Кіші Алматы өзені – СЭС-тен 164 км жоғары бекетінің гидрологиялық сипаттамаларын есептеу
Кіші Алматы өзені – СЭС-тен 164 км жоғары бекетінің гидрологиялық сипаттамаларын есептеу тақырыбында орындалған курстық жұмыс кіріспеден, 3 бөлімнен және қорытындыдан құрылған. Берілген жұмыстың көлемі беттен, 3 графиктен, 8 кестеден, қолданылған әдебиеттен тұрады.
Негізгі қолданылған сөздер: су өтімі, су ағындысы, ағынды модулі, қамтамасыздық қисығы, вариация коэффициенті, асимметрия коэффициенті, орташа квадраттық ауытқу, ағындының жылдық таралуы, ең үлкен су өтімі, орташа су өтімі, ең төмен су өтімі, гидрограф, айырымдық және жиынтық интеграл қисығы.
Кіші Алматы өзені – СЭС-тен 164 км жоғары бекеті болып табылады.
Мазмұны
| Кіріспе | ||
| 1. | Кіші Алматы өзенінің қысқаша физико-географиялық сипаттамасы ………………………………………………………………………… | |
| 1.1 | Климаты……………………………………………………………………………….. | |
| 2. | Ағындыны қалыптастыратын факторлар……………………………….. | |
| 2.1 | Өзендердің гидрографиясы мен су режимі ……………………………. | |
| 2.2 | Жамылғы беттің атқаратын рөлі………………………………………….. | |
| 2.3 | Гидрогеологиялық жағдайы………………………………………………….. | |
| 3 | Өзен ағындысын есептеу…………………………………………………….. | |
| 3.1 | Гидрологиялық деректер жеткілікті болған жағдайда ағындыны есептеу………………………………………………………………… | |
| 3.2 | Бақылау қатары аз (10-20 жыл) болған жағдайда қалыпты ағындыны есептеу…………………………………………………………..…… | |
| 3.3 | Бақылау қатары жетікілікті болған жағдайда орташа жылдық су өтімінің қамтамасыздық қисығын тұрғызу………………………… | |
| 3.4 | Өзеннің ең жоғарғы ағындысын есепте…………………………………. | |
| 3.5 | Өзеннің ең төменгі ағындысын есептеу………………………………… | |
| Қорытынды…………………………………………………………………………… | ||
| Қолданылған әдебиет тізімі | ||
КІРІСПЕ
Курстық жұмыста қарастырылып отырған Кіші Алматы өзені-сэс-тен 164 (171) км жоғары бекетінің жалпы физико-географиялық сипатын, климаттық факторларын, гидрологиялық зерттелгендігін және су режимінің жалпы жүру кезеңдері айқындалған.
Жұмыстың негізгі мақсаты болып зерттеу жұмыстары кезіндегі мәліметтер бойынша есептік тұстамадағы өзен ағындысының барлық сипаттамаларын анықтау болып табылады.
Қарастырылып отырған жұмыста бастапқы мәліметтер бағаланды және алаптың климаттық, физико-географиялық сипаттамалары есепке алынып, өзенннің орташа, ең жоғарғы және ең төменгі су өтімімен қамтамасыздық қисығы тұрғызылды.
1 Кіші Алматы өзенінің қысқаша физико-географиялық сипаттамасы
1.1 Географияалық ориаласуы
Қарастырып отырған Іле Алатауының солтүстік бөлігі шығысында Шелек өзені бойындағы тау етегінен басталып батысында Шамалған өзеніне дейін 100-180 км-ге созылыңқы, ал ені – 50-70 км-ді қамтиды. Аймақтың солтүстік бөлігі Қапшағай бөгенімен шектеледі де, жалпы ауданы шамамен 6 мың км2-ты құрайды. Бұл аймақ пайда болуы жағынан алғанда Іле Алатауының дамуымен тығыз байланысты, рельефі өте күрделі және Іле тауортасы ойпаты түбінен (қазіргі Қапшағай бөгенінің түбі) 4-4,5 мың м-ге биіктей отырып ендік бағытқа созылған. Ең жоғарғы биік шыңдары орталық бөлігінде орналасқан, әрі Талғар тауы торабы деп аталады (ең биік нүктесі Талғар шыңы – 5017 м абс.). Бұл тау жотасының батыс және шығыс шеткі бөліктері төмендеп, батысында Кіндіктас үстүрті түріндегі массивке, ал шығысында Сарытау, Боқай, Қараш және т.б. орташа тау сілемдеріне бөлінеді. Іле Алатауы анық байқалатын зональді құрылымға ие. Тау жүйесі ағынды қалыптасатын зонаға жатады, мұнда Іле Алатауының солтүстік беткейінің су ресурстары қалыптасады.
Зерттеліп отырған тау алды-жазықтық аймақ тау жүйесінен мұнда келіп түсетін су ресурсының таралу зонасы болып табылады және ауылшаруашылық қажетіне жақсы игерілген. Аудан егін шаруашылығына климаты жағынан да және топырағымен де қолайлы болып келген. Су ресурстарының қалыптасу жағдайына және олардың өзара қатынасу сипатына байланысты Іле Алатауының солтүстік беткейі және тауалды-жазықтық ауданын үш зонаға бөлуге болады.
- Су ресурстарының қалыптасу зонасы – жартасты палеозойлық жыныстардан құралған және аймақ өзендерінің негізгі қоректену обылысы болып табылады.
- Ысырынды конус зонасы – өзендердің біріккен ысырынды конустарынан құралған және өзендердің беттік ағындысының, ирригациялық және метеорлық сулардың қарқынды жұтылуы орын алатын зона болып табылады.
- Ұсақ дәнді суды нашар өткізетін төменгі төрттік шөгінділерден құралған және жер асты суларының шығу зонасы болып табылатын тауалды еңіс жазықтық.
Қолдағы бар әдебиеттерге талдау жасау нәтижесі қарастырып отырған аймақтың су ресурстарының тасымалдануы беттік және жер асты суларымен өзера тығыз байланысты екенін көрсетеді. Бұл байланыстылық беттік ағындының қоректену жағдайымен және жер асты суының гидрографиялық желіге жақын жатуымен, негізгі су өткізгіш қабаттардың суды өз бойына сіңіруі мен суды өткізуімен, суды нашар өткізетін жыныстардың кездесуімен, тектоникалық жарықтардың (жарықтық бұзылыстар) орын алуымен түсіндіріледі. Мұндай қасиеттер өз кезегінде тау жыныстарының генетикалық табиғатына (литологиялық құрамына) тәуелді және рельеф түзетін факторлармен анықталады. Іле Алатауының қазіргі кездегі рельефінің пайда болуына еңбектеріне келісімді жаңа тектоникалық қозғалыстар анықтаушы рөл атқарған. Қоректену мен ағынды өз кезегінде өзендердің рельеф түзуші әрекетіне тікелей әсерін тигізеді. Ал қоректену ең алдымен әр географиялық зонаның климаттық факторларымен және су циклімен байланысты.
Жоғарыда мазмұндалғаннан туатыны өзеннің қалыптасу зонасынан ойпаттың төменгі бөлігіне (эрозия базисі) қозғалуы кезінде ағындының тасымалдануын анықтайтын факторларға мыналар жатады:
- Ағындыны қалыптастыратын факторлар.
