Dentro de África, se han identificado 4 regiones hidrológicas con diferente distribución intraanual corriente de río(Figura 6.1). Al mismo tiempo, importantes territorios en el Norte, Este y Sur- África occidental permanecieron fuera de estas zonas, aunque en el mapa N° 28 “Distribución intraanual de escorrentía” del Atlas del MVB, se muestran más de 30 histogramas dentro de los mismos, correspondientes a tramos sobre ríos con características específicas régimen hídrico. Estos incluyen principalmente el Nilo Blanco, cuyo flujo está regulado por los lagos Victoria, Kyoga, Albert, así como las marismas de la región de Sadd, y Zambezi, cuyo flujo está regulado por los embalses de Kariba y Cabora Bassa. Además, no utilizamos medidores en ríos que se secan con frecuencia en regiones semidesérticas y desérticas, donde los hidrogramas disponibles de los ríos no son lo suficientemente representativos debido a la fuerte variabilidad de la distribución intra e interanual de la escorrentía de los ríos.
- 1. Región de África Occidental (cuencas de los ríos Senegal, Níger, Shari, Ubangi (afluente derecho del Congo), Volta y otros ríos de la costa norte del Golfo de Guinea), donde la bajamar dura la primera mitad del año , y en la segunda mitad del año con aguas altas, la escorrentía máxima suele ocurrir en septiembre-octubre. Los tramos inferiores del Nilo Azul y el Nilo por debajo de este afluente, asignados a esta zona, son actualmente tramos de la red fluvial que se han transformado aguas abajo de la cascada de complejos hidroeléctricos de irrigación y energía de Sudán y el complejo hidroeléctrico de Asuán con uno de los embalses más grandes del mundo, Nasser. El régimen de flujo aquí está determinado únicamente por las necesidades de gestión del agua. Según la clasificación de M.I. Lvovich, el régimen hídrico de los ríos de esta región pertenece al tipo RAy y se caracteriza por una baja regulación natural (el valor medio
- 2. Región sudafricana, incluidas las cuencas del Kasai (afluente izquierdo del Congo), Limpopo, Orange y las laderas sureste de las Montañas del Dragón en el continente y la isla de Madagascar, donde la inundación dura de diciembre a abril con un máximo en Enero
Arroz. 6.1.
a- red de 73 puntos de observación registrados (mostrados por puntos) y límites de regiones; b- hidrogramas promediados dentro de los distritos {1-4). Las cuotas mensuales de escorrentía (% de su valor anual) se muestran en barras a partir de enero
a diciembre o febrero, con menos frecuencia en marzo. Agua baja de invierno - de junio a septiembre, que corresponde al tipo de régimen fluvial del Rey. La regulación natural en promedio para los ríos de esta región es moderada (f = 0.33). El módulo de escorrentía de sedimentos es ligeramente mayor que en la región 7, aunque es igual de variable de una cuenca a otra - de 50 a 500 t/(km 2 -año) y más en laderas de estepa montañosa desarrolladas para agricultura y pastos, donde el sobrepastoreo No es infrecuente la ganadería. En la cuenca de Orange, donde hay observaciones de escorrentía de sedimentos durante varias décadas, el módulo promedio a largo plazo es de 890 t/(km 2 año) en el río principal y hasta 1000 - 2000 t/(km 2 * año) en sus pequeños afluentes. Un fuerte aumento en el consumo de sedimentos ocurrió en los primeros años del desarrollo económico del territorio por parte de los colonos. Con el desarrollo de la regulación de caudal por embalses, se ha producido una reducción de la turbidez de RWM.
3. La región de África Oriental cubre los tramos superiores de la cuenca del Congo-Lualaba, las cuencas hidrográficas de los lagos Tanganyika, Rukva, Eyasi y el río. Rufiji es el río principal de Tanzania. En él, el caudal máximo de los ríos se observa en otoño (en marzo-mayo) y las aguas bajas, de junio a diciembre (el tipo de régimen hídrico es RAy, como en la región 7, pero ubicado en el hemisferio norte). La regulación del caudal del río aquí es en promedio la misma que en el área. 2 (f = 0,33). La variación en la turbidez del río es tan grande y variada como en la región 2, pero principalmente de 20 a 200 t/(km 2 - año), y en conjuntos de cultivos en hileras (maíz, trigo) en la meseta de Tanzania Central, el módulo de erosión alcanza las 1500 t/(km 2 - año) .
En las montañas del Atlas, debido a la gran variabilidad espacial de las condiciones para la formación del caudal de los ríos, los ríos tienen diferente tipo su distribución intraanual, inherente a los ríos de las tres regiones hidrológicas consideradas anteriormente (ver Fig. 6.1). Los ríos de las vertientes norte y noroeste son los más abundantes, y el contenido de agua de los ríos que desembocan en el Sahara es, en promedio, 100 veces menor. Aguas abajo, se convierten gradualmente en corrientes temporales. Esto se ve facilitado no solo por la evaporación, sino también por el karst común aquí. Sobre el secciones separadas los ríos fluyen bajo tierra, convirtiéndose en manantiales en las colinas con un caudal de hasta 1-1,5 m 3 / s.
4. La región centroafricana ocupa una superficie aluvial plana de la cuenca del antiguo lago. Busir, que existió hasta finales del Pleistoceno. Está lleno de depósitos del río. Congo y sus afluentes. Comprende también esta zona las cuencas hidrográficas de los ríos que desembocan en ella, situadas entre ésta y la costa oriental del golfo de Guinea. Los ríos de la región se distinguen por el caudal más uniforme a lo largo del año, con un largo período verano-otoño de marea alta de 8 meses en promedio, sin un máximo de caudal claramente definido y con un caudal reducido en julio-octubre (Ray). Debido a la presencia de lagos y vastos pantanos bajo el dosel de densos bosques ecuatoriales en el centro de la cuenca del Congo, la intensidad de la erosión de taludes y canales no supera las 10 t/(km 2 - año). Por lo tanto, en los taludes periféricos de esta cuenca, los RSM turbios en los tramos superiores de la red fluvial en su parte central se aclaran como sedimentos de materia en suspensión. Dado que el papel principal en la nutrición de estos ríos lo desempeñan agua de lluvia de origen local, la mineralización de RWM es muy baja. Entonces, a juzgar por los valores de la conductividad eléctrica específica del agua (3-4 μS / cm) en algunos ríos de la región de Shaba (antigua Katanga) en el margen sureste de la cuenca del Congo en las montañas de Mitumba, la mineralización de el agua es la mitad que en precipitación puramente oceánico. Esto es evidencia de un intenso ciclo de humedad intrarregional (en la cuenca del Congo), que no solo provoca el lavado y la desalinización de suelos y suelos en su zona de aireación, sino también la destilación del agua atmosférica y de los ríos involucrada en este ciclo.
Debido al brevísimo período invierno-primavera de bajo contenido de agua en la región hidrológica de África Central, el coeficiente cp = 0,28 indica una supuesta baja regulación natural del caudal del río, que es menor, por ejemplo, que en la región de África Oriental. Al mismo tiempo, el máximo escurrimiento mensual de abril en la zona 4 sólo tres veces el mínimo en septiembre, mientras que en la región 3 la diferencia en los valores extremos de escorrentía mensual en los mismos meses es de 8 veces, es decir la distribución intraanual de la escorrentía allí es mucho más desigual. Por lo tanto, el coeficiente de regulación de la escorrentía natural (utilizado para caracterizar la escorrentía de los ríos rusos, donde la bajamar es más larga que la crecida) no es lo suficientemente informativo para juzgar la variabilidad intraanual de la escorrentía de los ríos ecuatoriales.
- La ecología y la utilización de las aguas continentales africanas. - Nairobi: PNUMA, 1981.
Características de la escorrentía anual
La escorrentía es el movimiento del agua sobre la superficie, así como en el espesor del suelo y rocas durante su ciclo en la naturaleza. En los cálculos, se entiende por escorrentía la cantidad de agua que fluye de la cuenca durante cualquier período de tiempo. Esta cantidad de agua se puede expresar como un caudal Q, un volumen W, un módulo M o una capa de escorrentía h.
Volumen de escorrentía W: la cantidad de agua que fluye de la cuenca durante cualquier período de tiempo (día, mes, año, etc.) está determinada por la fórmula
W \u003d QT [m 3], (19)
donde Q es el consumo promedio de agua para el período de tiempo calculado, m 3 / s, T es el número de segundos en período de facturación tiempo.
Dado que el consumo promedio de agua se calculó anteriormente como la norma escurrimiento anual, volumen de escorrentía r. Kegets por año W \u003d 2.39 365.25 24 3600 \u003d 31764096 m 3.
El módulo de escorrentía M, la cantidad de agua que fluye de una unidad de área de captación por unidad de tiempo, se determina mediante la fórmula
М=103Q/F [l/(m2)], (20)
donde F es el área de captación, km 2.
Módulo de drenaje Kegets М=10 3 2,39/178 = 13,42 l/(m² 2).
Capa de escorrentía h mm: la fórmula determina la cantidad de agua que fluye de la cuenca durante cualquier período de tiempo, igual al espesor de la capa, distribuida uniformemente sobre el área de esta cuenca
h=W/(F 10 3)=QT/(F 10 3). (21)
La capa de escorrentía de la cuenca del río. Kegets h = 31764096/ (178 10 3) = 178,44 mm.
Las características adimensionales incluyen el factor de módulo y el factor de escorrentía.
El coeficiente modular K es la relación entre la escorrentía de un año en particular y la tasa de escorrentía:
K \u003d Q i /Q 0 \u003d W i / W 0 \u003d h i / h 0, (22)
y para r. Kegets para el período considerado K cambia de K = 1.58 / 2.39 = 0.66 para el año de consumo mínimo hasta K = 3,26 / 2,39 = 1,36 para caudal máximo.
Coeficiente de escorrentía: la relación entre el volumen o la capa de escorrentía y la cantidad de precipitación x que cayó en el área de captación, lo que provocó la ocurrencia de la escorrentía:
El coeficiente de escorrentía muestra la cantidad de precipitación que se destina a la formación de escorrentía.
EN Papel a plazo es necesario determinar las características del escurrimiento anual para la cuenca considerada, tomando la tasa de escurrimiento de la sección
Distribución de escorrentía intraanual
La distribución intraanual de la escorrentía fluvial se realiza lugar importante en el tema de estudiar y calcular la escorrentía, tanto en términos prácticos como científicos, siendo al mismo tiempo el más Tarea desafiante investigación hidrológica /2,4,13/.
Los principales factores que determinan la distribución intraanual de la escorrentía y su valor total son climáticos. Determinan la naturaleza general (antecedentes) de la distribución de la escorrentía en el año de un área geográfica particular; los cambios territoriales en la distribución de la escorrentía siguen al cambio climático.
Los factores que influyen en la distribución de la escorrentía a lo largo del año incluyen los lagos, la cubierta forestal, el anegamiento, el tamaño de las cuencas hidrográficas, la naturaleza de los suelos y terrenos, y la profundidad de ocurrencia. agua subterránea, etc., que en cierta medida deben tenerse en cuenta en los cálculos tanto en ausencia como en presencia de materiales de observación.
Dependiendo de la disponibilidad de datos de observación hidrométrica, se utilizan los siguientes métodos para calcular la distribución de la escorrentía intraanual:
en presencia de observaciones por un período de al menos 10 años: a) distribución por analogía con la distribución de un año real; b) el método de disposición de las estaciones;
en ausencia o insuficiencia (menos de 10 años) de datos observacionales: a) por analogía con la distribución de la escorrentía del río análogo estudiado; b) según esquemas regionales y dependencias regionales de los parámetros de la distribución intraanual de la escorrentía sobre factores físicos y geográficos.
La distribución de caudales intraanuales no suele calcularse por años naturales, sino por años de gestión del agua, a partir de la temporada de aguas altas. Los límites de las estaciones se asignan de la misma manera para todos los años, redondeados al mes más cercano.
