Water flow speed depends on hypothe

Water flow speed depends on hypothetical water speed.


Figure 7.6 Real flow and hypothetical flow (Musy, 2001)
Groundwater flow Q is the volume of water per time unit that crosses a section of the subsurface water under the effect of a hydraulic gradient. It can be expressed by the following relation:


(6.7)

where:
Q subsurface water flow
Ks hydraulic conductivity [m3/s]
i hydraulic charge gradient [m/m]
A section of soil [m2], A = H.1m
H subsurface water width [m]
l flow section average width [m]
T transmissivity [m2/s]
Water stock estimation

The estimation of the subsurface water volume begins by a geological study of the impermeable level, or by determination of the rock or storage coefficient, or by measuring the piezometric level.

Recession curve

Without rain, evaporation and transpiration processes progressively reduce the subsurface water reserve of the watershed. One of the most common laws is the simple exponential law:


(6.8)

where:
Q water flow at time t [m3/s]
α drainage coefficient
Q0 initial water flow at time t0 [m3/s]
This relation can be applied to determine the useful volume of water stored at a given instant, and also to determine the storage capacity. The available water volume at an instant t can be found with the following equation:


(6.9)

where:
V available water volume contained in the watershed reserve
In the particular case of an exponential decreasing law and at instant t = 0, one obtains:


(6.10)



Figure 7.7. Watershed storage capacity (Musy, 2001)

7.3 Water storage in solid phase

7.3.1 Snow coverage

Snow coverage is an essential component of the storage in mountain regions. Accumulated snow on a watershed is a potentially useful stock for a region's water supply.

Evaluation of snow storage

The snow storage can be evaluated by:

photogrammetry, which can give information about the snow layer and its distribution in mountain regions with poor forestation. The flow width is estimated through subtraction of the snow surface level and soil level. It is determined in certain points marked before the first snow falls.
utilization of topographical copies, which allows estimation of the altitude of the snow layer limits on mountainsides.
utilization of photos from satellites (digital or analogical), which allows estimation of the snow layer in mountain and plain regions.
site measurements, which are also used to estimate the snow width variations.
Snow layer measurements on large surfaces, combined with snow density values locally estimated, permit an evaluation of the water equivalent for an entire region; but it is also necessary to estimate the snow melting time and the flow of this storage.

During the snow melting period snow coverage is composed of two separate parts: the upper part which is unsaturated and can contain a certain quantity of water, and the lower part which is in contact with the soil and is saturated with water.


Figure 7.8. Flow process of a snow layer [Musy, 2001]

Snow melting

Snow melting is caused by heat transfer to the snow layer and depends on the following elements:

Solar radiation
Heat transfer (convection and conduction)
Latent heat transfer through evaporation and condensation
Snow melting rate calculation is a difficult process that requires different simplified hypotheses. It is assumed that the latent ice heat is 80 cal/g, that the snow is pure ice, and that the snow temperature is 0 °C. It can be admitted that this last hypothesis is not real during winter, because snow temperature is negative.

A simple method of calculating the snow-melting rate in the United States is the method of the temperature index or the method of the daily degree. This method takes into consideration the air temperature, and has the advantage of using general accessible meteorological records. Water height resulting through snow melting can be estimated by the following relation:


(6.11)

where:
hfiday water height resulting through snow melting during the day i [cm]
k coefficient which expresses the influence of natural and climatic conditions of the basin (excepting the temperature) above snow melting [cm/ °C]
Ti daily average air temperature, over 0 [ °C] for the day j, determined for the average altitude of the basin
T0 reference temperature, generally admitted as equal to freezing temperature [ °C]
7.3.2 Ice coverage

Two types of ice coverage can be distinguished: permanent glaciers and ice formed on the surface of lakes and rivers.

Glaciers

A glacier is an ice mass formed through snow recrystallization on the soil surface. The water equivalent of glaciers represents only 2% of the Earth's water, but 77% of the drinking water supply. Glaciers can be found in Antarctica (13.9 106 km2 and 90% of total ice) and in Greenland (1.8 106 km2 and 9% of total ice). Only 1% of the total ice can be found in other regions. This percentage represents an important amount of ice on a local scale. Annual ice balance is generally calculated by means of indirect methods, such as energetical balance, hydrological balance and geodesic balance.