- Төсеніш беттің атқаратын рөлі.
Төменде бұл факторлардың әрқайсысын жеке қарастырамыз.
1.2 Килматы
Қарастырып отырған аумақтық климатын және оның жекелеген сипаттамаларын зерттеумен әртүрлі кезеңдерде метеоролог, географ, топырақтану және басқа мамандар айналысты. Аумақтың климаттық жағдайының қорытынды тұжырымдары жұмыстарда келтірілген.
Іле Алатауы материктің ішіне сұғына еніп орналасқан және мұнда солтүстік, солтүстік-батыс және полярлық, тропиктік және арктикалық ауа массалары енеді. Полярлық ауа массасы жиі қайталанады, ал арктикалық масса сирек келеді. Қыс мезгілінде аумақта сібір антициклоны басым болып келеді. Көктемде Атлантика, Жерорта және Қара теңізідерінен келетін циклондар мен ылғалы мол ауа массалары жиірек байқалады, әрі жылдық жауын шашының көп мөлшерін әкеледі. Жазда жылы тропиктік ауа жиі енеді және олар көбнесе аңызақ тудырады.
Атмосфераның жалпы циркуляциясымен бірге жазықтық бөлікте буланған ылғалды тауға тасымалдайтын және мұнда конденсацияға ұшырайтын жергілікті таулық-аңғарлық циркуляция да орын алады. Жалпы зерттеліп отырған аумақтың климаты тым континентальді, құрғақ, шөлейт, ал таулық бөлігінде қоңыржай. Жазықтыққа ыстық жаз, жұмсақ жылымық болып келетін және жылдам суынатын қыс, ауа температурасынның үлкен жылдық және тәуліктік амплитудасы тән. Аумақтың климаттық жағдайына атмосфералық жауын-шашын мен ауа температурасы басты рөл атқарады.
Атмосфералық жауын-шашынның қарастырып отырған аймақтың жекелеген аудандары бойынша таралуы бірыңғай емес. Жауын-шашынның түсуі гипсометриялық және геоморфологиялық жағдайлардың өзгеруінен орын алатын анық зональді сипатта болып келеді. Мұнда жылына 300-750 мм жауын – шашын түседі, оның көп мөлшері жылдың жылы мезгіліне сәйкес келеді.
Жауын-шашынның таралуына биіктік зоналдылықпен бірге ендік зоналдылық та жақсы байқалады. Олардың көп мөлшері аумақтың биік Талғар жоталарымен қоршалған орталық бөлігіне (Үлкен және Кіші Алматы, Талғар, Есік өзендері алаптары) түседі. Талғар тау жотасы баръерімен жабылған аумақтың шығыс аудандарының ылғалдануы төмен болып келеді. Мысалы, шамамен бір гипсографиялық биіктікте орналасқан Алматы, ГМО МС (батысында) және Малыбай МС-тарында (шығыс шетінде) жауын-шашын мөлшері 629 және 216 мм. Яғни Талғар тау торабы қоршаған аумақтан биік орналасуымен барлық уақытта суық болып қалып, өзіне атмосфералық ылғалды сорады және оны мұздықтарды конденсацияға ұшыратады.
Ысырынды конустардың тауалды шлейфінде қыс мезгілі қоңыржай салқын, қарлы; жазы жазықтыққа қарағанда салқындау, әдетте жаңбырлы болып келеді.
Тауға көтерілу барысында 1800 – 2500 м биіктікте жауын-шашын мөлшері 1000 мм-ге дейін және одан да жоғары өседі, ал одан арғы биіктіктерде оның шамасы біршама кемиді .
Қар жамылғысының режиміне жергілікті жердің биіктігі және беткейлер экспозициясы елеулі әсерін тигізеді. Аласа таулы зонаның солтүстік экспозицияларында қар жамылғысы қарашаның ортасында – желтоқсанның басында, ал оңтүстік экспозицияларында қар жамылғысы қарашаның наурыздың екінші-үшінші онкүндігінде бұзылады.
Сонымен, тұрақты қар жамылғысы орнайтын кезең биіктік зоналдылыққа тәуелді: егер Іле өзені аңғарында ол 60-90 күнге созылса, ал аласа таулы зонада ол шамамен жылына 120 күнге созылады. Қар жамылғысының биіктігі де әртүрлі: жазықтықта және тауалды жолағында оның биіктігі 10-30 см шегінде болып келеді, максиал мәндері 40-60 см-ге жетуі мүмкін. Қардағы су қоры да жердің биіктеуімен және экспозицияның оңтүстіктен солтүстікке өзгеруімен өседі. 456 м абс. Биіктікте (Қапшағай) қардағы максимал су қоры 78 мм-ді, 1000 м-де – 50-100 мм-ді құрайды.
Аймақтың ауа температурасының өзгеруінің негізгі заңдығына оның жергілікті жер биіктігінің өсуімен бірге төмендеуі, сондай-ақ 1400-1600 м биіктіктерде қыс мезгілінде температуралық инверсияның орнауы жатады.
Жыл ішінде ауа температурасының биіктік бойымен сондай-ақ жергілікті жердің ені бойынша өзгеру сипатталады. Орташа жылдық ауа температурасы жазықтықта 8-9оС-тан 3000 м биіктікте (Мыңжылқы МС) минус 2,4оС-қа дейін, ал мұздық зонасында ол минус 8-10оС-қа дейін төмендейді. Теріс таңбалы орташа айлық ауа температурасы жазықтықта 3-4 айға созылса, ал биік тауларда – 7 және одан көп айларға созылады. Ең суық ай қаңтар, ең ыстық ай – шілде
Қарастырып отырған аумақта тәуліктік ауа температурасының өзгеруінің үлкен амплитудалы болып келуі тән. Мұндай жағдай жартасты беттерде ылғалдың конденсацияға ұшырауын тудырады, конденсацияланған ылғал тас жарықтарымен ағып, таудағы жер асты суларының қорын толтырады. Мұндай конденсация И.С. Соседов және Л.Н. Филатов мәліметтері бойынша (1969) Іле Алатауында негізінен жазда жүреді, дегенмен жалпы алғанда булану шамасы конденсациядан жоғары болып келеді.
Аумақ ауасының ылғалдылығы ауа температурасымен, жауын-шашын мөлшерімен, булану шамасымен және циркуляциялық процестердің сипатымен анықталады. Жергілікті жердің биіктеуімен бірге орташа жылдық абсолюттік ылғалдылық 456 м биіктікте (Қапшағай) 7,3 мб-дан 3017 м биіктікте (Мыңжылқы МС) 3,4 мб-ға дейін төмендейді. Ауа ылғалдылығы тапшылығының орташа жылдық мәні 456 м биіктікте 9,2 мб-дан 3017 м биіктікте 2,6 мб-ға дейін кемиді.
2 Ағындыны қалыптастыратын факторлар
2.1 Өзендердің гидрографиясы мен су режимі.