La probabilidad estimada de excedencia del caudal durante un año, acotando el período y la estación, se asigna de acuerdo con las tareas de gestión del aprovechamiento hídrico del caudal del río.
En el trabajo del curso, es necesario realizar cálculos en presencia de observaciones hidrométricas.
Cálculos de la distribución intraanual de la escorrentía por el método de disposición
Los datos iniciales para el cálculo son el consumo medio mensual de agua y, en función de la finalidad del cálculo, un determinado porcentaje de suministro P y división en periodos y temporadas.
El cálculo se divide en dos partes:
la distribución interestacional, que es de la mayor importancia;
distribución intraestacional (por meses y décadas, establecida con alguna esquematización).
Distribución interestacional. Según el tipo de distribución intraanual de la escorrentía, el año se divide en dos periodos: pleamar y lowwater (low water). Dependiendo del propósito de uso, a uno de ellos se le asigna una limitación.
El período límite (temporada) es el más estresante en términos de uso del agua. A efectos de drenaje, el período límite es la pleamar; para riego, energía-aguas poco profundas.
El período incluye una o dos temporadas. En los ríos con crecidas de primavera con fines de riego, se distinguen los siguientes: un período de aguas altas (también conocido como temporada) - primavera y un período de aguas bajas (límite), que incluye estaciones; verano-otoño e invierno, y la temporada limitante para riego es verano-otoño (invierno para uso energético).
El cálculo se realiza según años hidrológicos, es decir, durante años a partir de una temporada de aguas altas. Las fechas de las estaciones se asignan de la misma manera para todos los años de observaciones, redondeadas al mes entero más cercano. La duración de la temporada de marea alta se asigna de modo que la marea alta se coloque dentro de los límites de la temporada como en los años con mayor término temprano ofensivo, y con la mayoría plazo tardío terminaciones
En la tarea, la duración de las estaciones se puede tomar de la siguiente manera: primavera - abril, mayo, junio; verano-otoño - julio, agosto, septiembre, octubre, noviembre; invierno - diciembre y enero, febrero, marzo del próximo año.
La cantidad de escorrentía para temporadas y períodos individuales está determinada por la suma de las descargas mensuales promedio (Tabla 10). EN el año pasado los costos de diciembre se suman a los costos de tres meses (I, II, III) del primer año.
Al calcular según el método de diseño, la distribución intraanual de la escorrentía se toma de la condición de igualdad de la probabilidad de exceder la escorrentía del año, la escorrentía del período límite y dentro de ella la temporada límite. Por lo tanto, es necesario determinar los costos de la seguridad especificados por el proyecto (en la tarea P = 80%) para el año, el período límite y la temporada. Por lo tanto, se requiere calcular los parámetros de las curvas de oferta (О 0 , С v y С s) para el período y la temporada límite (para la escorrentía anual, los parámetros se calculan arriba). Los cálculos se realizan por el método de los momentos de la Tabla. 10 según el esquema descrito anteriormente para el caudal anual.
Puede determinar los costos estimados utilizando las fórmulas:
escurrimiento anual
Orasgod \u003d Kr "12Q 0, (26)
período límite
Orasinter = KðQ0inter, (27)
temporada limitante
Oraslo \u003d Kr "Qlo (27)
donde Kp", Kp, Kp" son las ordenadas de las curvas de la distribución gamma de tres parámetros, tomadas de la tabla, respectivamente, para C v - escorrentía anual. Cv caudal bajo y Cv para verano-otoño.
Nota. Dado que los cálculos se basan en gastos mensuales promedio, el gasto estimado para el año debe multiplicarse por 12.
Una de las principales condiciones del método de disposición es la igualdad
Orasgod = Orasses. Sin embargo, esta igualdad se violará si la escorrentía calculada para temporadas no limitantes también se determina a partir de las curvas de oferta (debido a la diferencia en los parámetros de las curvas). Por lo tanto, la escorrentía estimada para un período no limitante (en la tarea, para la primavera) está determinada por la diferencia
Orasves = Orasgod - Orasmezh, (28)
y por una temporada no limitativa (en la faena-invierno)
Oraszim = Orasmezh. - Qlo (29)
El cálculo es más conveniente de realizar en forma de tabla. diez.
Distribución intraestacional: se toma el promedio de cada uno de los tres grupos de contenido de agua (grupo de agua alta, incluidos los años con escorrentía por temporada Р<33%, средняя по водности 33<Р<66%, маловодная Р>66%).
Para identificar los años incluidos en grupos separados de contenido de agua, es necesario organizar los costos totales de las estaciones en orden descendente y calcular su suministro real. Dado que la disponibilidad calculada (Р=80%) corresponde al grupo de aguas bajas, se pueden realizar cálculos adicionales para los años incluidos en el grupo de aguas bajas (Tabla 11).
Por esto en en la columna "Flujo total" anote los gastos por temporadas, correspondientes a la provisión P > 66%, y en la columna "Años" - anote los años correspondientes a estos gastos.
Ordene los gastos mensuales promedio dentro de la temporada en orden descendente, indicando los meses calendario a los que corresponden (Cuadro 11). Por lo tanto, la primera será la descarga del mes más húmedo, la última, para el mes de agua baja.
Para todos los años, resuma los costos por separado para la temporada y para cada mes. Tomando el monto de los gastos de la temporada como 100%, determine el porcentaje de cada mes A% incluido en la temporada, y en la columna "Mes" escriba el nombre del mes que se repite con mayor frecuencia. Si no hay repeticiones, anote cualquiera de las encontradas, pero de forma que cada mes incluido en la temporada tenga su propio porcentaje de temporada.
Luego, multiplicando el caudal estimado para la temporada, determinado en términos de la distribución interestacional del caudal (Cuadro 10), por el porcentaje de cada mes A% (Cuadro 11), calcular el caudal estimado para cada mes.
Horacio v = Horacio A % v / 100% (30)
Los datos obtenidos se introducen en la tabla. 12 “Gastos estimados por meses” y en papel cuadriculado se construye un hidrograma estimado R-80% del río en estudio (Fig. 11).
Tabla 12. Costos estimados (m3/s) por meses
Para determinar el caudal del río en función del área de la cuenca, la altura de la capa de sedimentos, etc. en hidrología se utilizan las siguientes magnitudes: caudal del río, módulo de caudal y coeficiente de caudal.
escorrentía del río llame al consumo de agua durante un largo período de tiempo, por ejemplo, por día, década, mes, año.
Módulo de drenaje llaman a la cantidad de agua expresada en litros (y), que fluye en promedio en 1 segundo desde el área de la cuenca del río en 1 km 2:
Coeficiente de escorrentía Llame a la relación entre el flujo de agua en el río (Qr) y la cantidad de precipitación (M) en el área de la cuenca del río durante el mismo tiempo, expresada en porcentaje:
a - coeficiente de escorrentía en porcentaje, Qr - valor de escorrentía anual en metros cúbicos; M es la cantidad anual de precipitación en milímetros.
Para determinar el módulo de escorrentía, es necesario conocer la descarga de agua y el área de la cuenca aguas arriba del objetivo, según la cual se determinó la descarga de agua del río dado. El área de la cuenca de un río se puede medir a partir de un mapa. Para esto, se utilizan los siguientes métodos:
- 1) planificación
- 2) descomposición en figuras elementales y cálculo de sus áreas;
- 3) medir el área con una paleta;
- 4) cálculo de áreas utilizando tablas geodésicas
Es más fácil para los estudiantes usar el tercer método y medir el área usando una paleta, es decir, papel transparente (papel de calco) con cuadrados impresos en él. Teniendo un mapa del área estudiada del mapa en cierta escala, puede hacer una paleta con cuadrados correspondientes a la escala del mapa. Primero, debe delinear la cuenca de este río por encima de una determinada alineación y luego aplicar el mapa a la paleta, en la que transferir el contorno de la cuenca. Para determinar el área, primero debe contar la cantidad de cuadrados completos ubicados dentro del contorno y luego agregar estos cuadrados, cubriendo parcialmente la cuenca del río dado. Sumando los cuadrados y multiplicando el número resultante por el área de un cuadrado, encontramos el área de la cuenca del río por encima de esta alineación.
Q - consumo de agua, l. Para convertir metros cúbicos a litros, multiplicamos el caudal por 1000, S área de la piscina, km 2.
Para determinar el coeficiente de escurrimiento de un río es necesario conocer el escurrimiento anual del río y el volumen de agua que ha caído sobre el área de una cuenca fluvial determinada. El volumen de agua que cayó sobre el área de esta piscina es fácil de determinar. Para hacer esto, debe multiplicar el área de la cuenca, expresada en kilómetros cuadrados, por el espesor de la capa de precipitación (también en kilómetros). Por ejemplo, el espesor será igual a p si la precipitación en un área determinada fue de 600 mm por año, entonces 0 "0006 km y el coeficiente de escorrentía será igual a:
Qr es el caudal anual del río, y M es el área de la cuenca; multiplique la fracción por 100 para determinar el coeficiente de escorrentía como porcentaje.
Determinación del régimen de caudales de los ríos. Para caracterizar el régimen de caudal del río, es necesario establecer:
a) qué cambios estacionales sufre el nivel del agua (un río con un nivel constante, que se vuelve muy poco profundo en verano, se seca, pierde agua en los poros y desaparece de la superficie);
b) la hora de la pleamar, si la hubiere;
c) la altura del agua durante la inundación (si no hay observaciones independientes, según los datos del cuestionario);
d) la duración de la congelación del río, si se produce (según sus propias observaciones o según información obtenida a través de una encuesta).
Determinación de la calidad del agua. Para determinar la calidad del agua, debe averiguar si es turbia o transparente, potable o no. La transparencia del agua está determinada por un disco blanco (disco de Secchi) con un diámetro de aproximadamente 30 cm, resumido en una línea marcada o unido a un poste marcado. Si el disco se baja en la línea, entonces se coloca un peso debajo, debajo del disco, para que la corriente no se lleve el disco. La profundidad a la que este disco se vuelve invisible es una indicación de la transparencia del agua. Puede hacer un disco de madera contrachapada y pintarlo de blanco, pero luego la carga debe colgarse lo suficientemente pesada como para que caiga verticalmente en el agua, y el disco mismo mantenga una posición horizontal; o la hoja de madera contrachapada se puede reemplazar con una placa.
Determinación de la temperatura del agua en el río. La temperatura del agua en el río se determina mediante un termómetro de resorte, tanto en la superficie del agua como a diferentes profundidades. Mantenga el termómetro en agua durante 5 minutos. Un termómetro de resorte se puede reemplazar con un termómetro de baño convencional con marco de madera, pero para que se hunda en el agua a diferentes profundidades, se le debe atar un peso.
Puede determinar la temperatura del agua en el río con la ayuda de batómetros: un batómetro-taquímetro y un batómetro de botella. El batómetro-taquímetro consta de un globo de goma flexible con un volumen de unos 900 cm 3; se inserta un tubo con un diámetro de 6 mm en él. El batómetro-taquímetro se fija en una varilla y se baja a diferentes profundidades para tomar agua.
El agua resultante se vierte en un vaso y se determina su temperatura.
No es difícil para un estudiante hacer un batómetro-taquímetro. Para hacer esto, debe comprar una pequeña cámara de goma, colocarla y atar un tubo de goma con un diámetro de 6 mm. La barra se puede reemplazar con un poste de madera, dividiéndola en centímetros. La varilla con el taquímetro-batómetro debe sumergirse verticalmente en el agua hasta una cierta profundidad, de modo que la abertura del taquímetro-batómetro se dirija hacia abajo. Habiendo bajado a una cierta profundidad, la barra debe girarse 180 y mantenerse durante unos 100 segundos para sacar agua, y luego girar la barra 180 ° nuevamente. Régimen de agua de escorrentía río
Debe quitarse para que el agua no se derrame fuera de la botella. Después de verter agua en un vaso, determine la temperatura del agua a una profundidad dada con un termómetro.
