

3) по способу Дж. Стивенс - М. А. Великанава;

3) с помощью формулы Шэзи.

Экстраполяция кривой расходов по элементам расхода ω i vс до высочайшего уровня допускается при условии, что необеспеченные измерениями участок кривой Q = f (H) не превышает 20% амплитуды колебания уровня, т. е.. в пределах 0,2 (Ннайб - Ннайм), и профиль папяроч сяч русло не имеет резких переломов, а шероховатость склонов по высоте существенно не меняется.

Экстраполяция Q = f (H) по элементам ω i vс выполняется в следующей последовательности:

а) по абсолютным значениям уровней за конкретный год устанавливается допуск экстраполяции (δHд, см) по выражении δHд = 0,2 (Ннайб - Ннайм) и исчисляется настоящая высота экстрапалюемага участка (δHэ, см): δHэ = Ннайб - Ннайм, где Ннайб - уровень воды, при котором измеренный наибольший расход, в ведомости ВРВ. Если δHэ ≤ δHд, экстраполяция кривой Q = f (H) считается надежной.

б) раздельно экстраполируется кривые ω = f (H) и vс = f (H). Для этого по Ннайб = 258 см и соответствующей площади водного сечения ω = 198 м ² наносим на чертеж координатный пункт (Ннайб, ω), к которому по общему направлению достраивается кривая ω = f (H). Кривая vс = f (H) экстраполируется к Ннайб = 258 см непосредственным продолжением обоснованной части;

в) определяются координатные точки (Q, H) для экстраполяции кривой Q = f (H) к Ннайб = 258 см. Для этого в рамках экстрапалюемага участка с кривых ω = f (H) и vс = f (H) при различных уровнях снимаются не менее трех соответствующих значений ω и vс; необходимые для экстраполяции расходы воды исчисляются по формуле Q = vсω. Пункты (Q, H) наносятся на чертеж, и с учетом их кривая расходов плавно продолжается до высочайшего уровня.

При одном и том же уровне расход воды при ледяном покрове или зарастания русла меньше, чем в открытом русле, что обусловлено уменьшением водного сечения и увеличением сопротивления движению воды. В связи с этим для расходов, измеренных при ледяном покрове или зарастания русла, основным способом вычисления стока является использование хронологического графика переходных коэффициентов, выражающих отношение расходов при ледяном покрове (Qзим) или в зарастающие русле (Qзар) до расходов в свободном русле (Qсв) при тех же уровнях. Переходные коэффициенты Кзим <1 и Кзар <1 для каждого расхода исчисляются по формулам: Кзим = Qзим / Qсв; Кзар = Qзар / Qсв, где Qзим - зимний расход при наличии ледяного покрова; Qзар - расход при зарастания русла; Qсв - расход, соответствующий уровня при Qзим или Qзар, который снимается с кривой Q = f (H) свободного русло.

Для построения хронологического графика переходных каэф Кзим или Кзар на оси абсцисс X время Т (месяцы и сутки), на оси У - Кзим или Кзар.

Использование кривых расходов позволяет в любой момент определить расход воды по оценке уровня гидраствора; составлять годовую ведомость «Ежедневные расходы воды», не выполняя измерений расходов каждый день. Для этого по имеющейся годовой ведомости "Ежедневные уровни воды» снимают с кривой Q = f (H) соответствующие им величины Q, м ³ / с. Чаще по кривой расходов сначала составляется расчетная таблица координат Q = f (H). При наличии ледяного покрова или зарастания русла вводятся переходные коэффициенты, и ежедневные расходы воды в данных условиях определяются по формулам: Qзим = QсвКзим; Qзар = QсвКзар. Величины переходных каэф для каждого дня берут соответственно из хронологических графиков Кзим = f (Т) или Кзар = f (Т).

17.Метод Б. В. Полякова основан на том, что событий жывл отсутствует в момент прохождения пика половодья через данный гидраствор, а уменьшение событий жывл и увеличение на спаде идет равномерно. Согласно его методом, событий жывл отделяется на гидрографе от поверхностного отрезками прямой линии, идущие от низкого расхода воды перед началом половодья до нуля в момент прохождения пика и до низкого расхода воды в конце спада

18.Площадь, ограниченная линией гидрографа и осями координат, соответствует объему годового стока (W, м ³ или км ³). (50 ∙ 20 ∙ 86 400 = 864 ∙ 10 м ³ (86 400 - количество секунд в сутках). Аналогично по частям гидрографа, отражающий отдельные виды питания, определяется величина стока снеговых, дождевых и грунтовых вод и доля их (в% от годового стока) в общем питании реки

19.Площадь, ограниченная линией гидрографа и осями координат, соответствует объему годового стока (W, м ³ или км ³). Для подсчета годового стока нужно определить эту площадь в см ² и умножить ее на единицу масштаба изображения (на значение 1 см ² в масштабе) и на 86400 - количество секунд в сутках).

Двадцатой Реки, кот-ые получают разное питание, но не> 50% - смешанным ПИТ., 50-70% - преимущественно с таким-то типом ПИТ.,> 75% - исключительно с таким-то типом. Сначала надо посчитать объём годового стока. Потом этот объём умножить на площадь Стока снеговых, грунтовых, дождевых вод и на общую площадь, перевести в%.