Қарастырып отырған аумақтың беттік сулары аймақтың жер асты суларының қалыптасуына маңызды және елеулі рөл атқарады және шығу тегімен (гидравликалық) соңғысымен тығыз байланысты. Бұл ағынды сулар Қапшағай бөгенінің сол салалары болып табылады. Іле Алатауының солтүстік беткейінің қалыптасу зонасында қарқынды эрозияға ұшыраған өзендер – типтік тау өзендері, олардың бойлық профилі жақсы анықталмаған. Тауалды жазықтығына шыққанннан кейін олардың суы азайып, ал ағысы тынышталады. Регион өзендері ағындысының қалыптасуы және су режимі жөніндегі зерттулер В.Л Шульц (1949, 1963) О.П. Щеглова (1960), З.Т. Беркалиев (1964), А.Ф. Литовченко (1963, 1971), Ю.Б. Виноградова (1967, 1976), Л.А. Емельянова және т.б. жұмыстарында қарастырылған.
Өзендердің су режимі негізінен климаттық жағдайлармен, атап айтқанда жауын-шашынның режимі мен мөлшерімен, ауа температурасының таралуымен, буланумен, өзендердің қоректену көздерінің қатынасымен, рельеф сипаттарымен, сондай-ақ өзен алабтарының гидрогеологиялық және басқа ерекшеліктерімен анықталады. Ағындының құралуының негізгі бір факторы алап рельефі болып табылады және ең алдымен ол жергілікті жердің абсолюттік биіктігі. Су жинау алабының абсолюттік биіктігінің өзгеруімен бірге климат және төсеніш беттің факторлары өзгереді, яғни өзеннің қоректену жағдайы өзгереді. Сонымен қатар өзендердің қоректенуінде биік таулы аудандарда мұздықтар, мәңгілік қарлар елеулі рөл атқарады, ал орта таулық және тауалды белдемдерінде маусымдық қар жамылғысының, сұйық жауын-шашынның және жер асты суларының рөлі елеулі өседі.
Аумақ өзендері бастауларының биіктік орындарымен, қоректену көзінің типіне және су өтімінің режимі бойынша келесі келесі топтарға бөлінеді:
- Қар-мұздықпен қоректенетін таулық типті өзендер (Талғар, Есік, Үлкен және Кіші Алматы, Шелек, Түрген, Қаскелең, Ақсай және басқ.).
- Қармен және бұлақ көздерімен қоректенетін тауалды өзендері (Қотырбұлақ, Қайназар, Рахат, Белбұлақ және басқ.) .
- Бұлақ көздерінен, қарасулардан және ысырынды конустарының шеткі бөліктерінен қоректенетін өзендер (Сұлтан-қарасу, Саз-Талғар, Қарасу, Леп және басқ).
Таулық типті өзендер бастауын 3000 м-ден жоғары биіктітіктерден бастайды және аралас қоректенеді. Көктемгі су тасуы қардың әр биіктік зоналарда еруіне байланысты созылыңқы (наурыз-мамыр). Жазғы су тасуының маусымның басынан басталып тамыздың аяғына дейін созылуы мұздықтардың еруінен орын алады. Н.Н. Пальгов мәліметтері бойынша
3000 м биіктік зонасында ағындының 50 – 90%-ын мұздықтардан еріген су береді.
Биіктіктің кемуімен және су жинау алаптарының аудандарының өсуімен бірге жер асты суымен қоректену үлесі өседі. Таудан шығар кезінде өзендердің мұздықтармен қоректену үлесі 7-29%-ды құрайды, қалған үлесі жаңбырмен, қармен және жер асты суымен қоректенуге тиесілі. Алматы селағындары станцияларының мәліметтері бойынша Кіші Алматы алабындағы Кімасар өзенінің вегетациялық кезеңдегі жер асты суымен қоректену үлесі 56-дан 86%-ға дейін өзгереді. Ал межень кезеңінде (судың сабасына түскен кезеңі) жер асты сулары өзендердің негізгі қоректену көзі болып табылады. [Литовиченко А.Ф 1963]
Тауалды типті өзендер ортатаулық зонадан басталады және оларды негізінен жер асты сулары қоректендіреді, олардың ұзындықтары 15-20 км болып келеді. Олардың орташа жылдық су өтімі 1,0 м3/с-ке дейін. Су тасуы кезңінде мұндай типті өзендер олардың алаптарында борпылдақ материалдардың кең таралуынан өте көп мөлшерде жүзбе материалдарды тасиды. Бұл өзендер қардың еруі кезінде суының төмендігімен және қысқа тасқындармен ерекшеленеді. Олардың көпшілігі тау етегінде ысырынды конустарда жоғалады.
Жазықтықтық типті өзендер (қарасу) жер асты суларының шығатын жерлерінде пайда болады, көбінесе бұлақтан қоректенеді, әрі оған қар және жаңбыр қосылады. Қарасулардың режимі жыл бойы тұрақты.
Тауалды-жазықтық аумақта жауын-шашын аз түседі, әрі жоғары ауа температурасына байланысты булану көп мөлшерде жүреді. Сондықтан ысырынды конустарда борпылдақ шөгінділердің көп таралуынан өзендер жазықтыққа шыққаннан кейін сулары грунтқа сіңуімен және булануға жұмсалумен таяздана береді. Ағындының көп бөлігі егіндік алқапты суаруға алынады. Сол себепті ірі өзендердің өздері де әр жылы суын Қапшағай бөгеніне жеткізе бермейді.
Кесте 1 — Іле Алатауының солтүстік беткейінің негізгі өзендерінің гидрографиялық сипаттамалары
| Өзен | Ұзындығы, км | Су жинау алабының ауданы, км2 | Өзеннің құламасы м | Су өтімі, м3/с | |
| Таудан шығарда | сағада | ||||
| Шелек | 240 | 5349 | 3449 | 32,5 | 30,5 |
| Түрген | 104 | 929 | 3423 | 6,88 | 4,10 |
| Есік | 110 | 1140 | 3144 | 4,82 | 3,00 |
| Талғар | 108 | 648 | 3478 | 10,8 | 5,40 |
| Қаскелең | 153 | 4170 | 3369 | 3,90 | 15,2 |
| Үлкен Алматы | 80 | 461 | 2963 | 4,73 | 2,30 |
| Кіші Алматы | 108 | 1240 | 3379 | 2,26 | 2,60 |
| Ақсай | 66 | 570 | 2758 | 1,85 | 2,60 |
| Шамалған | 72 | 553 | 3059 | 1,60 | 1,40 |
2.2 Жамылғы беттің атқаратын рөлі
Аумақтың геологиялық құрылымы күрделі және әртекті болып келеді. Ең ерте пайда болған жыныстар жасы бойынша протерозойға (бұдан 550 млн жыл бұрын) жатады. Олар тау жотасының өстік зонасында кішігірім учаскелерінде тараған. Жасырақ – полезойлық шөгінділердің пайда болуына құмды-сланецті жыныстар, әктастар, конгломераттар, құмдар, алевролиттер және т.б. жатады. Сонымен қатар магмалық жыныстар – порфориттер, сондай-ақ граниттер және гранодиориттер мен сиениттер тараған.