Es útil medir simultáneamente la temperatura del aire con un termómetro de honda y compararla con la temperatura del agua del río, asegurándose de registrar el tiempo de observación. A veces la diferencia de temperatura alcanza varios grados. Por ejemplo, a las 13 en punto la temperatura del aire es de 20, la temperatura del agua en el río es de 18 °.
Estudio en determinadas zonas sobre determinada naturaleza del cauce. Al examinar secciones de la naturaleza del cauce del río, es necesario:
a) marcar los principales tramos y grietas, determinar sus profundidades;
b) al detectar rápidos y cascadas, determinar la altura de la caída;
c) dibujar y, si es posible, medir las islas, bajíos, medios, canales laterales;
d) recopilar información en qué lugares el río se está erosionando y en lugares que están especialmente erosionados, determinar la naturaleza de las rocas erosionadas;
e) estudiar la naturaleza del delta, si se investiga la sección estuarina del río, y trazarla en el plano visual; ver si los brazos individuales corresponden a los que se muestran en el mapa.
Características generales del río y su uso. Con una descripción general del río, debe averiguar:
a) qué parte del río se está erosionando principalmente y cuál se está acumulando;
b) grado de serpenteo.
Para determinar el grado de meandros, necesita conocer el coeficiente de tortuosidad, es decir la relación entre la longitud del río en el área de estudio y la distancia más corta entre ciertos puntos en la parte de estudio del río; por ejemplo, el río A tiene una longitud de 502 km, y la distancia más corta entre el nacimiento y la desembocadura es de solo 233 km, de ahí el coeficiente de tortuosidad:
K - coeficiente de sinuosidad, L - longitud del río, 1 - distancia más corta entre la fuente y la desembocadura
Estudio de meandros es de gran importancia para el rafting y el transporte marítimo de madera;
c) Los abanicos fluviales no expresivos formados en las desembocaduras de los afluentes o que produzcan caudales temporales.
Descubra cómo se utiliza el río para la navegación y el rafting; si la mano no es navegable, averigüe por qué, sirve como un obstáculo (poco profundo, rápidos, hay cascadas), hay presas y otras estructuras artificiales en el río; si el río se usa para riego; qué transformaciones hay que hacer para utilizar el río en la economía nacional.
Determinación de la nutrición del río. Es necesario averiguar los tipos de nutrición de los ríos: agua subterránea, lluvia, lago o pantano del derretimiento de la nieve. Por ejemplo, R. Klyazma se alimenta, suelo, nieve y lluvia, de los cuales el suministro de suelo es 19%, nieve - 55% y lluvia. - 26 %.
El río se muestra en la Figura 2.
metro 3
Conclusión: En el transcurso de esta lección práctica, como resultado de los cálculos, se obtuvieron los siguientes valores que caracterizan el flujo del río:
¿Módulo de drenaje? = 177239 l/s * km 2
Coeficiente de escorrentía b = 34,5%.
Río- una corriente de agua natural que fluye constantemente en el hueco (canal) formado por ella.
Cada río tiene su nacimiento, curso alto, medio, bajo y desembocadura. Fuente- el comienzo del río. Los ríos nacen en la confluencia de arroyos que nacen en los lugares de desembocadura de aguas subterráneas o que recogen el agua de la precipitación atmosférica que ha caído a la superficie. Fluyen de pantanos (por ejemplo, el Volga), lagos y glaciares, alimentándose del agua acumulada en ellos. En la mayoría de los casos, la fuente del río solo se puede determinar condicionalmente.
Desde el nacimiento del río comienza su curso superior.
EN superior En el curso del caudal de un río, éste suele estar menos lleno de agua que en los tramos medio y bajo, la pendiente de la superficie, por el contrario, es mayor, y esto se refleja en la velocidad del caudal y en la erosión. actividad del flujo. EN promedio En el curso del río, el río se vuelve más caudaloso, pero la velocidad de la corriente disminuye y el flujo lleva principalmente los productos de la erosión del canal en los tramos superiores. EN más bajo Durante el lento movimiento del flujo, predomina la deposición de sedimentos traídos por él desde arriba (acumulación). El curso bajo del río termina en la desembocadura.
boca ríos - el lugar de su confluencia con el mar, lago, otro río. En un clima seco, donde los ríos consumen mucha agua (por evaporación, riego, filtración), pueden secarse gradualmente, no llevando sus aguas al mar oa otro río. Las desembocaduras de tales ríos se llaman "ciegas". Todos los ríos que fluyen a través de un territorio dado forman su red fluvial, incluido junto con lagos, pantanos y glaciares en red hidrografica.
La red fluvial está formada por sistemas fluviales.
El sistema fluvial incluye el río principal (cuyo nombre lleva) y afluentes. En muchos sistemas fluviales, el río principal se distingue claramente solo en los tramos inferiores, es muy difícil determinarlo en el medio y especialmente en los tramos superiores. Como signos del río principal, se puede tomar la longitud, el contenido de agua, la posición axial en el sistema fluvial, la edad relativa del valle del río (el valle es más antiguo que el de los afluentes). Los ríos principales de la mayoría de los principales sistemas fluviales no cumplen todos estos criterios a la vez, por ejemplo: el Misuri es más largo y caudaloso que el Misisipi; El Kama no trae menos agua al Volga que la que el Volga lleva a la desembocadura del Kama; El Irtysh es más largo que el Ob y su posición es más consistente con la posición del río principal del sistema fluvial. El río principal del sistema fluvial se ha convertido históricamente en el que la gente conocía antes y mejor que otros ríos de este sistema.
Los afluentes del río principal se denominan afluentes de primer orden, sus afluentes se denominan afluentes de segundo orden, etc.
El sistema fluvial se caracteriza por la longitud de los ríos que lo componen, su sinuosidad y la densidad de la red fluvial. Longitud del río- la longitud total de todos los ríos del sistema, medida en un mapa a gran escala. El grado de sinuosidad del río se determina factor de tortuosidad(Fig. 87) - la relación entre la longitud del río y la longitud de una línea recta que conecta la fuente y la desembocadura. Densidad de la red fluvial- la relación entre la longitud total de todos los ríos de la red fluvial considerada y el área ocupada por ella (km/km2). En el mapa, incluso a escala no muy grande, está claro que la densidad de la red fluvial en diferentes zonas naturales no es la misma.
En las montañas, la densidad de la red fluvial es mayor que en las llanuras, por ejemplo: en la vertiente norte de la Cordillera del Cáucaso, es de 1,49 km / km2, y en las llanuras de Ciscaucasia, de 0,05 km / km2.
La superficie por la que vierte el agua en un mismo sistema fluvial se denomina cuenca de este sistema fluvial o su cuenca. La cuenca del sistema fluvial está formada por cuencas tributarias de primer orden, que a su vez se componen de cuencas tributarias de segundo orden, etc. Las cuencas fluviales se incluyen en las cuencas de los mares y océanos. Todas las aguas terrestres se dividen entre las cuencas principales: 1) los océanos Atlántico y Ártico (área 67 359 mil km2), 2) los océanos Pacífico e Índico (área 49 419 mil km2), 3) el área de flujo interno (área 32 035 mil km2) .km2).
Las cuencas de los ríos tienen diferentes tamaños y formas muy diversas. Hay cuencas simétricas (por ejemplo, la cuenca del Volga) y asimétricas (por ejemplo, la cuenca del Yenisei).
El tamaño y la forma de la cuenca determinan en gran medida la magnitud y el régimen del caudal del río. También es importante la posición de la cuenca del río, que puede estar ubicada en diferentes zonas climáticas y puede extenderse en la dirección latitudinal dentro de un mismo cinturón.
Las cuencas están limitadas por cuencas hidrográficas. En países montañosos, pueden ser líneas que generalmente coinciden con las crestas de las cordilleras. En las llanuras, especialmente las llanas y pantanosas, las cuencas hidrográficas no están claramente definidas.
En algunos lugares, las cuencas generalmente son imposibles de dibujar, ya que la masa de agua de un río se divide en dos partes, que se dirigen a diferentes sistemas. Este fenómeno se denomina bifurcación del río (dividirlo en dos). Un ejemplo sorprendente de bifurcación es la división de los tramos superiores del Orinoco en dos ríos. Uno de ellos, que conserva el nombre de Orinoco, desemboca en el Océano Atlántico, el otro, Casiquiare, desemboca en el Río Negro, afluente del Amazonas.
Las cuencas limitan las cuencas de los ríos, mares, océanos. Las cuencas principales: el Atlántico y el Océano Ártico (Atlántico-Ártico), por un lado, y el Pacífico y el Índico, por el otro, están limitados por la cuenca principal (mundial) de la Tierra.
La posición de las cuencas hidrográficas no permanece constante. Sus movimientos están asociados a la lenta incisión de los tramos superiores de los ríos como consecuencia del desarrollo de los sistemas fluviales ya la reestructuración de la red fluvial provocada, por ejemplo, por los movimientos tectónicos de la corteza terrestre.
Cauce. Las corrientes de agua fluyen a lo largo de la superficie de la tierra en los huecos longitudinales creados por ellos: canales. Sin un canal, no puede haber río. El término "río" incluye tanto la corriente como el lecho. En la mayoría de los ríos, el canal se corta en la superficie sobre la que fluye el río. Ho hay muchos ríos, cuyos canales se elevan sobre la llanura que cruzan. Estos ríos han tallado sus cauces en los sedimentos depositados por ellos. Un ejemplo sería el río Amarillo, Mississippi y Po en los tramos inferiores. Dichos canales se mueven fácilmente, a menudo rompiendo su eje lateral, amenazando inundaciones.
La sección transversal de un canal lleno de agua se llama la sección de agua de un río. Si toda la sección de agua es una sección de una corriente en movimiento, coincide con la llamada sección viva. Si existen secciones estacionarias en la sección de agua (con una velocidad de movimiento que no es captada por los instrumentos), se denominan espacios muertos. En este caso, la sección libre será menor que la sección de agua en una cantidad igual al área del espacio muerto. La sección transversal del canal se caracteriza por área, radio hidráulico, ancho, profundidad media y máxima.
El área de la sección transversal (F) se determina como resultado de mediciones de profundidad en toda la sección transversal a ciertos intervalos, tomadas según el ancho del río. Según V. A. Appolov, el área abierta está relacionada con el ancho (B) y la mayor profundidad (H) por la ecuación: F=2/3BH.
Radio hidráulico (R) - la relación del área de la sección transversal al perímetro mojado (P), es decir, a la longitud, de la línea de contacto del flujo con su lecho:
El radio hidráulico caracteriza la forma del canal en la sección transversal, ya que depende de la relación de su ancho y profundidad. En ríos poco profundos y anchos, el perímetro mojado es casi igual al ancho, en este caso, el radio hidráulico es casi igual a la profundidad promedio.
La profundidad promedio (Hcp) de la sección transversal de un río se determina dividiendo su área por su ancho (B): Hcp = S/B. El ancho y la profundidad máxima se obtienen por medidas directas.
Todos los elementos de la sección transversal cambian junto con el cambio en la posición del nivel del río. El nivel del río está sujeto a fluctuaciones constantes, cuyas observaciones se realizan sistemáticamente en puestos especiales de medición de agua.
El perfil longitudinal del cauce del río se caracteriza por buzamiento y pendiente. Caída (Δh) - diferencia de altura de dos puntos (h1-h2). La relación entre la caída y la longitud de la sección (l) se denomina pendiente (i):
La caída se expresa en metros, la pendiente se muestra como una fracción decimal - en metros por kilómetro de caída, o milésimas (ppm - ‰).
Los ríos de los llanos tienen pendientes leves, las pendientes de los ríos de montaña son significativas.
Cuanto mayor sea la pendiente, más rápido será el caudal del río (Cuadro 23).
El perfil longitudinal del fondo del canal y el perfil longitudinal de la superficie del agua son diferentes: el primero es siempre una línea ondulada, el segundo es una línea suave (Fig. 88).
