4483

Довгострокові прогнози шарів стоку весняного водопілля для рівнинних річок

Лекция

География, геология и геодезия

Довгострокові прогнози шарів стоку весняного водопілля для рівнинних річок В період весняного водопілля, одної з найбільш багатоводних фаз гідрологічного режиму більшості рівнинних річок України, формування стоку обумовлене таненням накопичено...

Украинкский

2012-11-21

2.4 MB

5 чел.

Довгострокові прогнози шарів стоку весняного водопілля для рівнинних річок

В період весняного водопілля,  одної з найбільш багатоводних фаз гідрологічного режиму більшості рівнинних річок України, формування стоку обумовлене таненням накопиченого за зиму снігу і весняними опадами, а також можливістю ґрунтів всмоктувати  поталі та дощові води. Водопілля звичайно супроводжуються розливами річок, які у багатоводні роки набувають іноді характер стихійного лиха, чим завдають великих збитків господарським об'єктам, населеним пунктам.

Формування весняного водопілля на території нашої країни відзначається великою різноманітністю і неоднорідністю, пов'язаними як з метеорологічними умовами (зволоженістю поверхні і температурним режимом), так і з чинниками підстильної поверхні (рельєфом, залісеністю, заболоченістю, типами ґрунтів на водозборах, їхнім сільськогосподарським використанням).

До основних елементів весняного водопілля, які підлягають прогнозуванню відносяться: шар стоку за водопілля, максимальна витрата і найвищий рівень води, а також час їх спостереження (строки початку і проходження максимальних рівнів (витрат) води водопілля).

1 Визначення елементів та складових весняного стоку

 Весняне водопілля на рівних річках України пов’язане з різким підвищенням рівнів і витрат води, обумовлених підвищенням температури повітря до плюсових значень і таненням, накопиченого за зиму снігу та випадінням рідких опадів. Визначення весняного водопілля у кожному році є достатньо складною задачею у зв’язку з врахуванням особливостей кожного водозбору, а також зі змінами погодних умов зимово-весняного періоду при потеплінні клімату в останні роки. Це призводить до більшої варіації дат початку та проходження максимальних витрат (рівнів) води водопілля, які можуть зміщуватись до більш ранніх відносно норм  строків –  у січні-лютому, як у 2001, 2002, 2007, 2008 роках. Не виключено, що на фоні теплих років формуються сурові та багатосніжні зими (1996, 2003, 2006 рр.) і тоді водопілля починаються у більш пізні строки – наприкінці березня-квітні. Дати закінчення водопіль в такі роки приходяться на середину-кінець травня, а на великих річках – і на червень місяць.

Аналіз та визначення складових весняного стоку необхідно сполучати з побудовою комплексних графіків ходу метеорологічних елементів: температури повітря, опадів, снігонакопичення та сніготанення, а також  гідрографу стоку. Приклад комплексного графіка формування весняного водопілля у 2001 р. для р.Горинь-с.Деражне наведений на рис. 1. З графіку видно, що у 2001 р. у басейні річки спостерігалася зимова відлига і тало-дощовий паводок від неї, що призвело до танення основного запасу снігу і у зв’язку з цим складностей визначення самого весняного водопілля.

Для визначення об’єму стоку за період весняного водопілля необхідно встановити його початок, що виконується по першій даті інтенсивного підвищення водності річки і подальшого зростання рівнів і витрат води при весняному таненні снігу, та закінчення, за яке  приймається  дата періоду послаблення інтенсивності спаду чи дата початку дощового паводку наприкінці спаді водопілля. Якщо паводок формується ще при високих рівнях на спаді водопілля, виконується його зрізка за типовою кривою виснаження.   

Величина шару стоку весняного водопілля рівнинних річок Ym (мм) визначається за формулою

,                                (1)

де  сума середньодобових витрат води у річці (м3/с) за період від дати початку водопілля tпв  до дати його закінчення  tзв;

F – площа водозбору річки, км2.

 Виділення ґрунтового живлення (Yгр) виконується на практиці звичайно за методом горизонтальної зрізки гідрографу за найменшою сталою зимовою витратою води (Qгр), а за наявності зимових паводків – за витратою води, яка спостерігається перед початком водопілля  

,                               (2)

де Т – тривалість весняного водопілля, д.