Ice from lake and river surfaces

The amount of ice that covers rivers, lakes and reservoirs can cause different problems such as damaging certain works and slowing navigation. On rivers and important reservoirs the ice width can be measured with a probe or a rule. Observations can be done from satellites using infrared technologies (which allow an estimation of ice characteristics).



Bibliography

Musy, A. 1998. Hydrologie appliquée, Cours polycopié d'hydrologie générale, Lausanne, Suisse.

Musy, A. 2001. e-drologie. Ecole Polytechnique Fédérale, Lausanne, Suisse.

Vladimirescu, I. 1978. Hidrologie. Ed. Didactica si Pedagogica, Bucuresti, Romania.

Vladimirescu, I. 1984. Bazele hidrologiei tehnice. Ed. Tehnica, Bucuresti, Romania.

ผลลัพธ์ (ไทย) 1:

ความเร็วกระแสน้ำขึ้นอยู่กับความเร็วน้ำสมมุติรูปที่ 7.6 ไหลจริงและกระแสสมมุติ (Musy, 2001)น้ำบาดาลไหล Q คือ ปริมาตรของน้ำต่อหน่วยเวลาที่ตัดส่วนน้ำ subsurface ภายใต้ผลของการไล่ระดับสีไฮดรอลิก มันสามารถแสดงตามความสัมพันธ์ต่อไปนี้:(6.7)ที่ตั้ง: Q กระแสน้ำ subsurface Ks นำไฮดรอลิก [m3/s] ฉันไฮดรอลิกคิดไล่ระดับสี [m/m] ส่วนของดิน [m2], A = H.1m ความกว้างน้ำ subsurface H [m] l กระแสเฉลี่ยความกว้างของส่วน [m] Transmissivity T [m2/s]ประเมินหุ้นน้ำการประเมินปริมาณน้ำ subsurface เริ่ม โดยศึกษาธรณีวิทยาระดับการซึมผ่านของ หรือ โดยความมุ่งมั่นของสัมประสิทธิ์ร็อคหรือเก็บ หรือวัด piezometricเส้นถดถอยโดยฝน กระบวนการระเหยและ transpiration ลดสำรอง subsurface น้ำของลุ่มน้ำความก้าวหน้า กฎหมายทั่วไปมากที่สุดคือกฎหมายเนนง่าย:(6.8)ที่ตั้ง: Q น้ำไหลที่เวลา t [m3/s] สัมประสิทธิ์การระบายน้ำของα กระแสน้ำเริ่ม Q0 ที่เวลา t0 [m3/s]ความสัมพันธ์นี้สามารถใช้ เพื่อกำหนดปริมาณน้ำที่เก็บในทันทีให้ประโยชน์ และยังกำหนดจุ ปริมาณน้ำใช้ที่ t ทันทีสามารถพบได้ ด้วยสมการต่อไปนี้:(6.9)ที่ตั้ง: ปริมาณน้ำมี V อยู่ในลุ่มน้ำในกรณีของการเนนลดกฎหมาย และที่ทันที t = 0 หนึ่งเหตุผล:(6.10) รูปที่ 7.7 การ ลุ่มน้ำจุ (Musy, 2001)7.3 เก็บน้ำในเฟสของแข็ง7.3.1 หิมะความครอบคลุมความครอบคลุมของหิมะเป็นส่วนประกอบสำคัญของการจัดเก็บข้อมูลในพื้นที่ภูเขา หิมะสะสมในลุ่มน้ำมีหุ้นอาจมีประโยชน์สำหรับการจัดหาน้ำของภูมิภาคการประเมินจัดเก็บหิมะเก็บหิมะสามารถประเมินได้โดย:photogrammetry ซึ่งสามารถให้ข้อมูลเกี่ยวกับชั้นหิมะและที่กระจายในภูมิภาคภูเขากับ forestation ไม่ มีประเมินกว้างกระแสทางลบในระดับพื้นผิวหิมะและระดับดิน มันจะถูกกำหนดในบางจุดที่ทำเครื่องหมายก่อนหิมะแรกตกใช้สำเนา topographical ซึ่งช่วยให้ประเมินความสูงของขีดจำกัดชั้นหิมะบน mountainsidesใช้ประโยชน์ของภาพถ่ายจากดาวเทียม (ดิจิทัล หรือ analogical), ซึ่งช่วยให้การประเมินของชั้นหิมะที่ภูเขาและพื้นที่ธรรมดาวัดไซต์ ซึ่งยังใช้ในการประเมินการเปลี่ยนแปลงความกว้างของหิมะวัดชั้นบนพื้นผิวขนาดใหญ่ รวมกับค่าความหนาแน่นของหิมะในประเทศประมาณหิมะ อนุญาตให้ผลเทียบเท่ากับน้ำในภูมิภาคทั้ง แต่ก็ยังจำเป็นต้องประเมินหิมะละลายเวลาและขั้นตอนการเก็บข้อมูลนี้ในระหว่างหิมะ ละลายหิมะรอบระยะเวลาความครอบคลุมประกอบด้วยสองส่วนแยก: ส่วนบนซึ่งอยู่ในระดับที่สม และประกอบด้วยปริมาณของน้ำ และด้านล่าง ที่อยู่กับดินอิ่มตัว ด้วยน้ำรูปที่ 7.8 การ กระบวนการไหลของชั้นหิมะ [Musy, 2001]หิมะละลายหิมะละลายเกิดจากการถ่ายเทความร้อนให้ชั้นหิมะ และขึ้นอยู่กับองค์ประกอบต่อไปนี้:รังสีแสงอาทิตย์ถ่ายเทความร้อน (การพาและการนำ)ถ่ายเทความร้อน latent ระเหยและควบแน่นคำนวณอัตราการละลายของหิมะเป็นกระบวนการที่ยากที่ต้องใช้สมมุติฐานต่าง ๆ ง่าย จึงสันนิษฐานว่าความร้อนแฝงอยู่น้ำแข็ง 80 cal/g ว่าหิมะน้ำแข็งบริสุทธิ์ และว่าหิมะอุณหภูมิ 0 องศาเซลเซียส มันสามารถยอมรับว่า สมมติฐานนี้สุดท้ายไม่จริงในช่วงฤดูหนาว เนื่องจากหิมะอุณหภูมิติดลบวิธีการง่าย ๆ ของการคำนวณอัตราการละลายของหิมะในสหรัฐอเมริกาคือ ดัชนีอุณหภูมิวิธีการหรือวิธีการศึกษาทุกวัน วิธีนี้จะพิจารณาอุณหภูมิอากาศ และมีประโยชน์ของการใช้ระเบียนอุตุนิยมวิทยาสามารถเข้าถึงได้ทั่วไป ความสูงของน้ำที่เกิดผ่านหิมะละลายสามารถประเมิน โดยความสัมพันธ์ดังต่อไปนี้:(6.11)ที่ตั้ง: hfiday น้ำสูงเกิดผ่านหิมะละลายเวลาฉัน [cm] สัมประสิทธิ์ k ซึ่งแสดงอิทธิพลของสภาพธรรมชาติ และสภาพอากาศของลุ่มน้ำ (ยกอุณหภูมิ) ข้างบนหิมะละลาย [cm / ° C] ตี้ทุกวันเฉลี่ยอุณหภูมิอากาศ ผ่าน 0 [° C] สำหรับเจวัน กำหนดสำหรับความสูงเฉลี่ยของลุ่มน้ำ อุณหภูมิอ้างอิง T0 โดยทั่วไปยอมรับเท่ากับเป็นการแช่แข็งอุณหภูมิ [° C]7.3.2 น้ำแข็งครอบคลุมสามารถแตกต่างครอบคลุมน้ำแข็งสองชนิด: น้ำแข็งและธารน้ำแข็งถาวรที่เกิดขึ้นบนพื้นผิวของทะเลสาบและแม่น้ำได้ธารน้ำแข็งแม่น้ำเป็นน้ำแข็งเกิดขึ้นจำนวนมากผ่าน recrystallization หิมะบนพื้นผิวดิน เทียบเท่ากับน้ำธารน้ำแข็งแทนเพียง 2% ของน้ำดิน แต่ 77% ของน้ำดื่ม สามารถพบธารน้ำแข็ง ในทวีปแอนตาร์กติกา (km2 13.9 106 และ 90% ของน้ำแข็งทั้งหมด) และ ในเกาะกรีนแลนด์ (km2 1.8 106 และ 9% ของน้ำแข็งทั้งหมด) เพียง 1% ของน้ำแข็งทั้งหมดสามารถพบได้ในภูมิภาคอื่น ๆ เปอร์เซ็นต์นี้แสดงยอดเงินสำคัญของน้ำแข็งในระดับท้องถิ่น โดยทั่วไปมีคำนวณยอดดุลน้ำแข็งรายปี โดยวิธีการทางอ้อม energetical ดุล ดุลอุทกวิทยา และดุล geodesicน้ำแข็งจากทะเลสาบและแม่น้ำผิวจำนวนน้ำแข็งที่ครอบคลุมแม่น้ำ ทะเลสาบ และอ่างเก็บน้ำอาจทำให้เกิดปัญหาต่าง ๆ เช่นทำลายการทำงานบางอย่าง และชะลอตัวนำทาง แม่น้ำและอ่างเก็บน้ำสำคัญ สามารถวัดความกว้างแข็งกับการโพรบหรือกฎ สังเกตที่สามารถทำได้จากดาวเทียมที่ใช้เทคโนโลยีอินฟราเรด (ซึ่งทำให้การประเมินลักษณะน้ำแข็ง) บรรณานุกรมปี 1998 musy อ. Hydrologie appliquée ผับ polycopié d'hydrologie générale โลซาน ซุส2001 musy อ. e-drologie Ecole Polytechnique Fédérale โลซาน ซุสVladimirescu, I. 1978 Hidrologie อุตสาหกรรมมหาบัณฑิต Didactica ศรี Pedagogica, Bucuresti โรมาเนียVladimirescu, I. 1984 Bazele hidrologiei tehnice อุตสาหกรรมมหาบัณฑิต Tehnica, Bucuresti โรมาเนีย