Кайнозойлық жас жыныстар тек борпылдақ немесе нашар цементтелген кесек жыныстар түрінде болып келеді. Кайнозойлық шөгінділер қызыл түсті саздан, ұсақ қиыршықтас-жұмыртасты конгломераттардан және төрттік кезеңдік қойтасты-жұмыртастардан құралған. Аты аталған кайнозойлық шөгінділердің ішінде біз ең жасы – төрттік антропогендік кезеңнің шөгінділерін қарастырамыз, өйткені олар зерттеліп отырған аумақ бетін түгелдей алып жатыр. Олар б.э.д. бір миллион жыл ішінде пайда болған және шығу тегі бойынша өзендік, мұздықтық және эолдық болып ажыратылады. Олар ірі қойтасты-жұмыртастар, мұздықтық қойтастар, құмды-сазды шөгінділер және лёсс түріндегі жыныстар түрінде болып келеді. Мұндай антропогендік шөгінділер тек биік таулы рельефте, қуатты тау өзендері, мұздықтары бар және қарқынды тау түзілу қозғалысы жүретін жерлерде түзілуі мүмкін. Аймақтың рельефі, антропогендік шөгінділері және аумақта жиі болып тұратын жер сілкінулер Жер тарихының соңғы этапында және қазіргі уақытта қарастырып отырған аймақта ірі тектоникалық қозғалыстың жүріп жатырғандығын көрсетеді. Г.М. Медоев (1951), В.Ф Шлыгина (1965), (1972) және басқа авторлардың зерттеулері бойынша қатпарлы-тау Іле Алатауы ұзақтығы 12 млн жылға созылған жаңа тектоникалық қозғалыс деп аталатын Жер тарихының соңғы этапында пайда болды, бірақ қарқынды тау қалыптасуы антропогендік кезеңде бір млн жыл ішінде жүрді.
Неотектоникалық қозғалыс нәтижесінде қарастырып отырған аймақ жарық сызығы бойымен бірқалыпты емес көтерілуі және төмен түсуі жүріп отыратын екі облысқа бөлінген. Көтерілуі байқалып отырған ауданға Іле Алатауының биік жоталы бөлігін, төмен түсуі байқалатын облысқа – тауалды иілу (прогиб) зонасын жатқызуға болады. Төмен түсу облысы полезойлық фундамент (региональдік су өткізбейтін қабат) жер бетінен 1000 – 1200 м -ден (Түрген – Шелек өзендерінің аралығы) 3500 метрге дейін ( Алматы иілімі) тереңдікке түскен тау етегі зонасын қоса қамтиды. Мұндай өте үлкен қазаншұңқырлар кайнозойлық борпылдақ ірі сынықты аллювиальді-пролювиальді шөгінділердің қуатты қабаттарымен жабылған, олар жер асты суларының негізгі коллекторлары қызметін атқарады. М.Ж. Жандаев және басқа авторлардың картометриялық зертеулері бойынша Ақсеңгір тауы етегінің батыс бөлігінің инверсиялық көтерілуіне байланысты Қаскелең өзенінің арнасының шығысқа ауытқуы, ал Алматы ойысының қарқынды төмен түсуінен Есік, Талғар өзендеріні батысқа ауытқуы байқалады .
Төрттік шөгінділерді Іле ойысы үшін жіктеу схемасын Н.Г. Кассин ұсынды, ол геоморфологиялық деңгейлердің Тянь-Шанның үш рет мұздануымен байланыстылығы туралы ой тастады. Кейінірек төрттік шөгінділердің геологиялық-литологиялық құрылымы көптеген авторлардың ірі масштабтық геологиялық, гидрогеологиялық және инженерлік-геологиялық карталарын жасау процесінде оқылды. Олардың зерттеулеріне сәйкес зерттеліп отырған аумақтың төрттік шөгінділерінің геология-литологиялық құрылымы жайнда жалпы түрде түсінік алынды.
Шөгінділердің стратиграфиялық бөлінуі климаттық, гидрогеологиялық және ортотектоникалық жағдайлардың өзгеруімен байланысты седиментациялаудың аймақтық режимдеріне негізделген. Олардың ішіндегі ең байырғылары қойтасты-жұмыртастар және құмдар қабаттарынан тұратын төменгі төрттік шөгінділер болып табылады. Жазықтықта таудан ұзаған сайын қойтасты-жұмыртастар ұсақ жұмыртастар мен құмдармен ауысады. Ойыстың өстік бөлігінде төменгі төрттік шөгінділер көптеген ұңғымалармен ашылған, бірақ олардың жасы барлық жерде дәлелденбеген. Жекелеген учаскелере бұл шөгінділер тығыздауыштармен нығыздалған. Олардың максимал қуаты 160 м, минимал қуаты 1015 м (Николаевка кенті тұсында).
Қойтасты-жұмыртасты ысырынды конустарын лёсс түріндегі саздар және орта төрттік жастағы лёсс қабаты көмкерген. Тауалды шлейфінде олар ертедегі ысырынды конустардың тар жолақ қалдық-террасасы түрінде сақталған. Саз қабаттарының қуаты Алматы учаскесінде 120 м-ге , Талғар, Түрген өзендері өзендері алабында 25-30 м-ге дейін құбылады. Жазықтықта орта төрттік аллювиальді-пролювиальді шөгінділер Қаскелең өзенінің шығысына қарай қазіргі кез өзендерінің су айрықтарын құрай отырып, жайылма үстілік террасалардың екінші кешенін құрайды.
Бұл жыныстардың литологиялық құрамы әртекті. Олардың ішінде құмдауыт-сазды (Кіші Алматы – Талғар, Түрген – Шелек) және құмды-жұмыртасты (Шелек ысырынды конусы) шөгінділер тараған.
Жоғарғы төтрттік аллювиальді-пролювиальді шөгінділер жазықтықта қазіргі гидрографиялық желінің төменгі терраса кешенін құра отырып қазіргі рельефтің ойыстау жерлерін қалыптастырады. Жоғарғы төрттік шөгінділердің қуаты, әдетте, 20-30 м-ден аспайды. Аллювиальді-пролювиальді шөгінділер беткі жағынан қуаты бірнеше метр болатын лёсс түріндегі саздармен жабылған.
Қазіргі кезеңдік шөгінділер барлық жерлерде тараған және өзендердің сағалық учаскелерін құрайды, мұнда олар жұмыртасты линзалары бар тұнбалы құмдар, құмды саздар, сазды құмдар түрінде тараған. Бұл шөгінділердің қуаты мол емес: әдетте бірнеше метрден аспайды. Қазіргі кезеңдегі шөгінділерге сондай-ақ өзендердің арналарын және жайылмаларын түзетін аллювийлер де жатады. Сонымен, қарастырып отырған аумақтың геолого-литологиялық құрылымы басым түрде қуаты және созылыңқылығы әртүрлі сазды-құмды және сазды қабаттармен және линзалармен араласқан құмды-қиыршықтасты-жұмыртасты шөгінділермен сипатталады. Литологиялық құрамының ауысуы жиі орын алып отырады. Бұл барлық түптік шөгінділер аймақтың су өткізбейтін палезойлық фундаментке жабылған.