La velocidad del flujo del río. El flujo de agua se caracteriza por un movimiento turbulento. Su velocidad en cada punto cambia continuamente tanto en magnitud como en dirección. Esto asegura una mezcla constante del agua y promueve la actividad de fregado.
La velocidad del flujo del río no es la misma en diferentes partes de la sección de vivienda. Numerosas mediciones muestran que la velocidad más alta generalmente se observa cerca de la superficie. A medida que nos acercamos al fondo y a las paredes del canal, la velocidad del flujo disminuye gradualmente, y en la capa de agua cercana al fondo, de solo unas pocas decenas de milímetros de espesor, disminuye bruscamente, alcanzando un valor cercano a 0 en el fondo. .
Las líneas de distribución de velocidades iguales a lo largo de la sección viva del río son isotacas. El viento que sopla con la corriente aumenta la velocidad en la superficie; el viento que sopla contra la corriente lo frena. Disminuye la velocidad del movimiento del agua en la superficie y la capa de hielo del río. El chorro en el flujo, que tiene la velocidad más alta, se llama su eje dinámico, el chorro de la velocidad más alta en la superficie del flujo se llama la barra. Bajo ciertas condiciones, por ejemplo, cuando el viento sigue al flujo, el eje dinámico del flujo está en la superficie y coincide con la barra.
La velocidad media en la sección abierta (Vav) se calcula mediante la fórmula de Chezy: V=C √Ri, donde R es el radio hidráulico, i es la pendiente de la superficie del agua en el área de observación, C es un coeficiente que depende de la rugosidad y forma del canal (este último se determina utilizando tablas especiales).
La naturaleza del flujo. Las partículas de agua en la corriente se mueven bajo la acción de la gravedad a lo largo de la pendiente. Su movimiento se retrasa por la fuerza de fricción. Además de la gravedad y la fricción, el carácter del movimiento del flujo se ve afectado por la fuerza centrífuga que se produce en las vueltas del canal y la fuerza de desviación de la rotación de la Tierra. Estas fuerzas provocan corrientes transversales y circulares en la corriente.
Bajo la acción de la fuerza centrífuga en el giro, el flujo es presionado contra el banco cóncavo. En este caso, cuanto mayor sea la velocidad del flujo, mayor será la fuerza de inercia que evita que el flujo cambie la dirección del movimiento y se desvíe del banco cóncavo. La velocidad del flujo cerca del fondo es menor que en la superficie, por lo que la desviación de las capas del fondo hacia la costa opuesta a la cóncava es mayor que la de las capas superficiales. Esto contribuye a la aparición de una corriente a través del canal. Como el agua es presionada contra la orilla cóncava, la superficie del arroyo recibe una pendiente transversal desde la orilla cóncava a la convexa. Sin embargo, no hay movimiento de agua en la superficie a lo largo de la pendiente de una costa a otra. Esto se ve obstaculizado por la fuerza centrífuga, que obliga a las partículas de agua, superando la pendiente, a moverse hacia la orilla cóncava. En las capas inferiores, debido a la menor velocidad de la corriente, el efecto de la fuerza centrífuga es menos pronunciado y, por lo tanto, el agua se mueve de acuerdo con la pendiente desde la orilla cóncava a la convexa. Las partículas de agua que se mueven a través del río están simultáneamente río abajo y su trayectoria se asemeja a una espiral.
La fuerza de desviación de la rotación de la Tierra hace que la corriente presione contra la margen derecha (en el hemisferio norte), por lo que su superficie (así como en un giro bajo la influencia de la fuerza centrífuga) adquiere una pendiente transversal. La pendiente y los diversos grados de fuerza sobre las partículas de agua en la superficie y en el fondo provocan una contracorriente interna que va en el sentido de las agujas del reloj (en el hemisferio norte) cuando se mira río abajo. Dado que este movimiento también se combina con el movimiento de traslación de las partículas, se mueven a lo largo del canal en espiral.
En un tramo recto del canal, donde no hay fuerzas centrífugas, la naturaleza del flujo cruzado viene determinada principalmente por la acción de la fuerza deflectora de la rotación de la Tierra. En las curvas del cauce, la fuerza de desviación de la rotación de la Tierra y la fuerza centrífuga se suman o se restan, dependiendo de en qué dirección gire el río, y la circulación transversal se fortalece o se debilita.
La circulación transversal también puede ocurrir bajo la influencia de diferentes temperaturas (densidad desigual) del agua en diferentes partes de la sección transversal, bajo la influencia de la topografía del fondo y otras razones. Por lo tanto, es complejo y variado. La influencia de la circulación transversal en la formación del canal, como veremos más adelante, es muy grande.
El caudal de los ríos y sus características. La cantidad de agua que pasa por la sección viva del río en 1 segundo es su caudal. El caudal (Q) es igual al producto del área abierta (F) y la velocidad media (Vcp): Q=FVcp m3/seg.
Las descargas de agua en los ríos son muy variables. Son más estables en ríos regulados por lagos y embalses. En los ríos de la zona templada, el mayor flujo de agua cae en el período de inundaciones de primavera, el menor, en los meses de verano. De acuerdo con los datos de gastos diarios, se construyen gráficos de cambios en el consumo: hidrogramas.
La cantidad de agua que pasa por la sección viva del río durante un tiempo más o menos largo es el caudal del río. La escorrentía se determina sumando el consumo de agua para el período de interés (día, mes, estación, año). El volumen de escorrentía se expresa en metros cúbicos o kilómetros cúbicos. El cálculo de la escorrentía a lo largo de varios años permite obtener su valor medio a largo plazo (Cuadro 24).
El flujo de agua caracteriza el flujo del río. El caudal del río depende de la cantidad de agua que ingresa al río desde el área de su cuenca. Para caracterizar la escorrentía, además del caudal, se utilizan el módulo de escorrentía, la capa de escorrentía y el coeficiente de escorrentía.
Módulo de drenaje(M) - la cantidad de litros de agua que fluyen de una unidad de área de cuenca (1 kilómetro cuadrado) por unidad de tiempo (en segundos). Si el caudal medio de agua en el río durante un cierto período de tiempo es Q m3/s, y el área de la cuenca es F sq. km, entonces el módulo de escorrentía promedio para el mismo período de tiempo es M = 1000 l / s * km2 (es necesario un factor de 1000, ya que Q se expresa en metros cúbicos y M - en l). M del Neva - 10 l / s, Don - 9 l / s, Amazon - 17 l / s.
capa de escorrentía- capa de agua en milímetros, que cubriría la zona de captación con una distribución uniforme de todo el volumen de escorrentía sobre ella.
Coeficiente de escorrentía(h) - la relación entre el tamaño de la capa de escorrentía y el tamaño de la capa de precipitación que cayó sobre la misma área durante el mismo período de tiempo, expresada como porcentaje o en fracciones de una unidad, por ejemplo: el caudal coeficiente del Neva - 65%, Don - 16%, Nilo - 4% , Amazonas - 28%.
La escorrentía depende de todo un complejo de condiciones físicas y geográficas: del clima, suelos, estructura geológica de la zona, intercambio activo de agua, vegetación, lagos y pantanos, así como de las actividades humanas.
Climatizado se refiere a los principales factores en la formación de la escorrentía. Determina la cantidad de humedad en función de la cantidad de precipitación (principal elemento de la parte entrante del balance hídrico) y de la evaporación (principal indicador de la parte saliente del balance). Cuanto mayor sea la cantidad de precipitación y menor la evaporación, mayor debe ser la humedad y mayor puede ser la escorrentía. La precipitación y la evaporación determinan el potencial de escorrentía. El flujo real depende de todo el complejo de condiciones.
El clima afecta la escorrentía no solo directamente (a través de la precipitación y la evaporación), sino también a través de otros componentes del complejo geográfico: a través de los suelos, la vegetación, el relieve, que en un grado u otro dependen del clima. La influencia del clima en la escorrentía, tanto directamente como a través de otros factores, se manifiesta en diferencias zonales en la magnitud y naturaleza de la escorrentía. La desviación de los valores de la escorrentía realmente observada de la zonal es causada por condiciones físicas y geográficas locales, intrazonales.
Un lugar muy importante entre los factores que determinan la escorrentía de los ríos, sus componentes superficiales y subterráneos, lo ocupa la cubierta del suelo, que cumple el papel de intermediaria entre el clima y la escorrentía. La cantidad de escorrentía superficial, el consumo de agua por evaporación, transpiración y recarga de aguas subterráneas dependen de las propiedades de la cubierta del suelo. Si el suelo absorbe agua pobremente, la escorrentía superficial es grande, se acumula poca humedad en el suelo, el consumo por evaporación y transpiración no puede ser grande, y hay poca recarga de agua subterránea. En las mismas condiciones climáticas, pero con una mayor capacidad de infiltración del suelo, la escorrentía superficial, por el contrario, es pequeña, se acumula mucha humedad en el suelo, el consumo por evaporación y transpiración es grande, y las aguas subterráneas se alimentan abundantemente. En el segundo de los dos casos descritos, la cantidad de escorrentía superficial es menor que en el primero, pero por otro lado, debido a la alimentación subterránea, es más uniforme. El suelo, al absorber el agua de precipitación, puede retenerla y dejarla pasar más allá de la zona disponible para la evaporación. La relación entre el consumo de agua para la evaporación del suelo y para la nutrición de las aguas subterráneas depende de la capacidad de retención de agua del suelo. El suelo que retiene bien el agua gasta más agua en la evaporación y pasa menos agua al suelo. Como consecuencia del encharcamiento del suelo, que tiene una gran capacidad de retención de agua, aumenta la escorrentía superficial. Las propiedades del suelo se combinan de diferentes maneras y esto se refleja en la escorrentía.
Influencia geológico El escurrimiento de las estructuras sobre los ríos está determinado principalmente por la permeabilidad de las rocas y es generalmente similar al efecto de la cobertura del suelo. También es importante la aparición de capas resistentes al agua en relación con la superficie del día. La ocurrencia profunda de acuicludos contribuye a la preservación del agua infiltrada para que no se gaste en la evaporación. La estructura geológica afecta el grado de regulación de la escorrentía, las condiciones para el suministro de agua subterránea.
La influencia de los factores geológicos depende en menor medida de las condiciones zonales y, en algunos casos, se superpone a la influencia de los factores zonales.
Vegetación afecta la cantidad de escorrentía tanto directamente como a través de la cubierta del suelo. Su influencia directa radica en la transpiración. La escorrentía de los ríos depende de la transpiración del mismo modo que de la evaporación del suelo. Cuanto mayor es la transpiración, menor es la escorrentía de ambos componentes del río. Las copas de los árboles retienen hasta el 50% de la precipitación, que luego se evapora de ellas. En invierno, el bosque protege el suelo de la congelación, en primavera modera la intensidad del deshielo, lo que contribuye a la filtración del agua derretida y la reposición de las reservas de agua subterránea. La influencia de la vegetación en la escorrentía a través del suelo se debe a que la vegetación es uno de los factores de formación del suelo. Las propiedades de infiltración y retención de agua dependen en gran medida de la naturaleza de la vegetación. La capacidad de infiltración del suelo en el bosque es excepcionalmente alta.
La escorrentía en el bosque y en el campo generalmente difiere poco, pero su estructura es significativamente diferente. En el bosque hay menos escorrentía superficial y más reservas de suelo y aguas subterráneas (escorrentía subterránea), que son más valiosas para la economía.
En el bosque, en las relaciones entre los componentes de la escorrentía (superficial y subterránea), se encuentra un patrón zonal. En los bosques de la zona forestal la escorrentía superficial es importante (mayor humedad), aunque menor que en el campo. En las zonas de bosque-estepa y estepa, prácticamente no hay escorrentía superficial en el bosque, y toda el agua absorbida por el suelo se gasta en evaporación y recarga de aguas subterráneas. En general, la influencia del bosque en la escorrentía es reguladora y protectora del agua.