Таким чином, загальний шар стоку  за період весняного водопілля   включає такі його складові

 

,                                (3)

тобто  ґрунтову , талу  та дощову  долі весняного стоку.

Рис. 1 – Комплексний графік ходу гідрометеорологічних характеристик  на р.Горинь-с.Деражне у 2001 р. (метеоелементи прийняті по м/с Рівне)

2 Сучасні методи довгострокових прогнозів шарів весняного стоку.  Рівняння водного балансу за період весняного водопілля

Обґрунтовані наукові методи довгострокових прогнозів шарів стоку весняного водопілля з’явилися у той період, коли накопичення даних систематичних спостережень за стоком і його факторами  дозволило зробити основні теоретичні висновки про формування весняних водопіль при різних умовах снігонакопичення і сніготанення, кількості і інтенсивності опадів, ступеня водопроникності ґрунтів, яка визначається промерзанням та вологістю ґрунтів. Методи прогнозів об`єму водопілля з того часу засновані на побудові емпіричних воднобалансових залежностей шару стоку водопілля від загальної кількості води, яка надійшла на басейн, і характеристик водопоглинаючої здатності ґрунтів на басейні.

Теоретичною основою методів довгострокових прогнозів шарів стоку весняного водопілля є  рівняння водного балансу

,     (4)

де Ym – загальний стік водопілля, мм;

Yгр -  ґрунтовий (або базисний) стік, мм; 

YТ – стік від талих вод, мм;

YД – стік від дощів з ділянок басейну, які вільні від снігу, мм;

Sm – максимальні запаси води в сніговому покриві перед початком весняного сніготанення, мм;

х1 – опади на поверхню снігу за час його танення, мм;

х2 – опади на поверхню без снігу, мм;

Ес і Еп – випаровування з ґрунту і снігу, мм;

Wп – зміна запасів вологи в ґрунті, мм;

Wгр – зміна запасів ґрунтових вод, мм.

Урахування впливу водопроникності ґрунтів на втрати талих вод розглядав В.Д. Комаров ще у 1955-1959 рр. [1] у зв'язку з додатковими втратами, які виникають на ділянках зі слабким промерзанням ґрунтів (менш 20 см). При цьому загальний стік весняного водопілля при середньому промерзанні ґрунтів на басейні менш 60 см може бути підрахований за рівнянням водного балансу

,   (5)

де Х – сумарний запас вологи на басейні в період весняного водопілля (максимальні снігозапаси плюс опади, тобто Х=Sm+X1+X2), мм;

fсп – відносна величина площі зі слабким промерзанням ґрунтів в басейні;

Хгп і Хсп – сумарні запаси вологи на площі з глибоким і слабким промерзанням ґрунтів, мм;

Р0 – параметр втрат на площі з глибоким промерзанням ґрунтів, який залежить від осіннього зволоження даного типу ґрунтів, мм;

– коефіцієнт стоку на площі зі слабким промерзанням ґрунтів.

Вклад складових рівняння водного балансу до загального весняного стоку різний у різних фізико-географічних умовах і в різні роки. Так, в лісовій зоні втрати талих вод залежать в основному від дефіциту вологи у ґрунті на початок весняного сніготанення та утримання води у безстічних пониззях і в приповерхневій лісовій підстильці. Вплив промерзання ґрунтів проявляється лише при незначних його значеннях, тобто в роки з мягкою зимою. На річках західних районів лісової зони особливості формування водопілля повязані з зимовими відлигами, які приводять до додаткового зволоження ґрунтів, перерозподілу снігу у полі і лісі, утворенню льодяної кірки.

У лісостеповій зоні (недостатнього зволоження), де основну частку втрат талих і дощових вод складає інфільтрація, рівняння (5) можна переписати у вигляді:

,                                   (6)

де І – інфільтрація талих  і дощових вод (мм), яка дорівнює .

Варіація втрат весняного стоку у цьому регіоні визначається ступенем водопроникності промерзлих ґрунтів.

У звязку з особливостями формування весняного стоку в зонах з плоским рівнинним рельєфом (степова, напівпустельна, південна частина лісостепової географічних зон) необхідно ураховувати втрати води на заповнення безстічних ємностей на поверхні водозборів. Тоді

,                                   (7)

де U – поверхневе утримання талої і дощової води, мм.