ผลลัพธ์ (ไทย) 2:

ความเร็วการไหลของน้ำขึ้นอยู่กับความเร็วของน้ำสมมุติ. รูปที่ 7.6 การไหลจริงและการไหลสมมุติ (Musy, 2001) การไหลของน้ำบาดาล Q คือปริมาณของน้ำต่อหน่วยเวลาที่ข้ามส่วนของน้ำใต้ผิวดินภายใต้ผลกระทบของการไล่ระดับสีไฮโดรลิค ก็สามารถที่จะแสดงออกมาด้วยความสัมพันธ์ต่อไปนี้: (6.7) ที่: Q ไหลของน้ำใต้ผิวดิน Ks การนำไฮดรอลิ [m3 / s] ที่ฉันคิดในการไล่ระดับสีไฮดรอลิ [m / m] ส่วนของดิน [m2], = H.1m H ดิน ความกว้างของน้ำ [ม] ไหลลิตรส่วนความกว้างเฉลี่ย [ม] T transmissivity [m2 / s] น้ำประมาณค่าหุ้นประมาณปริมาณน้ำใต้ผิวดินเริ่มต้นด้วยการศึกษาทางธรณีวิทยาของระดับผ่านหรือโดยการกำหนดค่าสัมประสิทธิ์หินหรือการจัดเก็บข้อมูล หรือโดยการวัดระดับ piezometric. โค้งภาวะถดถอยโดยไม่ต้องฝนกระบวนการการระเหยและการคายก้าวหน้าลดสำรองน้ำใต้ผิวดินของลุ่มน้ำ หนึ่งในกฎหมายที่พบมากที่สุดคือกฎหมายชี้แจงง่าย: (6.8) ที่: Q ไหลของน้ำที่เวลา t [m3 / s] αค่าสัมประสิทธิ์การระบายน้ำ Q0 การไหลของน้ำที่เริ่มต้นในเวลา t0 [m3 / s] ความสัมพันธ์นี้สามารถนำมาใช้ในการตรวจสอบ ปริมาณที่มีประโยชน์ของน้ำที่เก็บไว้ในทันทีที่ได้รับและยังกำหนดความจุ ปริมาณน้ำที่มีอยู่ในทันทีเสื้อสามารถพบกับสมการต่อไปนี้: (6.9) โดยที่: V ปริมาณน้ำที่มีอยู่มีอยู่ในทุนสำรองลุ่มน้ำโดยเฉพาะในกรณีของกฎหมายลดลงและชี้แจงทันทีที่ t = 0 คนหนึ่งได้: ( 6.10) รูปที่ 7.7 ความจุลุ่มน้ำ (Musy, 2001) 7.3 การจัดเก็บน้ำในเฟสของแข็ง7.3.1 คุ้มครองหิมะคุ้มครองหิมะเป็นองค์ประกอบสำคัญของการจัดเก็บในพื้นที่ภูเขา สะสมหิมะบนสันปันน้ำเป็นหุ้นที่อาจเป็นประโยชน์สำหรับน้ำประปาภูมิภาค. การประเมินผลการจัดเก็บหิมะหิมะจัดเก็บข้อมูลที่สามารถได้รับการประเมินโดย: ถ่ายภาพซึ่งสามารถให้ข้อมูลเกี่ยวกับชั้นหิมะและการกระจายในบริเวณภูเขาที่มีป่าที่น่าสงสาร ความกว้างไหลผ่านอยู่ที่ประมาณลบในระดับพื้นผิวหิมะและระดับดิน มันจะถูกกำหนดในบางจุดที่ทำเครื่องหมายไว้ก่อนที่หิมะแรกตก. การใช้ประโยชน์จากสำเนาภูมิประเทศซึ่งจะช่วยให้การประมาณความสูงของข้อ จำกัด ชั้นหิมะบนเชิงเขา. การใช้ประโยชน์จากภาพถ่ายจากดาวเทียม (ดิจิตอลหรือเปรียบเทียบ) ซึ่งช่วยให้การประมาณค่าของชั้นหิมะ . ภูเขาและภูมิภาคธรรมดา. วัดเว็บไซต์ซึ่งนอกจากนี้ยังใช้ในการประเมินรูปแบบกว้างหิมะวัดชั้นหิมะบนพื้นผิวขนาดใหญ่รวมกับค่าความหนาแน่นของหิมะประมาณในพื้นที่อนุญาตให้มีการประเมินผลเทียบเท่าน้ำสำหรับทั้งภูมิภาค; แต่ก็ยังเป็นสิ่งที่จำเป็นในการประมาณการครั้งที่หิมะละลายและการไหลของการจัดเก็บนี้. ในช่วงเวลาที่หิมะละลายหิมะคุ้มครองประกอบด้วยสองส่วนแยก: ส่วนบนซึ่งเป็นไม่อิ่มตัวและจะต้องมีปริมาณที่แน่นอนของน้ำและลดลง ซึ่งเป็นส่วนหนึ่งในการติดต่อกับดินและจะอิ่มตัวด้วยน้ำ. รูปที่ 7.8 กระบวนการไหลของชั้นหิมะ [Musy 