Alivio afecta la escorrentía de manera diferente dependiendo del tamaño de los mohos. La influencia de las montañas es especialmente grande. Todo el complejo de condiciones físicas y geográficas (zonalidad altitudinal) cambia con la altura. Como resultado, el stock también cambia. Dado que un cambio en el conjunto de condiciones con la altura puede ocurrir muy rápidamente, el panorama general de la formación de escorrentía en las altas montañas se vuelve más complicado. Con la altura, la cantidad de precipitación aumenta hasta cierto límite, la escorrentía generalmente aumenta. El aumento de la escorrentía es especialmente notable en las laderas de barlovento, por ejemplo, el módulo de escorrentía en las laderas occidentales de las montañas escandinavas es de 200 l/s*km2. En el interior, partes de las regiones montañosas, la escorrentía es menor que en las periféricas. El relieve es de gran importancia para la formación de escorrentía en relación con la distribución de la capa de nieve. Afecta significativamente la escorrentía y el microrrelieve. Pequeñas depresiones en el relieve, en las que se acumula el agua, contribuyen a su infiltración y evaporación.
La pendiente del terreno y la pendiente de las pendientes afectan la intensidad de la escorrentía, sus fluctuaciones, pero no afectan significativamente la magnitud de la escorrentía.
lagos, evaporando el agua acumulada en ellos, reducen el escurrimiento y al mismo tiempo actúan como sus reguladores. El papel de los grandes lagos que fluyen es especialmente importante a este respecto. La cantidad de agua en los ríos que fluyen de tales lagos casi no cambia durante el año. Por ejemplo, el flujo del Neva es de 1000-5000 m3/s, mientras que el flujo del Volga cerca de Yaroslavl, antes de su regulación, fluctuó durante el año de 200 a 11 000 m3/s.
tiene un fuerte efecto en las acciones actividad económica personas, realizando grandes cambios en los complejos naturales. El impacto de las personas sobre la cobertura del suelo también es significativo. Cuantos más espacios arados, más precipitación se filtra en el suelo, humedece el suelo y alimenta las aguas subterráneas, la menor parte fluye hacia la superficie. La agricultura primitiva provoca la desestructuración de los suelos, una disminución de su capacidad para absorber humedad y, en consecuencia, un aumento de la escorrentía superficial y un debilitamiento de la circulación subterránea. Con una agricultura racional, la capacidad de infiltración de los suelos aumenta con todas las consecuencias que ello conlleva.
La escorrentía se ve afectada por las medidas de retención de nieve destinadas a aumentar la humedad que ingresa al suelo.
Los embalses artificiales tienen una influencia reguladora en la escorrentía del río. Reduce el consumo de agua de escorrentía para riego y suministro de agua.
El pronóstico del contenido de agua y régimen de los ríos es importante para planificar el uso de los recursos hídricos del país. En Rusia, se ha desarrollado un método de pronóstico especial, basado en un estudio experimental de varios métodos de impacto económico en los elementos del balance hídrico.
La distribución de la escorrentía en el territorio se puede mostrar mediante mapas especiales, en los que se trazan las isolíneas de los valores de escorrentía: módulos o escorrentía anual. El mapa muestra la manifestación de la zonalidad latitudinal en la distribución de la escorrentía, que es especialmente pronunciada en las llanuras. También se revela claramente la influencia del relieve en la escorrentía.
Nutrición fluvial. Hay cuatro fuentes principales de nutrición fluvial: lluvia, nieve, glacial, subterránea. El papel de esta o aquella fuente de alimento, su combinación y distribución en el tiempo dependen principalmente de las condiciones climáticas. Entonces, por ejemplo, en países con un clima cálido, no hay suministro de nieve, los ríos y las aguas subterráneas profundas no se alimentan y la lluvia es la única fuente de nutrición. En un clima frío, las aguas de deshielo adquieren la principal importancia en la nutrición de los ríos, y las aguas subterráneas en invierno. En un clima templado, se combinan varias fuentes de alimentos (Fig. 89).
La cantidad de agua en el río varía dependiendo de la alimentación. Estos cambios se manifiestan en fluctuaciones en el nivel del río (la altura de la superficie del agua). Las observaciones sistemáticas del nivel de los ríos permiten descubrir patrones en los cambios en la cantidad de agua en los ríos a lo largo del tiempo, su régimen.
En la modalidad de los ríos de clima moderadamente frío, en cuya nutrición juegan un papel importante las aguas de deshielo, se distinguen claramente cuatro fases o estaciones hidrológicas: crecida de primavera, crecida de verano, crecida de otoño y crecida de invierno. Crecidas, crecidas y bajamares son características del régimen de los ríos que también se encuentran en otras condiciones climáticas.
La pleamar es un aumento relativamente prolongado y significativo de la cantidad de agua en el río, que se repite anualmente en la misma estación, acompañado de un aumento del nivel. Es causado por el derretimiento primaveral de la nieve en las llanuras, el derretimiento estival de la nieve y el hielo en las montañas y las fuertes lluvias.
El tiempo de inicio y la duración de las inundaciones en diferentes condiciones son diferentes. El agua alta causada por el deshielo en las llanuras, en un clima templado, llega en primavera, en un clima frío; en verano, en las montañas se extiende hasta la primavera y el verano. Las inundaciones inducidas por la lluvia ocurren en primavera y verano en climas monzónicos, en otoño en climas ecuatoriales y en invierno en climas mediterráneos. El caudal de algunos ríos durante la crecida es de hasta el 90% del caudal anual.
Agua baja: el agua estancada más baja en el río con predominio de la nutrición subterránea. El agua baja en verano ocurre como resultado de la alta capacidad de infiltración de los suelos y la fuerte evaporación, invierno, como resultado de la falta de nutrición superficial.
Las inundaciones son aumentos relativamente breves y no periódicos del nivel del agua en el río, causados por la entrada de lluvia y agua derretida en el río, así como por el paso del agua de los embalses. La altura de la inundación depende de la intensidad de la lluvia o del deshielo. Una inundación puede verse como una ola causada por el rápido flujo de agua hacia un canal.
AI. Voeikov, que consideraba a los ríos como un "producto climático" de sus cuencas, creó en 1884 una clasificación de los ríos según las condiciones de alimentación.
Las ideas subyacentes a la clasificación de los ríos Voeikov se tuvieron en cuenta en una serie de clasificaciones. La clasificación más completa y clara fue desarrollada por M. I. Lvovich. Lvovich clasifica los ríos según la fuente de suministro y la naturaleza de la distribución del caudal durante el año. Cada una de las cuatro fuentes de nutrición (lluvia, nieve, glacial, subterránea) bajo ciertas condiciones puede llegar a ser casi la única (casi exclusiva), representando más del 80% del suministro total, puede tener un papel predominante en la alimentación el río (del 50 al 80%) y puede prevalecer (>50%) entre otras fuentes que también juegan un papel importante en él. En este último caso, la alimentación del río se denomina mixta.
La escorrentía es primavera, verano, otoño e invierno. A su vez, puede estar concentrado casi exclusivamente (> 80%) o predominantemente (del 50 al 80%) en una de las cuatro estaciones o presentarse en todas las estaciones, prevaleciendo (> 50%) en una de ellas.
Las combinaciones naturales de diferentes combinaciones de fuentes de energía con diferentes variantes de distribución de escorrentía durante el año permitieron a Lvovich identificar los tipos de régimen hídrico de los ríos. Con base en los patrones principales del régimen hídrico, se distinguen sus principales tipos zonales: polar, subártico, templado, subtropical, tropical y ecuatorial.
Los ríos de tipo polar son alimentados por las aguas derretidas del hielo polar y la nieve durante un breve período, pero se congelan durante la mayor parte del año. Los ríos de tipo subártico son alimentados por aguas de nieve derretida, su alimentación subterránea es muy pequeña. Muchos ríos, incluso importantes, se congelan. Estos ríos tienen el nivel más alto en verano (crecidas de verano). La razón son las lluvias tardías de primavera y verano.
Los ríos de tipo moderado se dividen en cuatro subtipos: 1) con predominio de la nutrición debido al deshielo primaveral de la capa de nieve; 2) con predominio del suministro de lluvia con una pequeña escorrentía en primavera, tanto por la abundancia de lluvias como por la influencia del deshielo; 3) con predominio de la oferta pluvial en invierno con una distribución más o menos uniforme de las precipitaciones a lo largo del año; 4) con predominio de la oferta pluvial en verano debido a las continuas lluvias de origen monzónico.
Los ríos subtropicales se alimentan principalmente de agua de lluvia en invierno.
Los ríos tropicales se caracterizan por su bajo caudal. Predominan las precipitaciones estivales, con escasas precipitaciones en invierno.
Los ríos de tipo ecuatorial tienen precipitaciones abundantes durante todo el año; la mayor escorrentía se produce en el otoño del hemisferio correspondiente.
Los ríos de las zonas montañosas se caracterizan por patrones de zonalidad vertical.
Régimen térmico de los ríos. El régimen térmico del río está determinado por la absorción de calor de la radiación solar directa, la radiación efectiva de la superficie del agua, el costo del calor por evaporación y su liberación durante la condensación, el intercambio de calor con la atmósfera y el lecho del cauce. La temperatura del agua y sus cambios dependen de la proporción de las partes entrantes y salientes del balance de calor.
De acuerdo con el régimen térmico de los ríos, se pueden dividir en tres tipos: 1) los ríos son muy cálidos, sin fluctuaciones estacionales de temperatura; 2) los ríos son cálidos, con una notable fluctuación estacional de la temperatura, sin congelarse en invierno; 3) ríos con grandes fluctuaciones estacionales de temperatura que se congelan en invierno.
Dado que el régimen térmico de los ríos está determinado principalmente por el clima, los grandes ríos que fluyen a través de diferentes regiones climáticas tienen un régimen desigual en diferentes partes. Los ríos de latitudes templadas tienen el régimen térmico más difícil. En invierno, cuando el agua se enfría ligeramente por debajo de su punto de congelación, comienza el proceso de formación de hielo. En un río que fluye con calma, en primer lugar, hay bancos. Simultáneamente con ellos o algo más tarde, se forma una fina capa de pequeños cristales de hielo - manteca de cerdo - en la superficie del agua. Salo y zaberezhi se congelan en una capa continua de hielo del río.
Con el rápido movimiento del agua, el proceso de congelación se retrasa por su mezcla y el agua puede sobreenfriarse varias centésimas de grado. En este caso, aparecen cristales de hielo en toda la columna de agua y se forma hielo intra-agua y de fondo. El hielo del interior y del fondo que ha aflorado en la superficie del río se denomina lodo. Acumulándose bajo el hielo, el lodo crea obstrucciones. Lodo, manteca de cerdo, aguanieve, hielo roto flotando en el río forman la deriva de hielo de otoño. En las vueltas del río, en el estrechamiento del canal durante la deriva del hielo, se producen atascos. El establecimiento de una capa de hielo estable y estable en un río se denomina congelamiento. Los ríos pequeños se congelan, como veneno, antes que los grandes. La cubierta de hielo y la nieve que se encuentra sobre ella protegen el agua de un mayor enfriamiento. Si continúa la pérdida de calor, se acumula hielo desde abajo. Dado que, como resultado de la congelación del agua, la sección transversal libre del río disminuye, el agua bajo presión puede derramarse sobre la superficie del hielo y congelarse, aumentando su espesor. El espesor de la capa de hielo en los ríos planos de Rusia es de 0,25 a 1,5 mo más.
El tiempo de congelación de los ríos y la duración del período durante el cual la capa de hielo permanece en el río son muy diferentes: el Lena está en promedio cubierto de hielo 270 días al año, el Mezen - 200, el Oka - 139, el Dnieper - 98, el Vístula cerca de Varsovia - 60, el Elba cerca de Hamburgo - 39 días y luego no anualmente.