2.3 Гидрогеологиялық жағдайы
Гидрогеологиялық тұрғыдан алғанда аудан ірі көп ярусты Іле артезиан алабының орталық бөлігіне жатады, ал қоректену облысына оны қоршаған тау жоталары жатады. Бұл аймақтың гидрогеологиялық жағдайы Гидрогеология және ҚР Гидрофизика институттарының бірқатар зертеушілерімен жақсы оқылған [У.М. Ахмедсафин, В.Ф. Шлыгина,
Ф.В. Шестаков және басқ.].
Жер асты сулары жасы әртүрлі ірі үгінді төрттік шөгінділер қабатында кездеседі, олардың литологиялық құрамы және қуаты тұрақсыз (3,10 м-ден 200-300 м-ге дейін). Жекелеген учаскелерде жеке су тасымалдайтын горизонттардың тоғысуы байқалады. Олардың жиынтық қуаты 20-25 м-ге жетеді. Жер аты суларының деңгейі (грунттық және арынды) жергілікті жердің рельефімен белгілі бір деңгейлерде орнығады. ҚР ҒА ГИ-нің көпжылдық зерттеулері бойынша жер асты суларының бірдей деңгейлері (изогипстер) зональді сипатта болып келеді [А.А. Мухоряпова,
В.Ф. Шлыгина, 1969].
Жер асты суларының бірдей деңгейлері Іле Алатауының таулық беткейлерінің етегіне параллель орналасқан, кей жерлерде гидрографиялық желінің дренделуі әсеріне ұшырайды . Сонымен қатар жер асты суларының деңгейлерінің орналасуы құмды және сазды жыныстардың қабаттарында орналасуы да әсерін тигізеді. Мұнымен жер асты суларының арынды-арынсыз сипаты анықталады.
Қарастырып отырған аумақтың жер асты суының деңгейлік режимі күрделі сипатқа ие. Алматы гидрогеологиялық партиясының және осы аттас экспедицияның көпжылдық бақылау мәләметтерімен келісімді жер асты суларының деңгейі маусымдық сондай-ақ және көпжылдық құбылмалыққа ие. Маусымдық құбылмалық қоректену ерекшелігіне және жер асты суының жату тереңдігіне байланысты.
Жер асты суларының ауырлық күшімен төмен қозғалуы барысында олардың негізгі бөлігі (мұнда пайда болатын қорының 50-90%-ы) ойыстың орталық және төменгі бөліктерінде беттік ағындыларға шығады (выклинивается).
Көпетген әдебиеттерді талдау барысында Орта Азия мен Қазақстанның тауалды шлейфі өзендердің ысырынды конустарының (мұнда селдік ағындар да өз үлесін қосады) жиналуымен сипатталатындығын көрсетеді және ол үшін үш зонаға бөлінеді: -беттік ағындыны сіңіру арқылы жер асты суларын қарқынды коректендіру зонасы; -бұлақ және аумақтық ысырынды жолымен жер асты суларының қарқынды шығындалу зонасы; -екінші рет төмен түсуі және аздап жер бетін шығу зонасы (Есік, Түрген алаптарында).
Жоғарыда айтылған өзендер ағындысының тасымалдану заңдылықтарымен қатар біздің ойымызша оған сондай-ақ тауалды облысының орналасу сипаты, жарықтардың борттары бойынша көтерілуі мен түсуі (Ақсеңгір және Шелек) әсерін тигізеді. Суреттен көрінгендей аймақты солтүстік-батысқа қарай еңіс астау (корыта) түрінде елестетуге болады (аймақтық су өткізбейтін полезойлық қабат фундаменті 3200-3500 м), астаудың шығыс бөлігі көтеріңкі (полезойлық фундаменттің жату тереңдігі жер бетінен 1000-1200 м). Аймақтағы су тасымалдайтын жыныстардың мұндай орналасуы Қаскелең өзені алабының жер асты суын өзіне тартып алуын тудырады немесе аумақтан жер асты суының Қапшағай бөгенін айналып ағып кетуін орнатуы мүмкін. Оған дәлел ретінде Қаскелең өзенінің сағасында оның таудан шығар жеріндегі жиынтық ағындысынан бірнеше есе артық екендігін айтуға болады. Бұл мысал арнайы алдыңғы тарауда қарастырылды.
3 Өзен ағындысын есептеу
3.1 Гидрологиялық деректер жеткілікті болған жағдайда ағындыны есептеу
Қалыпты ағынды деп – көпжылдық кезең үшін есептелген ағындының орташа мәнін айтады. Қалыпты ағындының мәні кезең ұзарған жағдайда өзгермей қалуы тиіс, яғни мүмкін болатын қателіктің шегінде жатады. Ол ағындының орташа жылдық мәндерін орташалау арқылы есептелінетіні немесе көктелігі су тасу, судың сабасына түсу кезеңі, қысқы уақыттағы судың сабасына түсу кезіндегі орташа су өтімі ретінде және ең жоғарғы немесе ең төменгі су өтімі арқылы да есептелінеді.
Қалыпты ағынды төмендегідей белгілеуі мүмкін: орташа жылдық су өтімі Q0, м3/с; орташа жылдық ағынды көлемі W0, м3; орташа жылдық ағынды модулі М0, м с/км2;орташа жылдық ағынды қабаты һ0,мм. Гидрологиялық есептелеулерде, көбінесе орташа жылдық су өтімі қолданылады. Ол гидрологиялық байқау кезінде алынатын басты сипаттамалардың бірі болып табылады. өлшенген су өтімдері және есептік тұстаманың арасындағы тәуелдік қисығынан алынады.су өтімінің көмегімен басқа да барлық сипаттамалар аңықталады.[кесте 1]
Құрылыстық жобалау жұмыстары кезінде гидрологиялық есептеу үшін, әдетте, орташа айлық орташа тәулікті су өтімдері пайдалынады.
Ағынды модулі ағынды қабаты гидрологиялық карта тұргызу кезінде пайдалынады, ал ағынды қабаты су тендестік есептеулерінде қолданылады.
Қалыпты ағындыны анықтаудыңсенімділігі бақылау кезеңінің репрезентативтілігіне және гидрометриялық ақпараттың сенімділігіне тәуелді.
өзеннің нақты тұстамада жұргізілген гидрологиялық бақылаудың статистикалық қатары деректері бірнеше жылдардантурыу мүмкін және қазіргі климаттық кезеңді толық қамтымайды. Сондықтан да қолда бар бақылау қатары қарастырылып отырған аумақта ағындының уақытбойынша өзгеруінің сол жерге тән заңдылықтарын қаншалықты бейнелейтінін бағалау қажет, яғни еептеулер үшін алынған қатар қаншалықты репрезентативті екендігін бағалау.
Гидрологиялық деректер қатарының репрезентативтілігі қатардың орта мәнінің орташа квадраттық қателігін аңықтайды. Ол орташа квадраттық қателік шамасының қалыпты шамадан қаншалықты ауытқуын көрсетеді. Демек, қатардың репрезентативтілігі қатардың ұзақтығына, қатардың өзгергіштік коэффициентіне Сv тәуелді, яғни бақылау қатарында қанша анағурлым суы мол, суы аз жылдары және сулылықтың толық циклін қамтуына тәуелді. Сулылық артқан кезең циклдің суы мол фазасы, ал тұрақты турде төиендеп кетсе, кезең циклдің суы аз фазасы деп аталады.