2001] หิมะละลายละลายหิมะที่เกิดจากการถ่ายโอนความร้อนไปยังชั้นหิมะและขึ้นอยู่กับองค์ประกอบต่อไปนี้: รังสีแสงอาทิตย์ถ่ายเทความร้อน (พาและการนำ) การถ่ายเทความร้อนแฝงผ่านการระเหยและควบแน่นอัตราการละลายหิมะ การคำนวณเป็นกระบวนการที่ยากที่ต้องใช้สมมติฐานง่ายที่แตกต่างกัน สันนิษฐานว่าเป็นความร้อนน้ำแข็งแฝงคือ 80 cal / g ที่หิมะน้ำแข็งบริสุทธิ์และที่อุณหภูมิหิมะ 0 ° C ก็สามารถที่จะยอมรับว่าสมมติฐานที่ผ่านมานี้ไม่ได้จริงในช่วงฤดูหนาวเพราะอุณหภูมิหิมะเป็นลบ. วิธีการที่ง่ายในการคำนวณอัตราหิมะละลายในสหรัฐอเมริกาเป็นวิธีการของดัชนีอุณหภูมิหรือวิธีการของการศึกษาระดับปริญญาในชีวิตประจำวัน วิธีนี้ใช้เวลาในการพิจารณาอุณหภูมิของอากาศและมีความได้เปรียบของการใช้บันทึกอุตุนิยมวิทยาทั่วไปสามารถเข้าถึงได้ ความสูงของน้ำที่เกิดผ่านหิมะละลายสามารถประมาณโดยความสัมพันธ์ต่อไปนี้(6.11) ที่อยู่: hfiday สูงน้ำผลผ่านหิมะละลายในระหว่างวันที่ฉัน [ซม.] สัมประสิทธิ์ k ซึ่งเป็นการแสดงออกถึงอิทธิพลของสภาพธรรมชาติและภูมิอากาศของอ่าง (ยกเว้น อุณหภูมิ) เหนือหิมะละลาย [เซนติเมตร / ° C] Ti อุณหภูมิอากาศเฉลี่ยต่อวันกว่า 0 [° C] สำหรับ J วันกำหนดสำหรับความสูงเฉลี่ยของลุ่มน้ำ T0 อุณหภูมิอ้างอิงยอมรับโดยทั่วไปว่าเป็นเท่ากับอุณหภูมิแช่แข็ง [° C ] 7.3.2 คุ้มครองน้ำแข็งสองประเภทของความคุ้มครองน้ำแข็งจะประสบความสำเร็จ. ธารน้ำแข็งและน้ำแข็งถาวรที่เกิดขึ้นบนพื้นผิวของทะเลสาบและแม่น้ำธารน้ำแข็งธารน้ำแข็งเป็นมวลน้ำแข็งที่เกิดขึ้นผ่านผลึกหิมะบนผิวดิน เทียบเท่าน้ำของธารน้ำแข็งเป็นเพียง 2% ของน้ำของโลก แต่ 77% ของการจัดหาน้ำดื่ม ธารน้ำแข็งที่สามารถพบได้ในทวีปแอนตาร์กติกา (13.9 106 กิโลเมตร 2 และ 90% ของน้ำแข็งรวม) และในกรีนแลนด์ (1.8 106 กิโลเมตร 2 และ 9% ของน้ำแข็งทั้งหมด) เพียง 1% ของน้ำแข็งทั้งหมดสามารถพบได้ในภูมิภาคอื่น ๆ เปอร์เซ็นต์นี้แสดงให้เห็นถึงจำนวนเงินที่สำคัญของน้ำแข็งในระดับท้องถิ่น ความสมดุลของน้ำแข็งในแต่ละปีคำนวณโดยทั่วไปหมายถึงวิธีการทางอ้อมเช่นการสมดุล energetical สมดุลอุทกวิทยาและความสมดุลเนื้อที่. น้ำแข็งจากทะเลสาบและแม่น้ำพื้นผิวปริมาณของน้ำแข็งที่ครอบคลุมแม่น้ำทะเลสาบและอ่างเก็บน้ำอาจทำให้เกิดปัญหาต่าง ๆ เช่นความเสียหายและผลงานบางอย่าง ชะลอตัวนำทาง ในแม่น้ำและอ่างเก็บน้ำที่สำคัญความกว้างน้ำแข็งสามารถวัดได้ด้วยการสอบสวนหรือกฎ ข้อสังเกตที่สามารถทำได้จากดาวเทียมโดยใช้เทคโนโลยีอินฟราเรด (ซึ่งจะช่วยให้การประมาณค่าของลักษณะน้ำแข็ง). บรรณานุกรมMusy, A. 1998 Hydrologie appliquée, Cours polycopié d'Hydrologie générale, โลซานสวิส. Musy, A. 2001 E-drologie Ecole Polytechnique Fédérale, โลซานสวิส. Vladimirescu, I. 1978 Hidrologie เอ็ด Didactica si Pedagogica, Bucuresti, โรมาเนีย. Vladimirescu, I. 1984 Bazele hidrologiei tehnice เอ็ด Tehnica, Bucuresti, โรมาเนีย