Bajo la influencia de abundantes salidas de agua subterránea o debido a la entrada de agua más cálida del lago, las polinias pueden permanecer en algunos ríos durante todo el invierno (por ejemplo, en el Angara).
La apertura de los ríos comienza cerca de las orillas bajo la influencia del calor solar de la atmósfera y el agua derretida que ingresa al río. La afluencia de agua derretida provoca un aumento en el nivel, el hielo flota, separándose de la costa y una franja de agua sin hielo se extiende a lo largo de la costa: los bordes. El hielo comienza a moverse río abajo con toda su masa y se detiene: primero, ocurren los llamados cambios de hielo y luego comienza la deriva de hielo de primavera. En los ríos que fluyen de norte a sur, el hielo se desplaza con más calma que en los ríos que fluyen de sur a norte. En este último caso, la cobertura comienza desde los tramos superiores, mientras que los tramos medio e inferior del río están limitados por el hielo. La ola de la inundación de primavera se mueve río abajo, mientras se forman atascos, el nivel del agua sube, el hielo, que aún no comienza a derretirse, se rompe y se arroja a la orilla, se crean poderosas corrientes de hielo que destruyen las orillas.
En los ríos que fluyen de los lagos, a menudo se observan dos derivas de hielo de primavera: primero hay hielo de río, luego hielo de lago.
Química de las aguas de los ríos. El agua de río es una solución con una concentración de sal muy baja. Las características químicas del agua del río dependen de las fuentes de nutrición y del régimen hidrológico. Según las sustancias minerales disueltas (según el predominio equivalente de los principales aniones), las aguas de los ríos se dividen (según A.O. Alekin) en tres clases: hidrocarbonadas (CO3), sulfatadas (SO4) y cloruradas (Cl). Las clases, a su vez, se dividen en tres grupos según el predominio de uno de los cationes (Ca, Mg o la suma de Na + K). En cada grupo se distinguen tres tipos de agua según la relación entre dureza total y alcalinidad. La mayoría de los ríos pertenecen a la clase hidrocarbonada, al grupo de las aguas cálcicas. Las aguas de hidrocarbonato del grupo de sodio son raras, en Rusia principalmente en Asia Central y Siberia. Entre las aguas carbonatadas, predominan las aguas débilmente mineralizadas (menos de 200 mg / l), las aguas de mineralización media (200-500 mg / l) son menos comunes: en la zona media de la parte europea de Rusia, en el sur del Cáucaso y parcialmente en Asia Central. Las aguas hidrocarbonadas altamente mineralizadas (>1000 mg/l) son un fenómeno muy raro. Los ríos de la clase de sulfato son relativamente raros. Como ejemplo, se pueden citar los ríos del Mar de Azov, algunos ríos del Cáucaso del Norte, Kazajstán y Asia Central. Los ríos de cloro son aún más raros. Fluyen en el espacio entre los tramos inferiores del Volga y los tramos superiores del Ob. Las aguas de los ríos de esta clase están altamente mineralizadas, por ejemplo, en el río. La mineralización del agua de Turgai alcanza los 19000 mg/l.
Durante el año, debido a los cambios en el caudal de los ríos, la composición química del agua cambia tanto que algunos ríos "pasan" de una clase hidroquímica a otra (por ejemplo, el río Tejen en invierno pertenece a la clase sulfatada, en verano - a la clase de hidrocarburo).
En zonas de humedad excesiva, la mineralización de las aguas del río es insignificante (por ejemplo, Pechora - 40 mg / l), en zonas de humedad insuficiente - alta (por ejemplo, Emba - 1641 mg / l, Kalaus - 7904 mg / l) . Al pasar de una zona de exceso a una zona de humedad insuficiente, la composición de las sales cambia, aumenta la cantidad de cloro y sodio.
Así, las propiedades químicas del agua de los ríos muestran un carácter zonal. La presencia de rocas fácilmente solubles (piedra caliza, sales, yeso) puede dar lugar a importantes características locales en la mineralización del agua del río.
La cantidad de sustancias disueltas transportadas en 1 segundo a través de la sección viva del río es el consumo de sustancias disueltas. Al monto de los gastos se le suma una escorrentía de sustancias disueltas, medida en toneladas (Cuadro 25).
La cantidad total de sustancias disueltas transportadas por los ríos desde el territorio de Rusia es de aproximadamente 335 * 106 toneladas por año. Alrededor del 73,7% de las sustancias disueltas se llevan al océano y alrededor del 26,3% a los cuerpos de agua de la escorrentía interna.
Stock sólido. Las partículas minerales sólidas transportadas por el flujo del río se denominan sedimentos fluviales. Se forman debido a la remoción de partículas de roca de la superficie de la cuenca y la erosión del canal. Su número depende de la energía del agua en movimiento y de la resistencia de las rocas a la erosión.
Los sedimentos fluviales se dividen en suspendidos y de tracción, o de fondo. Esta división es condicional, ya que cuando cambia la velocidad del flujo, una categoría de sedimentos pasa rápidamente a otra. Cuanto mayor sea el caudal, más grandes pueden ser las partículas suspendidas. Con una disminución en la velocidad, las partículas más grandes se hunden hasta el fondo y se convierten en sedimentos arrastrados (que saltan).
La cantidad de sedimentos en suspensión transportados por el flujo a través de la sección viva del río por unidad de tiempo (segundo) es la tasa de flujo de sedimentos en suspensión (R kg/m3). La cantidad de sedimentos en suspensión transportados a través de la sección viva del río durante un largo período de tiempo es el flujo de sedimentos en suspensión.
Conociendo el flujo de sedimentos en suspensión y el flujo de agua en el río, es posible determinar su turbidez - el número de gramos de suspensiones en 1 m3 de agua: P=1000 R/Q g/m3. Cuanto más fuerte es la erosión y más partículas se transportan al río, mayor es su turbidez. Los ríos de la cuenca Amu-Darya difieren en la turbidez más alta entre los ríos de Rusia, de 2500 a 4000 g/m3. La baja turbidez es típica de los ríos del norte: 50 g/m3.
El caudal medio anual de sedimentos en suspensión de algunos ríos se presenta en el Cuadro 26.
Durante el año, el flujo de sedimentos en suspensión se distribuye según el régimen del flujo de agua y es máximo en los grandes ríos de Rusia durante la inundación de primavera. Para los ríos de la parte norte de Rusia, la escorrentía de primavera (los sedimentos suspendidos representan el 70-75% de la escorrentía anual, y para los ríos de la parte central de la llanura rusa, el 90%).
Los sedimentos arrastrados (abajo) representan solo el 1-5% de la cantidad de sedimentos en suspensión.
Según la ley de Erie, la masa de partículas que mueve el agua por el fondo (M) es proporcional a la velocidad (F) a la sexta potencia: M=AV6 (A es el coeficiente). Si la velocidad aumenta 3 veces, la masa de partículas que el río es capaz de transportar aumentará 729 veces. A partir de esto, queda claro por qué los ríos tranquilos de las tierras bajas mueven solo bosques, mientras que los ríos montañosos mueven rocas.
A altas velocidades, los sedimentos de tracción (fondo) pueden moverse en una capa de varias decenas de centímetros de espesor. Su movimiento es muy desigual, ya que la velocidad en el fondo cambia drásticamente. Por lo tanto, se forman olas de arena en el fondo del río.
La cantidad total de sedimentos (suspendidos y de fondo) transportados a través de la sección viva del río se denomina escorrentía sólida.
Los sedimentos arrastrados por el río sufren cambios: se procesan (desbastan, trituran, laminan), clasifican por peso y tamaño), y como resultado se forman aluviones.
Energía de flujo. Una corriente de agua que se mueve en un canal tiene energía y es capaz de realizar un trabajo. Esta capacidad depende de la masa del agua en movimiento y de su velocidad. La energía del río en un tramo con una longitud de L km a una caída de Nm y a un caudal de Q m3/s es igual a 1000 Q*H kgm/s. Como un kilovatio equivale a 103 kgm/seg, la potencia del río en este tramo es 1000 QH/103 = 9,7 QH kW. Los ríos de la Tierra llevan anualmente al Océano 36.000 metros cúbicos. kilómetros de agua. Con una altura terrestre promedio de 875 m, la energía de todos los ríos (A) es 31.40 * 1000v6 kgm.
La energía de los ríos se gasta en vencer la fricción, en la erosión, en la transferencia de material en estado disuelto, suspendido y arrastrado.
Como resultado de los procesos de erosión (erosión), transferencia (transporte) y deposición (acumulación) de sedimentos, se forma el cauce del río.
Formación del lecho del río. El arroyo constantemente y directamente corta las rocas sobre las que fluye. Al mismo tiempo, busca desarrollar un perfil longitudinal, en el que su fuerza cinética (mv2/2) será la misma en todo el río, y se establecerá un equilibrio entre erosión, transporte y sedimentación en el cauce. Tal perfil de canal se llama perfil de equilibrio. Con un aumento uniforme en la cantidad de agua en el río aguas abajo, el perfil de equilibrio debería ser una curva cóncava. Tiene la mayor pendiente en la parte superior, donde la masa de agua es menor; aguas abajo, con un aumento en la cantidad de agua, la pendiente disminuye (Fig. 90). En los ríos del desierto, alimentados en las montañas, y en los tramos bajos perdiendo mucha agua por evaporación y filtración, se forma un perfil de equilibrio, convexo en la parte baja. Debido al hecho de que la cantidad de agua, la cantidad y la naturaleza de los sedimentos, la velocidad a lo largo del curso del río cambian (por ejemplo, bajo la influencia de los afluentes), el perfil de equilibrio de los ríos tiene una curvatura desigual en diferentes segmentos, esto se puede romper, escalonar dependiendo de las condiciones específicas.
Un río puede desarrollar un perfil de equilibrio solo en condiciones de reposo tectónico prolongado y una posición sin cambios de la base de erosión. Cualquier violación de estas condiciones conduce a una violación del perfil de equilibrio y a la reanudación del trabajo en su creación. Por lo tanto, en la práctica, el perfil de equilibrio del río no es alcanzable.
Los perfiles longitudinales subdesarrollados de los ríos tienen muchas irregularidades. El río erosiona intensamente las cornisas, llena las depresiones del canal con sedimentos, tratando de nivelarlo. Al mismo tiempo, el canal se incide según la posición de la base de la erosión, propagándose río arriba (erosión inversa, regresiva). Debido a las irregularidades del perfil longitudinal del río, en él suelen aparecer cascadas y rápidos.
Cascada- la caída del flujo del río desde una repisa pronunciada o desde varias repisas (cascada de cascadas). Hay dos tipos de cascadas: Niagara y Yosemite. El ancho de las cascadas tipo Niágara excede su altura. Las Cataratas del Niágara están divididas por la isla en dos partes: el ancho de la parte canadiense es de unos 800 m, la altura es de 40 m; el ancho de la parte americana es de unos 300 m, la altura es de 51 m, las cascadas tipo Yosemite tienen una gran altura con un ancho relativamente pequeño. Cataratas de Yosemite (río Merced): un estrecho chorro de agua que cae desde una altura de 727,5 m Este tipo incluye la cascada más alta de la Tierra: Angel (Angela) - 1054 m (América del Sur, río Churun ).
La cornisa de las cataratas se erosiona continuamente y retrocede río arriba. En la parte superior es arrastrado por el agua que fluye, en la parte inferior es destruido vigorosamente por el agua que cae desde arriba. Las cascadas retroceden con especial rapidez en aquellos casos en que el saliente está formado por rocas fácilmente erosionables, cubiertas únicamente desde arriba por capas de rocas resistentes. Es esta estructura la que tiene la cornisa del Niágara, retrocediendo a razón de 0,08 m por año en la parte americana y 1,5 m por año en la parte canadiense.