Основні фактори весняного стоку в цих районах є: максимальні запаси води у сніговому покриві, опади періоду танення снігу, інтенсивність сніготанення, інфільтрація води у ґрунт, яка визначається його вологістю  і промерзанням. Опади після сходу снігу у цих регіонах суттєво не впливають на загальний стік весняного водопілля.

У 1959 р. В.Д. Комаровим [1], а в 1963 р. Є.Г. Поповим [2] був обґрунтований загальний графічний вигляд залежностей весняного стоку від запасів води у сніговому покриві, складених з весняними опадами, і ступенем водопроникності ґрунтів у вигляді таких рівнянь:

;                                     (8)

;                                            (9)

.                                            (10)

Параметр Р0, в редакції В.Д. Комарова, представляє собою величину поверхневої ємності і втрат води на інфільтрацію в мерзлий ґрунт.

Для річок степової і лісостепової зон ЄТС В.Д.Комаров встановив, що

,           (11)

де w – запас вологи в шарі ґрунтів на початок весни, мм;

l – глибина промерзання ґрунтів, см;

 А, а, b – параметри.

Дослідження низки авторів щодо процесів водопоглинання в річкових басейнах показали, що параметр Р0 залежить від різних характеристик зволоження ґрунтів (О.С.Змійова, 1955 р., Н.Я.Подвішенська, 1955 р.),  ступеня розчленованості рельєфу (В.Н.Паршин, 1965 р.) і за даними цих авторів для Європейської території може змінюватися від 10 до 50 мм.

Процеси водопоглинання і стоку розглядалися Є.Г. Поповим (1963 р.) на основі моделі річкового басейну як системи з “нерівномірним розподілом поверхневої ємності і не постійною інфільтраційною спроможністю його ґрунтів”. У зв’язку з цим Є.Г.Поповим розглянуті можливості прогнозу на основі інтегральних рівнянь весняного стоку для двох типів водопоглинання – при наявності тільки поверхневої затримки (ємнісна модель водопоглинання) і в умовах заповнення поверхневої ємності і поглинання води ґрунтом (інфільтраційно-ємнісна модель).

Розподіл величин ємності безстічних поглиблень на поверхні басейну може бути описаний функцією

,              (12)

де Pm – повна (максимальна) поверхнева ємність басейну, мм;

S – шар води при заповненні всіх безстічних поглиблень на поверхні басейну, мм.

У випадку просочування води в ґрунт при допущенні рівномірного по всій площі басейну надходження тало-дощової води (h) і поглинання цієї води (i), причому h > i, і відповідно до закону розподілу поверхневої ємності (12) Є.Г. Попов (1963 р.) одержав рівняння стоку при інфільтраційно-ємнісному типі водопоглинання.

Під інфільтраційно-ємнісною моделлю розуміють таку, коли поверхневий стік формується за рахунок перевищування інтенсивності надходження води над інтенсивністю її поглинання ґрунтом. При цьому для заповнення поверхневої ємності потрібен тим більший шар сумарного надходження води, чим більша сумарна інфільтрація. В такому випадку рівняння для розрахунку шарів стоку водопілля записується у вигляді:

            (13)

чи

,             (14)

де I – шар води, який був поглинутий під час сніготанення, мм;

При гіперболічному типі розподілу поверхневої ємності рівняння (14) набуває вигляду

.    (15)

Інфільтраційно-ємнісний тип водопоглинання характерний для зон недостатньої і нестійкої  вологості. Втрати води на інфільтрацію визначаються на практиці в залежності від вологості ґрунту (W) і глибини його промерзання (L).

Для більш простої ємнісної моделі водопоглинання стік є функцією тільки кількості води, яка надійшла на водозбір. Під ємнісною моделлю або типом водопоглинання  розуміють таку, коли при будь-якій інтенсивності надходження талої води її стік починається тільки після заповнення поверхневих ємностей при повністю водонепроникненому ґрунті (басейни річок зони надлишкового зволоження), тобто

                 (16)

чи

.                   (17)

Вигляд рівнянь (8-10) і (16-17) схожий, а параметри P0  і Pmax, близькі за фізичним змістом і залежать від водопоглинаючої спроможності ґрунтів, яка визначається їх зволоженням  і промерзанням.