28Вертикальный градиент тем-ры - изменение тем-ры воды, º С на 1 м глубины: θ = dt / dh,. Изменение тем-ры воды в слои металимниёна составляет 16,4 º С (от 22,6 до 6,2 º С) на 9 м глубины (12 м - 3 м), при этом вертикальный градиент θ = 16,4: 9 = 1, 8 º С на 1 м. Для определения наиболее. градиент тем-ры выбираем отрезок кривой в слое скачка с наибольшим перепадом тем-ры (прыкл. θ_найб = 4 º С на 1 м в слое 5-6 м).

29Средняя температура воды по вертикали (tс, º С) может быть вычислена с помощью графика распределения температуры воды по глубине; определяется как доля от деления площади эпюр на полную глубину вертикали: t_ср = S / H (℃ ∙ м / м), где S - площадь эпюр (℃ ∙ м); Н - глубина вертикали, м.

31Основным количественным показателям водности реки является расход воды (Q, м ³ / с) - количество воды, протекающей через поперечное (живое) сечение русла в единицу времени; выражается общей гидраметрычнай закономерностью («площадь - скорость»): Q = v_ср ∙ ω, где v_ср-средняя скорость водного течения; ω - площадь водного сечения в данном гидрастворы.

21.Основной продовольственная-тычь водности реки является норма стока - средний годовой сток за многолетний период. Значение нормы стока можно передать средним расходом воды за определенный период времени, объемом стока, модулем стока, слоям стока, коэффициентом стока.

Водность реки в данном створе продовольственная-ца расходом воды (Q, м ³ / с). Для вычисления годовых продовольственная-тык стока используется величина среднего годового расхода воды (Qс, м ³ / с) с годовой таблицы ежедневных расходов воды: Qс = ΣQ и / (n), где Qи - ежедневный расход или средний расход за месяц; n - количество дней или месяцев в году.

Объем стока за год (W, м ³, млн.м ³, км ³) - количество воды, которая стекает из бассейна за год через данный створ реки; высчитывается по формуле: W = QсТ, где Т = 8640 • 365 = 31,54 • 106 - количество секунд в году.

Слой стока (h, мм) за год - высоту слоя воды, образующийся, когда объем стока реки равномерно распределить по площади бассейна; исчисляется путем деления объема стока на площадь бассейна (F, км ²): h = W • 10 ³ / (F • 106) = W / (F • 10 ³), где 10 ³ в числителе - перевод линейных метров в миллиметры; 10 ³ в знаменателе - перевод квадратных км в квадратные метры.

Модуль стока (М, л / с км ²) - объем воды в литрах, который стекает в секунду с квадратного км площади бассейна: М = Qс • 10 ³ / F, где 10 ³ в числителе - перевод кубических метров в литры

Коэффициент стока (η) выражается цифрой <1, и показывает, какая часть атмосферных осадков, выпавших на поверхность бассейна, стекает в реку, то есть. дает относительную продовольственная-ку величины стока из бассейна в долях от выпавших осадков: η = h / Х, где h - слой стока, мм; Х - слой атмосферных осадков (мм) за тот же расчетный период.

Средний многолетний модуль годового стока бассейна реки до расчетного замыкающий образования по (М0, л / с км2) определяется как среднее взвешенное достояний величин модулей стока на величине имеющих к ним тягу площадей бассейна:

М0 = (М1f1 М0 f2 + ... + М2 fn) / (f1 f2 ..., + fn), где М1, М2, ..., Мn - среднее арифметическое значение модулей стока между изолиниями, л / с км ²; f1, f2 ... fn - площади бассейна между изолиниями, км ².

Cярэдняе арифметическое значение модуля стока (л / с км ²) для площади f1 равняется: М1 = (изалиния 1 + изолиния 2) / 2; для площади f2: М2 = (изолиния 2 + изолиния 3) / 2 и т. д.

 Определив средний многолетний модуль годового стока (М0, л / с км ²) бассейна раки (в створе устья), можно вычислить основные характеристики стока:

а) исходя из формулы М = Qс • 10 ³ / F, средний многолетний расход воды будет равен: Qо = M0 • F / 10 ³ б) объем среднего многолетнего стока: W0 = Q0 • 31,5 • 106 (м ³ / год) ;

в) слой стока: h = W0 / F • 10 ³ (мм).

23.Длина озера (L, м или км) - кратчайший расстояние между двумя наиболее удаленными друг от друга точками береговой линии, измеренная по его поверхности; Максимальная ширина озера (Внайб, м или км) - наибольшее расстояние между берегами по перпендикуляра к длине озера. Средняя ширина озера (Вс, м, или км) - доля от деления площади озера на его длину: Вс = f0 / L, где f0 - площадь озера, м2 или км2; L - длина озера, м или км.