ผลลัพธ์ (ไทย) 3:

การไหลของน้ำความเร็วขึ้นอยู่กับความเร็วน้ำ สมมุติ


รูปที่ 7.6 จริงไหล และสมมุติไหล ( Musy , 2001 )
น้ำใต้ดินไหล Q เป็นปริมาณของน้ำต่อหน่วยเวลาที่ข้ามส่วนของดินน้ำภายใต้ผลกระทบของความลาดชลศาสตร์ . มันสามารถแสดงได้โดยความสัมพันธ์ต่อไปนี้ :


( 6.7 )

:
q
KS การนำชลศาสตร์การไหลของน้ำใต้ผิวดิน [ / s ]
M3ผมไฮดรอลิกคิดค่าลาด [ m / m ]
ส่วนของดิน [ 2 ] = h.1m
h [ M ] ความกว้างดินน้ำไหล
l ส่วนเฉลี่ย [ M ] ความกว้าง
t transmissivity [ m2 / s ]


น้ำสต็อกประมาณค่าของดิน ปริมาตรน้ำที่เริ่มต้นจากการศึกษาทางธรณีวิทยา ของที่ไม่ได้ระดับหรือปริมาณของหิน หรือเก็บค่าหรือโดยการวัดตอม่อ , ท่าเทียบเรือ .