En algunas áreas, hay "líneas de caída" asociadas con repisas que se extienden por largas distancias. A menudo, las "líneas de cascada" se limitan a líneas de falla. Al pie de los Apalaches, al pasar de las montañas a las llanuras, todos los ríos forman cascadas y rápidos, cuya energía se utiliza ampliamente en la industria. En Rusia, la línea de cascadas corre en el Báltico (acantilado de la meseta de Silurian).
umbrales- secciones del cauce longitudinal del río, en las que aumenta la caída del río y, en consecuencia, aumenta la velocidad del flujo del río. Los rápidos se forman por las mismas razones que las cascadas, pero a una altura de saliente más baja. Pueden ocurrir en el sitio de la cascada.
Desarrollando un perfil longitudinal, el río corta en los tramos superiores, alejando la cuenca. Su cuenca aumenta, una cantidad adicional de agua comienza a fluir hacia el río, lo que contribuye al corte. Como resultado de esto, los tramos superiores de un río pueden acercarse a otro río y, si este último está ubicado más alto, capturarlo, incluirlo en su sistema (Fig. 91). La inclusión de un nuevo río en el sistema fluvial cambiará la longitud del río, su caudal y afectará el proceso de formación del cauce.
Intercepciones fluviales- un fenómeno frecuente, por ejemplo, r. Pinega (el afluente derecho del Dvina del Norte) era un río independiente y era uno con el río. Kuloem, que desemboca en la bahía de Mezensky. Uno de los afluentes del Dvina del Norte interceptó la mayor parte del Pinega y desvió sus aguas hacia el Dvina del Norte. El río Psel (un afluente del Dnieper) interceptó otro afluente del Dnieper: Khorol, r. Merty - curso superior p. Mosela (perteneciente al río Mosa), Ródano y Rin - partes del alto Danubio. Está previsto interceptar el Danubio por los ríos Neckar y Rutach, etc.
Hasta que el río desarrolla un perfil de equilibrio, erosiona intensamente el fondo del cauce (erosión profunda). Cuanta menos energía se gasta en la erosión del fondo, más erosiona el río las orillas del cauce (erosión lateral). Ambos procesos, que determinan la formación del canal, ocurren simultáneamente, pero cada uno de ellos se vuelve líder en diferentes etapas.
El río rara vez fluye recto. El motivo de la desviación inicial pueden ser obstáculos locales debido a la estructura geológica y al terreno. Los meandros formados por el río permanecen sin cambios durante mucho tiempo solo bajo ciertas condiciones, como rocas difíciles de erosionar y una pequeña cantidad de sedimentos.
Como regla general, los meandros, independientemente de las razones de su aparición, cambian y se desplazan continuamente río abajo. Este proceso se llama serpenteante, y las circunvoluciones formadas como resultado de este proceso - meandros.
Un flujo de agua que cambia la dirección del movimiento por cualquier razón (por ejemplo, debido al afloramiento de un lecho rocoso en su camino), se acerca a la pared del canal en ángulo y, lavándolo intensamente, conduce a un retroceso gradual. Reflejándose al mismo tiempo aguas abajo, el flujo golpea la orilla opuesta, la erosiona, se refleja de nuevo, etc. Como resultado de esto, las áreas que son arrastradas "pasan" de un lado del canal al otro. Entre dos secciones cóncavas (erosionadas) de la costa hay una sección convexa, el lugar donde la corriente transversal cercana al fondo proveniente de la costa opuesta deposita los productos de erosión que transporta.
Sin embargo, a medida que aumenta la tortuosidad, el proceso de serpenteo se intensifica hasta cierto límite (Fig. 92). Un aumento en los meandros significa un aumento en la longitud del río y una disminución en la pendiente y, por lo tanto, una disminución en la velocidad de la corriente. El río pierde energía y ya no puede erosionar las orillas.
La curvatura de los meandros puede ser tan grande que el istmo se abre paso. Los extremos de la circunvolución desprendida se llenan de depósitos sueltos y se convierte en una anciana.
La franja dentro de la cual serpentea el río se llama cinturón de meandros. Los ríos grandes, serpenteantes, forman grandes meandros, y su cinturón de meandros es más ancho que el de los ríos pequeños.
Dado que la corriente, que erosiona la costa, se acerca a ella en ángulo, los meandros no solo aumentan, sino que se desplazan gradualmente río abajo. Durante un largo período de tiempo, pueden moverse tanto que la sección cóncava del canal estará en lugar de la convexa, y viceversa.
Moviéndose en la franja del cinturón de meandros, el río erosiona las rocas y deposita sedimentos, lo que da como resultado una depresión plana revestida de aluvión, a lo largo de la cual serpentea el lecho del río. Durante las inundaciones, el agua desborda el canal e inunda la depresión. Así es como se forma una llanura aluvial: una parte del valle del río, inundada por inundaciones.
En pleamar, el río es menos sinuoso, su pendiente aumenta, la profundidad aumenta, la velocidad se hace mayor, la actividad erosiva se intensifica, se forman grandes meandros que no corresponden a los meandros formados durante la bajamar. Hay muchas razones para eliminar la sinuosidad del río, y por ello los meandros suelen tener una forma muy compleja.
El relieve del fondo del cauce de un río serpenteante está determinado por la distribución de la corriente. La corriente longitudinal, debida a la gravedad, es el principal factor de erosión del fondo, mientras que la transversal determina la transferencia de los productos de erosión. En la orilla cóncava erosionada, la corriente arrastra una depresión, un tramo, y la corriente transversal transporta partículas minerales a la orilla convexa, creando un bajío. Por tanto, el perfil transversal del cauce en el recodo del río no es simétrico. En el tramo recto del cauce, situado entre dos tramos y denominado rift, los calados son relativamente pequeños, no existiendo fluctuaciones bruscas de profundidad en el perfil transversal del cauce.
La línea que conecta los lugares más profundos a lo largo del canal, la calle, corre de tramo a tramo a través de la parte media de la grieta. Si el rollo está atravesado por calles que no se desvían de la dirección principal, y si su línea transcurre sin problemas, se dice que es normal (bueno); el rollo, en el que la calle hace una curva pronunciada, se desplazará (malo) (Fig. 93). Las grietas malas dificultan la navegación.
La formación del relieve del cauce (la formación de tramos y fisuras) se produce principalmente en primavera durante las crecidas.
La vida en los ríos. Las condiciones de vida en aguas dulces difieren significativamente de las condiciones de vida en los océanos y mares. En el río, el agua dulce, la mezcla turbulenta constante del agua y las profundidades relativamente poco profundas accesibles a la luz solar son de gran importancia para la vida.
El flujo tiene un efecto mecánico sobre los organismos, proporciona una entrada de gases disueltos y elimina los productos de descomposición de los organismos.
Según las condiciones de vida, el río se puede dividir en tres tramos, correspondientes a su curso superior, medio e inferior.
En los tramos superiores de los ríos de montaña, el agua se mueve a la mayor velocidad. A menudo hay cascadas, rápidos. El fondo suele ser rocoso, los depósitos de limo están casi ausentes. La temperatura del agua es más baja debido a la altura absoluta del lugar. En general, las condiciones para la vida de los organismos son menos favorables que en otras partes del río. La vegetación acuática suele estar ausente, el plancton es escaso, la fauna de invertebrados es muy escasa, no se proporciona alimento para peces. El curso alto de los ríos es pobre en pesca tanto en número de especies como en número de individuos. Solo algunos peces pueden vivir aquí, como truchas, tímalos, marinka.
En los tramos medios de los ríos de montaña, así como en los tramos superior y medio de los ríos planos, la velocidad del movimiento del agua es menor que en los tramos superiores de los ríos de montaña. La temperatura del agua es más alta. Arena y guijarros aparecen en el fondo, limo en los remansos. Las condiciones de vida aquí son más favorables, pero están lejos de ser óptimas. El número de individuos y especies de peces es mayor que en las partes altas, en las montañas; peces comunes como la gorguera, la anguila, la lota, el barbo, la cucaracha, etc.
Las condiciones de vida más favorables en los tramos bajos de los ríos: bajo caudal, fondo fangoso, gran cantidad de nutrientes. Aquí se encuentran principalmente peces como el eperlano, el espinoso, la platija de río, el esturión, el besugo, la carpa cruciana, la carpa. Peces que viven en el mar al que desembocan los ríos: lenguados, tiburones, etc.. Penetran No todos los peces encuentran las condiciones para todas las etapas de su desarrollo en un mismo lugar, la cría y los hábitats de muchos peces no coinciden, y los peces migran (desove , forraje y migraciones invernales).
Canales. Los canales son ríos artificiales con un peculiar régimen regulado, creados para el riego, el abastecimiento de agua y la navegación. Una característica del modo de canal son las pequeñas fluctuaciones de nivel, pero si es necesario, el agua del canal se puede drenar por completo.
El movimiento del agua en un canal sigue los mismos patrones que el movimiento del agua en un río. El agua del canal en gran parte (hasta el 60% de toda el agua que consume) se infiltra por su fondo. Por lo tanto, la creación de condiciones anti-infiltración es de gran importancia. Hasta el momento, este problema aún no ha sido resuelto.
Las posibles velocidades de flujo promedio y las velocidades de fondo no deben exceder ciertos límites, dependiendo de la resistencia del suelo a la erosión. Para los barcos que se mueven a lo largo del canal, ya no se permite una velocidad de flujo promedio de más de 1,5 m / s.
La profundidad de los canales debe ser mayor que el calado de los barcos en 0,5 m, el ancho, no menos que el ancho de dos barcos +6 m.
Los ríos como recurso natural. Los ríos son uno de los recursos hídricos más importantes que han sido utilizados por las personas para una variedad de propósitos durante mucho tiempo.
La navegación fue la rama de la economía nacional que ante todo requirió el estudio de los ríos. Conectar ríos con canales hace posible crear sistemas de transporte complejos. La longitud de las rutas fluviales en Rusia supera actualmente la longitud de los ferrocarriles. Los ríos se han utilizado durante mucho tiempo para el rafting en madera. La importancia de los ríos en el abastecimiento de agua de la población (potable y doméstica), la industria y la agricultura es grande. Todas las ciudades importantes están en los ríos. La población y la economía urbana consumen mucha agua (una media de 60 litros diarios por persona). Cualquier producto industrial no puede prescindir del consumo irrecuperable de una cierta cantidad de agua. Por ejemplo, para producir 1 tonelada de hierro fundido, se necesitan 2,4 m3 de agua, para producir 1 tonelada de papel, 10,5 m3 de agua, para producir 1 g de tela a partir de algunos materiales sintéticos poliméricos, más de 3000 m3 de agua. En promedio, 40 litros de agua por día por 1 cabeza de ganado. La riqueza piscícola de los ríos ha sido siempre de gran importancia. Su uso contribuyó al surgimiento de asentamientos a lo largo de las riberas. En la actualidad, los ríos como fuente de un producto valioso y nutritivo: el pescado no se utiliza lo suficiente; la pesca marina es mucho más importante. En Rusia, se presta mucha atención a la organización de la pesca con la creación de embalses artificiales (estanques, embalses).
En áreas con una gran cantidad de calor y falta de humedad atmosférica, el agua de los ríos se usa en grandes cantidades para el riego (UAR, India, Rusia - Asia Central). La energía de los ríos se está utilizando cada vez más. Los recursos hidroeléctricos totales en la Tierra se estiman en 3.750 millones de kW, de los cuales Asia representa el 35,7%, África - 18,7%, América del Norte - 18,7%, América del Sur - 16,0%, Europa - 6,4%, Australia - 4,5%. El grado de uso de estos recursos en diferentes países, en diferentes continentes es muy diferente.
La escala de uso de los ríos es actualmente muy grande y sin duda aumentará en el futuro. Esto se debe al crecimiento progresivo de la producción y la cultura, con la necesidad cada vez mayor de producción industrial en agua (esto es especialmente cierto para la industria química), con el consumo creciente de agua para las necesidades de la agricultura (un aumento en la productividad es asociado a un aumento en el consumo de agua). Todo esto plantea la cuestión no solo de la protección de los recursos fluviales, sino también de la necesidad de su reproducción ampliada.