Розробка методики довгострокового прогнозу шарів стоку весняного водопілля ведеться на основі побудови водно-балансових залежностей вигляду Ym = f(X, u),  де u  –  характеристика  зволоження  басейну  чи  P0 = f(u, L),  де L – глибина промерзання ґрунтів.

3 Визначення факторів весняного водопілля

З факторів водопілля в даний час достатньо надійно можуть бути визначені лише опади, які беруть участь у його формуванні (запаси води в сніговому покриві і весняні опади), причому останні при прогнозі ураховуються у вигляді нормованої величини. Завдання ж прогнозу весняного стоку річок потребує визначення водопоглинаючої спроможності річкового басейну перед початком сніготанення і прогнозу втрат води в період розвитку весняного водопілля.

Запаси води в сніговому покриві і крижаній кірці.

У період весняного водопілля основним джерелом живлення річок є запаси води в сніговому покриві, які накопичилися до початку весни й опади, що випадають у період танення снігу і потім аж до закінчення водопілля. У кожному році вони можуть бути одержані за допомогою стаціонарних снігомірних зйомок, аерофотозйомок, космічних вимірювань (свч-методи, інфро-червоні аерокосмічні вимірювання). За даними снігозйомок у полі будуються карти ізоліній запасів води у сніговому покриві на визначені дати, наприклад, на дати складання прогнозу та перед початком весняного сніготанення (максимальні снігозапаси).

Розподіл снігу на поверхні водозбору має вкрай нерівномірний характер і залежить від типу підстильної поверхні (рельєфу, рослинності) і метеорологічних умов періоду снігонакопичення в кожному конкретному році. Відомо, що сніг, який випадає на поверхню водозбору, може перерозподілятися під час зими. Однією з причин є його вітровий перенос у яри, балки, річки, на підвітряні схили.

Різним є також співвідношення снігу на відкритих частинах басейну й у лісі. Так, А.Д. Дубах і Г.Д. Ріхтер приходили до висновку, що снігу накопичується на полях більше, ніж у лісі. Таке явище вони пояснюють затримкою значної частини снігу кронами дерев і швидкого його випаровування.

На думку інших авторів – на початку весни снігу в лісах накопичується більше, ніж у полі. Про це свідчать значення коефіцієнтів снігонакопичення kл у лісах різноманітної породи в різних фізико-географічних районах.

З урахуванням нерівномірності снігонакопичення на відкритих і залісених ділянках середні зважені значення максимальних запасів води в снігу (Sm) на водозборах обчислюються за формулою

                                     (18)

або у вигляді

,                                        (19)

де fл – залісеність водозборів (у частках від загальної її площі);

kл – співвідношення снігозапасів у лісі і полі, яке за даними вимірювань у басейнах південної частини лісної і лісостепової зон складає величину близько 1.10-1.15.

 У районах з зимовими відлигами необхідно ураховувати ще й запаси води у крижаній кірці, які визначається за формулою

,     (20)

де h - середня товщина крижаної кірки, м;

  - щільність крижаної кірки, кг/м3;

f кк - площа поширення крижаної кірки (у частках від загальної площі).

Запаси, що залишились після відлиги, утворюють додатковий запас вологи до початку весняного танення снігу і дорівнюють

,                                     (21)

де Sвід і Хвід – снігозапаси на початок відлиги і опади за відлигу, мм;

Yзп – шар стоку за зимовий паводок, мм;

Wз – накопичення запасів ґрунтової вологи за відлигу, мм.

Загальний запас води у сніговому покриві буде визначатися за формулою:

.                             (22)

 Ступінь нерівномірності залягання снігового покриву на місцевості може бути охарактеризована за допомогою типових кривих забезпеченості величин снігозапасів, які описуються функцією гама-розподілу:

,                                     (23)

де ;

Сv – коефіцієнт варіації запасів води у снігу по площі (для степової і лісостепової зон можна прийняти Сv=0.45 і Cs=2Сv);

S – середній по площі запас води у сніговому покриві, мм.

Такі криві були побудовані В.Д.Комаровим для лісової, лісостепової і степової зон та можуть бути використані для знаходження площі одночасного сніготанення і дат сходу снігового покриву у басейнах річок.

Слід зазначити, що зміни в методиці виміру запасів води в сніжному покриві з зими 1965 - 1966 років призвели до порушення однорідності рядів снігомірних спостережень. Для одержання однорідних рядів спостережень необхідно виконувати їх ув'язування шляхом введення поправки на збільшення запасів води в сніговому покриві, вимірюваних до зими 1965-1966 років. На басейнах рівнинних річок України, ця поправка складає 5 %.