Интегралдық сипаттамаларды есептеу арқылы орташа жылдық модульдік коэффициентердің бақылау қатары ұшін түрлі интегралдық қисық графигі тұрғызылады. [график-1]
Қалыпты ағындыны есептеу үшін есептік ( репрезентативтік) кезеңді таңдау төмендегідей жүргізіледі:
- кезең ішінде суы мол және суы аз фазаларының жұп сандары болуы қажет;
- мүмкіндігінше қатарда соңғы бақылау жылдары болуы тиіс.
Қалыпты ағындыны төмендегі формула арқылы аңықтауға болады:
Q0 = Корт * Qорт = Qорт *[ 1+ (1)
мундағы, Qорт — бақылау қатарының барлық кезеңі үшін орташа су өтімі;
м – қалыпты ағындыны есептеуде қабылданған жылдар саны.
Қалыпты ағындының қателігі келесі формуламен есептеледі:
δм% = 100 CV/ (2)
Ол 5% қамтамасыздықтан аспауы керек. Бақылау қатары көп және өзгергіштік коэффициенті аз болғанда:
СV = n (3)
Бақылау қатары 30 жылдан кем болғанда:
СV = n -1 (4)
3.2. Бақылау қатары аз (10-20 жыл) болған жағдайда қалыпты ағындыны есептеу
Қысқа қатарлық бекеттер үшін қалыпты ағындыны аңықтау уқсас (аналог) өзендер арасындағы байланыс негізінде жүргізіледі. Ол өзендер шамамен бірдей физико-географикалық жағдайда орналасуы керек. Сонымен қатар топырақ және өсімдік жамылғысы, ормандылығы, көлділігі, батпақтылығы және есептік өзен мен ұқсас өзен алабының көлемінің айырмашылығы 10-20% -дан аспауы тиіс, алаптардыңауданы мен еңістігі 1,5-3 еседен, ал орташа биіктігі – 300-500 м аспауы қажет. Бұл шарттарға өзендердін қоректендіруші кһөздерінің ұқсастығы, олардың режимдерін және алаптың муздану дәрежесін қосуға болады.
Параллель бақылаған деректер арқылы аңықтауға болады.
Аналитикалық тәсілде корреляция коэффициенті және сәйкес регрессия теңдеулері есептелінеді. Есептік байланыс қанағаттанарлық болу керек, яғни |τ | > 0.70 (кесте 2, r = 0.37).
Қарастырылып отырған қатарлар арасындағы байланыс тығыздығы (сапасы) өлшемі корреляция коэффициенті болып табылады; және мынаған тең :
r= (5)
мундағы, x0 және y0- әрбір қатардың орта арифметикалық мәні;
xi және yi — қатарлардың сәйкес мәндері. Бұл коэффициенттің ықтимал қателігі:
Er = 0.674 (6)
мундағы, n — байланыста қолданылған жылдар саны.
Екі айнымалының корреляциялық тәуелділігі регрессия теңдеумен есептелінеді:
y-y0 = r (x- x0):
x – x0 = r (y- y0): (7)
мундағы x және y – x немесе y-ке мән беру арқылы табылатын мән
δQ = (8)
графиктік тәсілде зертеліп отырған өзен мен ұқсас өзеннің орташа жылдық су өтімдерінің арасындағы байланыс графигін турғызады. Егер байланыс қанағаттарлық болса, онда уқсас өзеннің нормасы бойынша бақылау қатары аз ( жеткіліксіз) өзен үшін қалыпты ағынды алынады. Бұл жағдайда қажетті шарт: түзу сызықты байланыс болуы керек және мәні 0,70-тен артық болуы тиіс. Егер байланыс қисық сызықты болса, онда графиктен әр жыл үшін су өтімінің жеткіліксіз мәндері алынады да қалыпты ағынды есептелінеді:
QO= (9)
Мундағы, n- уқсас өзенде қалыпты ағындыны есептеу үшін қабылдаған репрезентативті кезеңнің жылдар саны.
Қалыпқа келтірілген қатар узындығы 30%-дан n – ге қарағанда аспауы керек.бул жұмыста Ырғыз өзені- Дөнгелексөр бекетінің қалыпты ағындысын анықтау үшін оған ұқсас бекет Ырғыз өзені – Шеңбертас бекетінің орташа жылдық су өтімі байланысы арқылы мына тендеу қолданылады:
Qo,з=aQo,a+в
а және в параметрлері аналитикалық тәсілмен анықталады.
Кіші Алматы өзені Алматы қаласы бекеті үшін қалыпты ағындының жиынтық қателігі төиендегідей аңықталады.
δ % = 100 (10)
δ1 – ұқсас өзен қателігі , n – жыл узақтылығымен:
δ1 = (11)
δ 2— бірдей кезең бақылауындағы (n2) ағынды байласының қателігі:
δ2 = (12)
зертелетін өзеннің ағынды қатарының вариация коэффициенті:
Сv.з = / Qорт.з (13)
Байланыс графигі арқылы алынған қалыпты ағынды мәніне аналитикалық тәсілімен салыстыруға болады (сурет-2;3).
3.3 Бақылау қатары жетікілікті болған жағдайда орташа жылдық су өтімінің қамтамасыздық қисығын тұрғызу
Қамтамасыздық қисығын тұрғызу репрезентативті қатар болған жағдайда қалыпты ағындыны есептеудің негізгі тәсілі болып табылады. Ал эмпирикалық қамтамасыздық қисығы қарастырып отырған сипаттамалардың ( Q0, Cv, C3 ) пайда болған салыстырмалы жиілігінің ауытқуын көрсетеді, яғни қайталанғыштықты көрсетеді, мысалы, берілген мәннен жоғары су өтімінің қайталануы. Эмпирикалық қамтамасыздық қисыгы аналитикалық қамтамасыз қисығымен алмастырылады.[график 2] Ықтималдық теориясы және математикалық статистикадан белгілі үш параметірмен сипаталады: қатардын орташа арифметикалық мәні QO, вариация (өзгерткіш) коэффициенті Cv, және ассиметрия коэффициенті Сз.[кесте 2]
Бұл параметрлер үш әдістің беруімен мүмкін: моменттер әдісі, шындыққа жақын әдіс немесе графо-аналитикалық әдіс.
Моменттер әдісі бойынша:
Čv = ; Ki = Qi / Qор
Čs = n Čv 3 (n-1) (n-2) ; (17)
Čv және Čз- вариация және ассиметрия коэффициенттерінің ығысқан мәндері; Ki – модульдік коэффициент; n – қатар саны.
Шындыққа жанасатын әдіс бойынша :
λ 2=( )/(n-1);
λ 3=()/(n-1); (18)
Табылған статистикалық мәндер бойынша арнайы номограмманы қолдана отырып, Сv және Сs коэффициенттерін ығыспаған мәндерін алуға болады.
Графо-аналитикалық әдіс бойынша:
S = (O5% + O 95% — 2O50%)/ (O5% — O95%); (19)
σ = (O5% + O 95%)/(Ф5% — Ф95%) (20)
Оорт = О 50%— Ф50% δ
Үш параметрлік гамма үлестірім және биномдық үлестірім үшін Cv және Сз есептік мәндері моменттер әдісі бойынша төмендегідей анықталады:
Cv= (а1+а2/n)+(a3+a4/n) Čv+(a5+a6/n)Cv2 ;
Cз = (в1+в2/n)+(в3+в4/n ) Čз+(в5+в6/n )Čз2; (21)
Qi және в параметрлері арнайы кестеден алынады.
Автокорреляция коэффициенті:
r (1)=[ (Oi -Oi) (Oi+1 –O2)]/; (22)
O1 = () / (n-1);
O2 = () / (n-1); (23)
Вариация коэффициентінің кездейсоқ орташа квадраттық қателіғі
Сs = 2Cv болғанда мынаған тен.
σсv = (24)
Бақылау қатарын кему ретімен қойып, эмперикалық қамтамасыздықты аңықтау үшін төмендегі тендеу қолданылады:
Pi = m/n+1*100%
Ықтималдық торшасын Cv<0,5 және Сs <2 Cv- мөлшерлік ассиметрия Cv>0,5 және Сs >2 Cv – мәнді ассиметрия кезінде сәйкесінше тандалып алынады.
О орт, Cv және Сs >2 Cv мәндерін біле отырып, Крицкий – Менкель немесе III – типтегі Пирсон қисығының теориялық нүктелерін түсіруге болады. Бұл нүктелер арқылы лекал көмегімен теориялық қисық жүргізуге болады.[график 3]
Егер ол эмперикалық нүктелерге сәйкес келмесе Cv және Сs қатынасын өзгерту қажет. [кесте 4]
3.4 Өзеннің ең жоғарғы ағындысын есептеу
Бақылау деректері жеткілікті болған жағдайда көктемгі су тасыуның ең жоғарғы су өтімдігін есептеу [кесте 6]
[С.Н Крицкий және М.Ф Менхель әдісі бойынша)
Ең жоғарғы ағындыны есептеу өте манызды болып табылады. Ең жоғарғы ағынды дегеніміз – қарастырылып отырылган гидрологиялык жылда байқалған ең үлкен су өтімі немесе суы мол фаза, яғни су тасу немесе су тасқыны кезінде ең ұлкен су көлемі. Ол әдетте ереже бойынша қардын еріу және көктемгі су тасу кезені жаңбырдың жауымен қатар жүреді.
Егер су тасудын қалыптасуындағы жаңбырдың 5-10 % болса, онда су тасу қар еру дің нәтижесінде болған. Ал егер жаңбыр суы су тасу көлемінің 30-40 % құрайтын болса, онда су тасу аралас немесе қарлы- жаңбырлы деп аталады.
Тәжрибелік тұрғыдан қарағанда ең жоғарғы ағынды аппаттық құбылыстарға жатады. Су басу әлемдік аппаттардын 40 % құрайды. Су басу мына факторлармен аңықталады:
- Метериологиялық факторлар – қар еру, жаңбыр,жел құмалар;
- Спецификалык жағдайлар өзен арнасында жүреді- сең буу, мұз кептелу, опырылу, тасқындардын көп болуы;
- Гидротехникалық имараттар суды шамадан тыс тежеуі мүмкін немесе олар бұзылған кезде су тасқының туғызады;
- Сел тасқыны;
- Жасанды тасқындар.
Ең жоғарғы ығындыны гидрологиялық бақылау деректері 15-30 жыл болған уақытта есептеу жеткілікті болып табылады.
Есептеу жүргузгенде екі нұсқа орындалады: сирек қайталанатын су өтімінің мәні фактілік бақылау қатарына кіреді немесе одан тыс болып белгіленеді, яғни қатарға кірмейді. Бүл жағдайда Крицкий және Менхель формулалары үлестірім қисықтарын есептеуде төмендегідей өрнектеледі.
а) I – нусқа — ОN мәні фактілік бақылау қаиарына кірмейді .
OM = ; (25)
мундағы OM — жоғарғы су өтімдерінің нормасы; Oi – фактілік бақылау қатарының жылдық максимумдары; N- сирек максимум мәнінің үстемелену қабылдаған жылдар саны; n- фактілік қатар жылдарының саны.
CV OM = (26)
Kn = ; Ki = Oi/Om; CsN = 2 CvOM / 1- Kmin
Kmin = O min /OM
б) II- нусқа ON м әні фактілік бақылау қатарына кіреді.
OM `= ; (27)
CV OM = (28)
CsN =2CV OM / 1-K min (29)
Бұл формулалар арқылы табылған параметрлер арқылы теориялық қисық сызығы тұрғызылады, сондай-ақ эмперикалық нүктелерді қисық түрғызу үшін кестеге түсіреді. Қисықтан 1% және 0,1%-дық қамтамасыздықтағы су өтімдерінің мәндері табылады. Бұл су өтімдері мәндерін қисықтан алынған қатарға кірмейтін сирек қайталанатын ең жоғарғы су өтімі мәнімен салыстыру керек, яғни олардың ауытқуын анықтау қажет.
3.5. Өзеннің ең төменгі ағындысын есептеу
Ағындының ең төменгі мәні жыл ішінде орын алса, оны ең төменгі деп атайды.
Өзендерде ең төменгі су өтімі сабасына түсу кезенінде,өзендер жер асты суымен қөректенуге көшкенде байқалады. Ол мынандай жағдайда бақыланады.
а) ылғалдылығы жеткілікті аймақта және таулы-аудандарда-қыста;
б) ылғфлдылық тапшы аймақта-жазда.
Ең төменгі ағындыны қалыптастырушы негізгі факторлар;
1) климат;
2) топырақ-грунттық және гидрогеологиялық жағдайлар;
3) өзен алабының көлділігі мен батпақтылығы;
4) су жинау алабының көлемі;
5) мұздықтардың және мәңгі қарлардың болуы;
6) адамзаттың шаруашылық іс-әрекеті.
Су жинау алабы неғұрлым үлкен болса, сорғұрлым зональдық факторлар әсері «тегістеледі» .
Ұзақ бақылау қатары бар зерттелген өзендерде ең төменгі ағындыны есептеу әдеттегі математикалық статистика әдісі арқылы жүзеге асырылады: нормасының мәні 0 С /С 2 анықталады, қажет есептік қамтамасыздықтағы су өтімі қамтамасыздық қисығы бойынша есептелінеді (әрқашан р 70%).
Зерттелмеген өзендерде есептеулер төмендегідей жүргізіледі:
1)модуль изосызық картасы бойынша;
2)эмпирикалық формулалар бойынша;
3)гидрологиялық аналогия әдісі бойынша.