เว้าโค้ง

ฝนโดยการระเหยและการคายน้ำ , กระบวนการค่อยๆลดระดับของน้ำในลุ่มน้ำ หนึ่งที่พบมากที่สุดของกฎหมายเป็นกฎหมายแบบง่าย :


( 6.8 )

:
Q น้ำไหลที่เวลา t [ m3 / s ]

q0 ระบายαค่าเริ่มต้นการไหลของน้ำในเวลา t0 [ / s ]
M3ความสัมพันธ์นี้สามารถใช้เพื่อกำหนดปริมาณน้ำที่เป็นประโยชน์ไว้ให้ทันที และยังหากระเป๋าความจุ มีอยู่ปริมาตรน้ำในทันที T สามารถพบได้ด้วยสมการต่อไปนี้ :


( 6.9 )

:
v ปริมาณน้ำพร้อมใช้งานที่มีอยู่ในลุ่มน้ำสำรอง
ในกรณีเฉพาะของชี้แจงกฎหมายและที่ลดลงทันที t = 0 คนหนึ่งได้ :


( 610 )



รูปที่ 7.7 . ความจุน้ำ ( Musy , 2001 )

7.3 น้ำที่เก็บในของแข็งเฟส



7.3.1 หิมะครอบคลุมหิมะครอบคลุมเป็นส่วนประกอบที่สําคัญของกระเป๋าในภูเขาภูมิภาค หิมะที่สะสมในลุ่มน้ำเป็นหุ้นที่อาจเป็นประโยชน์สำหรับพื้นที่ประปา

การประเมินหิมะกระเป๋า

หิมะกระเป๋าสามารถประเมินได้โดย : ศฎ

,ซึ่งสามารถให้ข้อมูลเกี่ยวกับการกระจายของชั้นหิมะและภูเขาภูมิภาคฟื้นฟูและเพิ่มพื้นที่ยากจน การไหลกว้างประมาณผ่านการลบหิมะระดับและระดับพื้นผิวดิน มันถูกกำหนดในบางจุดที่ทำเครื่องหมายไว้ก่อนหิมะแรกตก
ใช้สำเนาภูมิประเทศ ซึ่งจะช่วยให้การประมาณค่าความสูงของหิมะชั้นนัก
จำกัด .การใช้ภาพถ่ายจากดาวเทียม ดิจิตอล ( หรือเล่ม ) ซึ่งจะช่วยให้การในชั้นขอบเขตภูเขาหิมะและธรรมดา .
วัดไซต์ ซึ่งยังใช้ประเมินหิมะกว้างรูปแบบ .
หิมะชั้นวัดบนพื้นผิวขนาดใหญ่ รวมกับค่าความหนาแน่นของหิมะประมาณภายในอนุญาตให้มีการประเมินน้ำเทียบเท่าสำหรับ ภูมิภาคทั้งหมด ;แต่มันก็ยังเป็นสิ่งที่จำเป็นเพื่อประเมินเวลาหิมะละลาย และการไหลของกระเป๋านี้

ช่วงหิมะละลายหิมะครอบคลุมระยะเวลาที่ประกอบด้วยสองส่วนที่แยกต่างหาก : ส่วนบนซึ่งเป็นกรดไขมันไม่อิ่มตัว และมีปริมาณที่แน่นอนของน้ำและส่วนที่สัมผัสกับดินและจะอิ่มตัวกับ น้ำ


รูปที่ 7.8 . กระบวนการไหลของหิมะ Musy ชั้น [ 2001 ]

,หิมะละลาย

หิมะละลายจากความร้อนถ่ายโอนไปยังหิมะชั้นและขึ้นอยู่กับองค์ประกอบต่อไปนี้ :


โอนความร้อนพลังงานแสงอาทิตย์ ( การพาความร้อนและการนําความร้อนแฝง )

โอนผ่านการระเหยและการควบแน่นหิมะละลายการคำนวณอัตราเป็นกระบวนการที่ยากซึ่งต้องแตกต่างกันง่ายสมมติฐาน เป็นสันนิษฐานว่าความร้อนแฝงคือน้ำแข็ง 80 แคลอรี / กรัมที่หิมะบริสุทธิ์ น้ำแข็ง และหิมะ อุณหภูมิอยู่ที่ 0 องศา ก็สามารถยอมรับสมมติฐานล่าสุดนี้ไม่ได้จริง ในช่วงหน้าหนาว เพราะอุณหภูมิติดลบ หิมะ