El régimen hídrico de los ríos se caracteriza por un cambio acumulativo en el tiempo de los niveles y volúmenes de agua en el río. Nivel del agua ( H) - la altura de la superficie del agua del río en relación con la marca cero constante (ordinario o cero del gráfico de la estación de medición de agua). Entre las fluctuaciones de los niveles de agua en el río, se identifican las de largo plazo, debido a los cambios climáticos seculares, y las periódicas: estacionales y diarias. En el ciclo anual del régimen hídrico de los ríos se distinguen varios períodos característicos, denominados fases del régimen hídrico. Para diferentes ríos, son diferentes y dependen de las condiciones climáticas y la proporción de fuentes de alimento: lluvia, nieve, subterránea y glacial. Por ejemplo, los ríos de clima continental templado (Volga, Ob, etc.) tienen las siguientes cuatro fases: inundación de primavera, bajamar de verano, subida de agua de otoño, bajamar de invierno. agua alta- un aumento a largo plazo en el contenido de agua del río que se repite anualmente en la misma estación, provocando un aumento en el nivel. En latitudes templadas, ocurre en primavera debido al intenso deshielo.
agua baja- un período de bajos niveles y flujo de agua a largo plazo en el río con predominio de la alimentación subterránea ("low water"). El agua baja de verano se debe a la intensa evaporación y la filtración de agua en el suelo, a pesar de la mayor cantidad de precipitaciones en este momento. El agua baja en invierno es el resultado de la falta de nutrición superficial, los ríos existen solo debido al agua subterránea.
inundaciones- aumentos no periódicos a corto plazo en los niveles de agua y un aumento en el volumen de agua en el río. A diferencia de las inundaciones, se producen en todas las estaciones del año: en la mitad cálida del año son provocadas por lluvias intensas o prolongadas, en invierno -por el deshielo de la nieve durante los deshielos, en la desembocadura de algunos ríos- por el oleaje de los mares donde fluyen. En latitudes templadas, el aumento otoñal del agua en los ríos a veces se denomina período de inundación; está asociado con una disminución de la temperatura y una disminución de la evaporación, y no con un aumento de la precipitación: hay menos que en verano, aunque el clima nublado y lluvioso es más común en otoño. Las inundaciones de otoño a lo largo del río Neva en San Petersburgo son causadas principalmente por el aumento de agua del golfo de Finlandia por los vientos del oeste; la inundación más alta de 410 cm ocurrió en San Petersburgo en 1824. Las inundaciones suelen ser de corta duración, el aumento del nivel del agua es menor y el volumen de agua es menor que durante las inundaciones.
Una de las características hidrológicas más importantes de los ríos es la escorrentía, que se forma debido a la entrada de aguas superficiales y subterráneas desde el área de captación. Se utilizan una serie de indicadores para cuantificar el caudal de los ríos. El principal es el flujo de agua en el río: la cantidad de agua que pasa a través de la sección viva del río en 1 segundo. Se calcula según la fórmula q=v*ω, donde q- consumo de agua en m 3 / s, v es la velocidad media del río en m/s. ω - área abierta en m 2. Con base en los datos de los gastos diarios, se construye un gráfico de calendario (cronológico) de fluctuaciones en las descargas de agua, llamado hidrograma.
La modificación del flujo es el volumen de escorrentía (W en m 3 o km 3): la cantidad de agua que fluye a través de la sección viva del río durante un período prolongado (mes, temporada, más a menudo un año): W \u003d Q * T, donde T es un período de tiempo. El volumen de escorrentía varía de un año a otro, la escorrentía promedio a largo plazo se denomina tasa de escorrentía. Por ejemplo, el caudal anual del Amazonas es de unos 6930 km3, que es aproximadamente >5% del caudal anual total de todos los ríos del mundo, el Volga es de 255 km3. El volumen anual de escorrentía no se calcula para el calendario, sino para el año hidrológico, dentro del cual se completa el ciclo hidrológico anual completo del ciclo del agua. En regiones con inviernos fríos y nevados, se toma el 1 de noviembre o el 1 de octubre como inicio del año hidrológico.
Módulo de drenaje(M, l / s km 2) - la cantidad de agua en litros que fluye de 1 km 2 del área de la cuenca (F) por segundo:
(10 3 es un multiplicador para convertir m 3 en litros).
El módulo de caudal del río le permite conocer el grado de saturación de agua del área de la cuenca. Él está zonificado. La Amazonía tiene el mayor módulo de escorrentía - 30.641 l/s km 2; cerca del Volga, es 5670 l / s km 2, y cerca del Nilo - 1010 l / s km 2.
capa de escorrentía (Y) es la capa de agua (en mm) distribuida uniformemente sobre el área de captación ( F) y fluyendo hacia abajo durante un cierto tiempo (la capa de escorrentía anual).
Coeficiente de escorrentía (A) es la relación entre el volumen de flujo de agua en el río ( W) a la cantidad de precipitación ( X) cayendo sobre el área de la cuenca ( F) durante el mismo tiempo, o la proporción de la capa de escorrentía ( Y) a la capa de precipitación ( X) que cayó en la misma zona ( F) por el mismo período de tiempo (valor inconmensurable o expresado en %):
K=A/(x*F)* 100%, o K=Y/x*100%.
El coeficiente medio de escorrentía de todos los ríos de la Tierra es del 34%. es decir, sólo un tercio de la precipitación que cae sobre la tierra va a parar a los ríos. El coeficiente de escorrentía es zonal y varía del 75 al 65 % en zonas de tundra y taiga al 6 a 4 % en semidesiertos y desiertos. Por ejemplo, para el Neva es del 65% y para el Nilo es del 4%.
El concepto de regulación de la escorrentía está relacionado con el régimen hídrico de los ríos: cuanto menor es la amplitud anual de las descargas de agua en el río y los niveles de agua en el mismo, más se regula la escorrentía.
Los ríos son la parte más móvil de la hidrosfera. Su escorrentía es una característica integral del balance hídrico del área terrestre.
La cantidad de caudal de los ríos y su distribución durante el año está influenciada por un complejo de factores naturales y la actividad económica humana. Entre las condiciones naturales, la principal es el clima, especialmente la precipitación y la evaporación. Con fuertes lluvias, el caudal de los ríos es grande, pero hay que tener en cuenta su tipo y la naturaleza de la lluvia radiactiva. Por ejemplo, la nieve producirá más escorrentía que la lluvia porque hay menos evaporación en invierno. Las fuertes precipitaciones aumentan la escorrentía en comparación con las precipitaciones continuas con la misma cantidad. La evaporación, especialmente intensa, reduce la escorrentía. Además de las altas temperaturas, el viento y la falta de humedad del aire contribuyen a ello. La afirmación del climatólogo ruso A. I. Voeikov es cierta: “Los ríos son un producto del clima”.
Los suelos afectan la escorrentía a través de la infiltración y la estructura. La arcilla aumenta el escurrimiento superficial, la arena lo reduce, pero aumenta el escurrimiento subterráneo, siendo un regulador de la humedad. La fuerte estructura granular de los suelos (por ejemplo, en los chernozems) contribuye a la penetración profunda del agua, y en los suelos arcillosos sueltos sin estructura, a menudo se forma una costra que aumenta la escorrentía superficial.
La estructura geológica de la cuenca del río es muy importante, especialmente la composición material de las rocas y la naturaleza de su ocurrencia, ya que determinan la alimentación subterránea de los ríos. Las rocas permeables (arenas gruesas, rocas fracturadas) sirven como acumuladores de humedad. El caudal de los ríos en tales casos es mayor, ya que una menor proporción de la precipitación se gasta en evaporación. El escurrimiento en las zonas kársticas es peculiar: allí casi no hay ríos, ya que las precipitaciones son absorbidas por embudos y grietas, pero en su contacto con arcillas o pizarras se observan poderosos manantiales que alimentan los ríos. Por ejemplo, el yaila de Crimea karsted en sí está seco, pero los manantiales poderosos brotan al pie de las montañas.
La influencia del relieve (altura absoluta y pendientes de la superficie, densidad y profundidad de disección) es grande y variada. El escurrimiento de los ríos de montaña suele ser mayor que el de los ríos llanos, ya que en las montañas de las laderas de barlovento hay precipitaciones más abundantes, menor evaporación por las temperaturas más bajas, debido a las grandes pendientes de la superficie, la trayectoria y el tiempo para el Las precipitaciones para llegar al río son más cortas. Debido a la profunda incisión erosiva, la nutrición subterránea es más abundante en varios acuíferos a la vez.
La influencia de la vegetación -diferentes tipos de bosques, prados, cultivos, etc.- es ambigua. En general, la vegetación regula la escorrentía. Por ejemplo, un bosque, por un lado, mejora la transpiración, retrasa la precipitación con las copas de los árboles (especialmente los bosques de coníferas nieva en invierno), por otro lado, más precipitación suele caer sobre el bosque, bajo el dosel de los árboles la temperatura es más baja. y la evaporación es menor, el deshielo es más largo, la precipitación se filtra mejor en el suelo del bosque. Es muy difícil identificar la influencia de los diferentes tipos de vegetación en su forma pura debido al efecto compensador conjunto de varios factores, especialmente dentro de las grandes cuencas fluviales.
La influencia de los lagos es inequívoca: reducen el caudal de los ríos, ya que hay más evaporación desde la superficie del agua. Sin embargo, los lagos, como los pantanos, son poderosos reguladores naturales del flujo.
El impacto de la actividad económica sobre la bolsa es muy significativo. Además, una persona afecta directamente tanto la escorrentía (su valor y distribución en el año, especialmente durante la construcción de embalses) como las condiciones para su formación. Al crear embalses, el régimen del río cambia: durante el período de exceso de agua, se acumulan en los embalses, durante el período de escasez, se utilizan para diversas necesidades, de modo que se regula el flujo de los ríos. Además, el flujo de tales ríos generalmente se reduce, porque aumenta la evaporación de la superficie del agua, una parte significativa del agua se gasta en suministro de agua, riego, riego y disminución de la nutrición subterránea. Pero estos costos inevitables son más que compensados por los beneficios de los embalses.
Cuando el agua se transfiere de un sistema fluvial a otro, el caudal cambia: en un río disminuye, en otro aumenta. Por ejemplo, durante la construcción del Canal de Moscú (1937), disminuyó en el Volga y aumentó en el río Moscova. Por lo general, no se utilizan otros canales de transporte para la transferencia de agua, por ejemplo, el Volga-Báltico, el Mar Blanco-Báltico, numerosos canales de Europa Occidental, China, etc.
Las actividades que se realizan en la cuenca del río son de gran importancia para la regulación del caudal del río, debido a que su eslabón inicial es el caudal de talud en la zona de captación. Las principales actividades realizadas son las siguientes. Agrosilvicultura - plantaciones forestales, riego y drenaje - represas y estanques en vigas y arroyos, agronómico - arado de otoño, acumulación y retención de nieve, arado a lo largo de la pendiente o contorno en colinas y crestas, laderas cubiertas de hierba, etc.
Además de la variabilidad de la escorrentía intraanual, existen fluctuaciones a largo plazo, aparentemente asociadas con ciclos de actividad solar de 11 años. En la mayoría de los ríos, los períodos de aguas altas y bajas que duran aproximadamente 7 años están claramente trazados: durante 7 años, el contenido de agua del río supera los valores promedio, las inundaciones y las aguas bajas son altas, durante la misma cantidad de años el agua contenido del río es inferior a los valores medios anuales, las descargas de agua en todas las fases del régimen hídrico son pequeñas.
Literatura.
- Liubushkina S.G. Geografía general: Proc. Subsidio para estudiantes universitarios matriculados en especial. "Geografía" / S.G. Liubushkina, K.V. Pashkang, AV Chernov; ed. AV. Chernov. - M. : Educación, 2004. - 288 p.