Підрахунок середніх по басейнах максимальних запасів води в сніговому покриві проводився за формулою (18), де S обчислено за даними репрезентативних метеостанцій за вимірами в полі

                                        ,                                         (24)

де - максимальні снігозапаси по окремих пунктах їх виміру у межах водозбору;

m- кількість вимірювальних пунктів снігозапасів.

Максимальні запаси води у сніговому покриві перед весняним сніготаненням доцільно включати у прогнозну схему у вигляді модульних коефіцієнтів

,                                                     (25)

де - значення середніх на водозборі максимальних снігозапасів в  і-му році;

S0 – норма максимальних снігозапасів на водозборі

                                

      ,                                               (26)

де - середні багаторічні значення максимальних снігозапасів на j-ому пункті:

                                     ,                                               (27)

n- період спостережень за снігозапасами (у роках);

- максимальні запаси води в сніговому покриві в j-ому пункті в і-му році.

Уявлення про просторовий розподіл снігозапасів на поверхні рівнинних водозборів території України і басейну Верхнього Дніпра дає картування середніх багаторічних значень максимальних снігозапасів для відкритої місцевості (рис.2). Напрямок ізоліній на отриманій карті свідчить про убування снігозапасів по мірі зменшення континентальності клімату – півночі, північного сходу (від 80-90 мм) на південь і захід (до 40-30 мм).

 

 

 

Рис. 2 - Розподіл середніх багаторічних максимальних

запасів води в сніговому покриві, мм

Для аналізу зміни запасів води в сніговому покриві, які накопичуються на водозборах перед початком весняного водопілля доцільно у кожному році будувати карти розподілу їх по території. Такі карти є основою при складанні прогнозів максимальних витрат води та шарів стоку весняного водопілля.

Використання даних про кількість і розподілу снігового покриву за допомогою методів аерокосмічних спостережень дають змогу одержати інформацію на великих територіях, у тому числі й на тих, де відсутні стаціонарні спостереження.

Формою представлення радіометричних спостережень є цифрові багатозональні фотозйомки, які підлягають компютерній обробці, архівації та порівнянні з ландшафтними, геологічними, екологічними даними, картами ґрунтів, рослинності та іншими тематичними картами.

За наявністю обмеженої мережі спостережень і недостатній вихідній інформації можуть бути використані методи обєктивного аналізу характеристик снігового покриву. Останній полягає в побудові полів значень аналізованого елементу (за даними спостережень репрезентативних станцій) з подальшим визначенням (шляхом інтерполяції) значень цього елементу до вузлів деякої, заздалегідь заданої на плоскості регулярної сітки, а потім і побудовою карт ізоліній.

Опади періоду весняного водопілля.

Прибуткова частина балансу весняного водопілля включає до себе і рідкі опади на поверхню снігу, який тане (Х1) та на ґрунт, який звільнився від снігу (Х2).

Умови стікання дощових вод залежать від стану підстильної поверхні. Так, найбільші коефіцієнти стоку від опадів спостерігаються наприкінці сніготанення, коли ґрунт досить вологий, а безстічні ємності на басейні в основному заповнені водою.

Після сходу снігу на басейні і розмерзання ґрунту коефіцієнти стоку поступово убувають з ростом кількості днів від дати сходу снігу до дати випадіння дощів.

При розробці методів довгострокових прогнозів елементів весняного водопілля вважають, що опади у період від дати накопичення максимальних снігозапасів до дати сходу снігу (Х1) і поталі води стікають з приблизно однаковими втратами та звично підсумовуються з максимальними запасами води в сніговому покриві і крижаній кірці (Sm+X1). Коефіцієнти стоку від опадів у період після сходу снігу і до кінця водопілля (Х2) не залишаються постійними за рахунок збільшення водопроникності ґрунтів внаслідок їх відтанення. У балансових розрахунках величина опадів Х2 ураховується з деяким коефіцієнтом k, який дорівнює

,                                                 (28)

де  і  - середні багаторічні значення коефіцієнтів дощового і поталого стоку для даного басейну.

За даними багаторічних спостережень на різних водозборах значення коефіцієнту k змінюється у межах 0.3-0.5.