วิธีการง่าย ๆของการคำนวณอัตราการละลายหิมะในสหรัฐอเมริกาเป็นวิธีการของอุณหภูมิหรือวิธีการระดับดัชนี ทุกวัน วิธีนี้ใช้เวลาในการพิจารณาอุณหภูมิของอากาศและมีความได้เปรียบของการใช้ทั่วไปสามารถเข้าถึงได้ทางอุตุนิยมวิทยาประวัติ ความสูงของน้ำที่เกิดจากหิมะละลาย สามารถคำนวณจากความสัมพันธ์ต่อไปนี้ :


( 6.11 )

:
hfiday น้ำความสูงที่เกิดจากหิมะละลาย ระหว่างวันผม [ CM ]
ค่า K ซึ่งแสดงอิทธิพลของธรรมชาติและสภาพอากาศในอ่าง ( ยกเว้นอุณหภูมิ ) เหนือหิมะละลาย [ ซม. / / C ]
Ti ทุกวัน อุณหภูมิเฉลี่ยมากกว่า 0 [ / c ] สำหรับวัน J , มุ่งมั่นสำหรับความสูงเฉลี่ยของลุ่มน้ำ
t0 อุณหภูมิอ้างอิง โดยทั่วไปยอมรับว่าเท่ากับการแช่แข็งอุณหภูมิ [ / c ]


7.3.2 น้ำแข็งครอบคลุมสองประเภทของน้ำแข็งครอบคลุมสามารถแยกแยะ : ธารน้ำแข็งถาวรและน้ำแข็งที่เกิดขึ้นบนพื้นผิวของทะเลสาบและแม่น้ำ ธารน้ำแข็งธารน้ำแข็ง



เป็นมวลน้ำแข็งก่อตัวขึ้นผ่านหิมะการตกผลึกบนพื้นผิวดิน . น้ำเทียบเท่าของธารน้ำแข็งเป็นเพียง 2% ของโลก น้ำ แต่ 77% ของการดื่มน้ำประปา ธารน้ำแข็งสามารถพบในทวีปแอนตาร์กติกา ( 139 106 ตารางกิโลเมตร และ 90% ของทั้งหมดน้ำแข็ง ) และในกรีนแลนด์ ( 1.8 106 ตารางกิโลเมตรและ 9 % ของทั้งหมดน้ำแข็ง ) เพียง 1% ของน้ำแข็งทั้งหมดสามารถพบได้ในภูมิภาคอื่น ๆ ร้อยละของปริมาณน้ำแข็งที่สำคัญในระดับท้องถิ่น ดุลน้ำแข็งประจำปีโดยทั่วไปคำนวณโดยวิธีทางอ้อม เช่น ความขะมักเขม้น สมดุลทางอุทกวิทยาและสมดุล geodesic

น้ำแข็งจากแม่น้ำและทะเลสาบพื้นผิว

ปริมาณน้ำแข็งที่ครอบคลุมแม่น้ำ ทะเลสาบและอ่างเก็บน้ำสามารถก่อให้เกิดปัญหาต่าง ๆเช่น ทำลายงานบางอย่างและการชะลอตัวทาง ในแม่น้ำและแหล่งสำคัญน้ำแข็งความกว้างสามารถวัดด้วยโพรบหรือกฎ สังเกตได้จากดาวเทียมที่ใช้เทคโนโลยีอินฟราเรด ( ซึ่งอนุญาตให้มีการประเมินคุณลักษณะน้ำแข็ง ) .





Musy บรรณานุกรม อ. 1998hydrologie appliqu é e , กูร์ polycopi é d'hydrologie G . kgm rale เมืองโลซานน์สวิส , ,

Musy อ. 2001 e-drologie . โรงเรียน F é d éโพลิเทคนิค rale Lausanne , สวิส , .

vladimirescu ผม 1978 hidrologie . เอ็ด didactica ศรี pedagogica บูคาเรสต์ , โรมาเนีย , .

vladimirescu ผม 1984 bazele hidrologiei tehnice . เอ็ด tehnica บูคาเรสต์ , โรมาเนีย ,
.