эмпирикалық қамтамасыздық қисығының мараметрлерін есептеу
| № пп | жыл | Q, m3/с | жыл | Q. кему ретімен |
|
|
| 1 | 1927 | 2.45 | 1942 | 3.09 | 1.4 | |
| 2 | 1928 | 2.79 | 1958 | 3.06 | 2.8 | |
| 3 | 1929 | 2.27 | 1959 | 2.82 | 4.2 | |
| 4 | 1930 | 2.06 | 1928 | 2.79 | 5.6 | |
| 5 | 1931 | 2.21 | 1966 | 2.77 | 7.0 | |
| 6 | 1932 | 1.83 | 1934 | 2.71 | 8.5 | |
| 7 | 1933 | 1.71 | 1963 | 2.71 | 9.9 | |
| 8 | 1934 | 2.71 | 1947 | 2.69 | 11.3 | |
| 9 | 1935 | 2.52 | 1960 | 2.65 | 12.7 | |
| 10 | 1936 | 2.61 | 1936 | 2.61 | 14.1 | |
| 11 | 1937 | 2.47 | 1952 | 2.58 | 15.5 | |
| 12 | 1938 | 1.97 | 1935 | 2.52 | 16.9 | |
| 13 | 1939 | 1.91 | 1937 | 2.47 | 18.3 | |
| 14 | 1940 | 1.72 | 1927 | 2.45 | 19.7 | |
| 15 | 1941 | 2.37 | 1949 | 2.45 | 21.1 | |
| 16 | 1942 | 3.09 | 1964 | 2.4 | 22.5 | |
| 17 | 1943 | 2.01 | 1941 | 2.37 | 23.9 | |
| 18 | 1944 | 1.75 | 1954 | 2.37 | 25.4 | |
| 19 | 1945 | 1.65 | 1948 | 2.36 | 26.8 | |
| 20 | 1946 | 2.28 | 1956 | 2.36 | 28.2 | |
| 21 | 1947 | 2.69 | 1950 | 2.34 | 29.6 | |
| 22 | 1948 | 2.36 | 1973 | 2.29 | 31.0 | |
| 23 | 1949 | 2.45 | 1946 | 2.28 | 32.4 | |
| 24 | 1950 | 2.34 | 1929 | 2.27 | 33.8 | |
| 25 | 1951 | 1.72 | 1969 | 2.24 | 35.2 | |
| 26 | 1952 | 2.58 | 1967 | 2.22 | 36.6 | |
| 27 | 1953 | 2.03 | 1931 | 2.21 | 38.0 | |
| 28 | 1954 | 2.37 | 1961 | 2.18 | 39.4 | |
| 29 | 1955 | 1.96 | 1981 | 2.16 | 40.8 | |
| 30 | 1956 | 2.36 | 1980 | 2.11 | 42.3 | |
| 31 | 1957 | 1.84 | 1972 | 2.08 | 43.7 | |
| 32 | 1958 | 3.06 | 1930 | 2.06 | 45.1 | |
| 33 | 1959 | 2.82 | 1962 | 2.06 | 46.5 | |
| 34 | 1960 | 2.65 | 1988 | 2.06 | 47.9 | |
| 35 | 1961 | 2.18 | 1953 | 2.03 | 49.3 | |
| 36 | 1962 | 2.06 | 1943 | 2.01 | 50.7 | |
| 37 | 1963 | 2.71 | 1938 | 1.97 | 52.1 | |
| 38 | 1964 | 2.40 | 1955 | 1.96 | 53.5 | |
| 39 | 1965 | 1.71 | 1979 | 1.96 | 54.9 | |
| 40 | 1966 | 2.77 | 1990 | 1.96 | 56.3 | |
| 41 | 1967 | 2.22 | 1987 | 1.92 | 57.7 | |
| 42 | 1968 | 1.65 | 1939 | 1.91 | 59.2 | |
| 43 | 1969 | 2.24 | 1976 | 1.86 | 60.6 | |
| 44 | 1970 | 1.84 | 1957 | 1.84 | 62.0 | |
| 45 | 1971 | 1.66 | 1970 | 1.84 | 63.4 | |
| 46 | 1972 | 2.08 | 1932 | 1.825 | 64.8 | |
| 47 | 1973 | 2.29 | 1989 | 1.81 | 66.2 | |
| 48 | 1974 | 1.78 | 1974 | 1.78 | 67.6 | |
| 49 | 1975 | 1.55 | 1978 | 1.78 | 69.0 | |
| 50 | 1976 | 1.86 | 1983 | 1.78 | 70.4 | |
| 51 | 1977 | 1.61 | 1993 | 1.77 | 71.8 | |
| 52 | 1978 | 1.78 | 1944 | 1.75 | 73.2 | |
| 53 | 1979 | 1.96 | 1940 | 1.72 | 74.6 | |
| 54 | 1980 | 2.11 | 1951 | 1.72 | 76.1 | |
| 55 | 1981 | 2.16 | 1965 | 1.71 | 77.5 | |
| 56 | 1982 | 1.29 | 1933 | 1.7075 | 78.9 | |
| 57 | 1983 | 1.78 | 1971 | 1.66 | 80.3 | |
| 58 | 1984 | 1.21 | 1945 | 1.65 | 81.7 | |
| 59 | 1985 | 1.62 | 1968 | 1.65 | 83.1 | |
| 60 | 1986 | 1.52 | 1985 | 1.62 | 84.5 | |
| 61 | 1987 | 1.92 | 1977 | 1.61 | 85.9 | |
| 62 | 1988 | 2.06 | 1975 | 1.55 | 87.3 | |
| 63 | 1989 | 1.81 | 1986 | 1.52 | 88.7 | |
| 64 | 1990 | 1.96 | 1992 | 1.35 | 90.1 | |
| 65 | 1991 | 1.23 | 1994 | 1.35 | 91.5 | |
| 66 | 1992 | 1.35 | 1996 | 1.31 | 93.0 | |
| 67 | 1993 | 1.77 | 1982 | 1.29 | 94.4 | |
| 68 | 1994 | 1.35 | 1991 | 1.23 | 95.8 | |
| 69 | 1995 | 0.78 | 1984 | 1.21 | 97.2 | |
| 70 | 1996 | 1.31 | 1995 | 0.78 | 98.6 |
Қорытынды
Кіші Алматы өзені – СЭС-тен 164 км жоғары бекетінің гидрологиялық сипаттамаларын есептеу тақырыбында орындалған курстық жұмыс кіріспеден, 3 бөлімнен және қорытындыдан құрылған. Берілген жұмыстың көлемі беттен, 3 графиктен, 8 кестеден, қолданылған әдебиеттен тұрады.
Негізгі қолданылған сөздер: су өтімі, су ағындысы, ағынды модулі, қамтамасыздық қисығы, вариация коэффициенті, асимметрия коэффициенті, орташа квадраттық ауытқу, ағындының жылдық таралуы, ең үлкен су өтімі, орташа су өтімі, ең төмен су өтімі, гидрограф, айырымдық және жиынтық интеграл қисығы.
Кіші Алматы өзені – СЭС-тен 164 км жоғары бекеті болып табылады.
Қолданылған Әдебиеттер тізімі
- Горошков И.Ф. Гидрологические расчеты. –Л.:Гидрометеоиздат, 1979-664 с.
- Гальперин Р.И. Материалы по гидрографии Казахстана
- Ресурсы поверхностных вод СССР. Т.15.-Вып.1.- Верхний Иртыш.- Л.: Гидрометеоиздат.- 1966.-515 с.
- Болдырев В.М. Практикум по дициплине»Гидрологические расчеты». Алматы.»Қазақ Университеті» 2000.