       

 24.Зависимость площадей и объемов озера от его глубины выр-ся графически в виде батыграфичнай fn = f (Нn) и объемной Vn = f (Нn) кривых. Эти кривые позволяют определить площадь водной поверхности и объем воды в озере. На практике кривые позволяют выполнять шэрах задач: определять расчетные марфаметрычныя показатели при различных уровнях воды, потери воды озера при понижении уровня, объемы воды, необходимые для хозяйственного использования и т.д. Пользуясь батыграфичнай кривой, можно графически определить объем всего озера или объемы, заключенные между плоскостями изабат.

25.Площадь, ограниченная батыграфичнай кривой и осями координат (f0), показывает в масштабе чертежа объем водной массы озера; площади, заключенные между изабатами соответствуют объемом слоев между изабатами.

26.Котловины озер имеют сложную форму, которая отличается от формы правильных геометрических тел. Поэтому при аналитическом определении объем рассчитывается по слоям. Эти слои с достаточной точностью могут быть приравнены к правильных геометрических тел. Лучшие результаты при исчислении объемов слоев дает формула усеченного конуса. Общий объем озера (V0, м3) определяется сумма объемов слоев: V0 = h1 (f1 + f2 + √ f1 f2) / 3 + h2 (f2 + f3 + √ f2 f3) / 3 + ... + Hn-1 (fn-1) / 3, где h1, h2 ... hn-1 - сечение изабат (м), которое принимается, как правило, одинаковым для всего плана; f1, f2 ... fn-1 - площади, ограниченные соответствующими изабатами, fn = 0.

Для приближенных расчетов объемов слоев - формула призмы: V0 = h (f1 + f2) / 2, где V0 - объем слоя (м3) между плоскостями изабат; общий объем V0 = Σ ▒ v_i.

Последовательное суммирование объемов слоев от дна до поверхности дает нарастание объема до полного его значения под нулевой изабатай. Средняя глубина озера (НС, м) - доля от деления объема озера (V0) на его площадь (f0): Hс = V0 / f0.

27.На кривой прямой термической стратыфикацыi определяем участок резкого перепада температуры с глубиной и через начальный и конечный пункты, параллельно оси абсцисс, проводим горизонтальные линии, разделяющие водную массу озера на слои эпилимниёна, металимниёна и гипалимниёна. Слой металимниёна - слой температурного скачка, выше и ниже него - слои с относительно однородной, мало изменяющейся по глубине, температурой воды. Эпилимниён - сильно и равномерно нагретый верхний слой воды летом, гипалимниёнам - более холодный глубинный слой.

32.Большая часть зависших наносов является транзитной и т.е. переносится течением транзитом по реке до устья реки. Количество наносов (кг), которая переносится рекой через поперечное сечение в единицу времени (секунду) наз-ся расходом наносов. Обычно расход взвешенных наносов обозначается (R, кг / с), а расход тянутые - q, кг / с.

Количество взвешенных наносов, которая содержится в единице объема (м3) воды наз-ся мутность (p): p = R103 / Q (г/м3), где P - мутность воды, R - расход взвешенных наносов, Q - расход воды .

Средняя мутность воды течения (реки) определяется путем дялекння расхода взвешенных наносов на расход воды: p_ср = R103 / Q (г/м3). Средняя мутность воды на вертикали определяется путем деления элементарного расхода взвешенных наносов на элементарный расход воды (Pср. = R / q).

Сумма наносов, которая переносится рекой через данное поперечное сечение за соответствующий промежуток времени (Т) наз-ся стоком наносов: Σ R = (RТ246060) 1/103 = 86,4 RТ, тон.

Модуль стока наносов (МR) называется сток наносов с единицы площади водосбора за год: МR = (31,54 103 R) F, т/км2год, где R - средний расход взвешенных наносов за год, F - площадь водосбора км2.

Одной из наиболее важных продовольственная-ык наносов является их грануламетрычны состав, а это значит распределение наносов по величине (фракции): от валунов, гальки, к илистое и глинистых частиц. Средняя крупность (размер) наносов (d_ср) продовольственная-ца среднем взвешенным диаметром частиц и рассчитывается по формуле: d_ср = (Σdi РИ) / 100, где d_ср - средний диаметр частиц; di - диаметр и-й фракции; РИ - вес этой фракции в працэнтсах к общей.

Твердые частицы, обладающие большей величиной удельного веса, чем вода. Поэтому, если опустить их в воду, она начинает опускаться. Сначала скорость ее погружения увеличивается, а затем она становится постоянной, т.е., что движение становится равномерным. В этом случае сила тяжести уравновешивается силой гидродинамического сопротивления. Скорость равномерного падения частиц в стоячей воде наз-ся гидравлической крупность частицы (U, м / с). Гидрауличная крупность часцинак зависит от Их размеров, формы, удельного ваги, вязкасци и шчыльнасци воды. Формулы для нее разлику: 1) Хазена: d = 0,00255 √ U, где d - средний диаметр частиц, мм; U - гидравлическая крупность частиц (мм / с).

Для зависания твердой частички в турбулентным потока нужно, чтобы вертикальная составляющая скорости течения V была больше или равно гидравлической крупности этой часцинкаи. При обратных условиях часцинки оседают на дно и переходят в категорию тянутые по дну.

.

Соседние файлы в папке экзамен