Розрахунок середніх на водозборі опадів Х1 і Х2 в кожному році ведеться, як середнє їх значення за  вимірами в пунктах спостережень, аналогічно  формули (24). В методах територіальних прогнозів опади доцільно враховувати у вигляді їх модульних коефіцієнтів, як і снігозапаси в (25). В цьому випадку необхідним є визначення середніх багаторічних величин опадів  та , яке виконується за формулами, аналогічними (26) і (27) для величин рідких опадів періоду сніготанення Х1 і спаду весняного водопілля Х2.

Для рівнинної частини України отримана залежність норм опадів від середньої тривалості періоду їх підсумовування  

      (29)   

в свою чергу  (діб) узагальнено по басейнах

  

          (30)

де  - географічна широта геометричних центрів тяжіння водозборів, в долях град півн.ш.

Для узагальнення опадів, що випадають після сходу снігу з поверхні водозборів та обумовлюються тривалістю спаду водопіль  (діб) отримана залежність

               (31)

а самі значення  можуть бути отримані за розмірами водозборів

                            (32)   

де F- площа водозборів, км2.

Втрати води на  водозборі  і  оцінка  факторів  водопоглинаючої

спроможності ґрунтів під час весняного водопілля.

Задача прогнозування весняного стоку річок потребує визначення водопоглинаючої спроможності річкового басейну перед початком сніготанення і передобчислення втрат води в період розвитку весняного водопілля.  Відомо, що сумарні втрати води складаються з втрат на інфільтрацію в ґрунт, поверхневої затримки і випаровування.

Втрати талої води на випаровування у період формування весняного водопілля оцінюються багатьма авторами по розміру інтенсивності  випаровування з підстильної поверхні.  Так, В.Д. Комаров (1959 р.), П.П. Кузьмін (1953 р.), П.Ф. Ідзон (1956 р.), Л.Г. Онуфрієнко (1959 р.) вважали, що випаровування з поверхні танучого снігу з врахуванням конденсації, яка зростає при збільшенні температури і відносної вологості повітря, не велике і складає  усього декілька міліметрів.

Базуючись на даних експедиційних досліджень ДГІ, О.І. Крестовський, А.Н. Постніков, А.Г. Сергєєва (1979 р.) указують на дещо більшу величину випаровування зі снігу за період його танення, рівну 5-20 мм.

Розмір поверхневої затримки в умовах південної частини лісостепу і степової зони складається з ємності різноманітних знижень рельєфу і мікрорельєфу, перехоплення опадів рослинністю з врахуванням  розораності території і, нарешті, втрат води на змочування частинок і заповнення значних некапілярних пор  у верхньому 3-4-см шарі грунту.

Значну роль поверхневої затримки у формуванні  стоку підкреслював ще Р. Хортон (1937 р.).  За даними американських вчених загальна ємність більшості осередків поверхневої затримки на малих басейнах із крутими схилами складає 8-10 мм.

Базуючись на наявних (до 60-х років) даних про водно-фізичні властивості лісових підзолистих грунтів, їхньої осінньо-зимової вологості і надійних даних про стік з елементарних площадок, В.Д. Комаров і Л.А.Разумова (1959 р.) одержали розмір утрат води на заповнення акумулятивних ємностей у середньому біля 30 мм. Ці результати  підтверджуються і виконаними в 60-70-і роки дослідженнями О.І. Крестовського (1961 р.), Л.К. Вершиніної (1974 р.) [14].

Є.Г.Попов (1963 р.) розмір втрат води на поверхневу затримку  зв'язував із ємністю безстічних поглиблень на поверхні басейну і кількістю води, що надійшла на водозбір. Ці втрати талого стоку, за даними Є.Г. Попова, складають 20-25 мм.  

За даними багаторічних досліджень експедиції ДГІ, зроблено висновок про те, що мікрорельєф поверхні водозборів може затримувати талі води тільки тимчасово, втрачаючи їх при цьому на інфільтрацію в грунти, поповнюючи запаси вологи грунту і збільшуючи запаси грунтових вод.  При цьому втрати талих вод на поверхневу акумуляцію не великі і складають у залежності від механічного складу грунтів 1-5 мм.  

Особливості поглинання (інфільтрації) поталих та дощових вод у період весняного водопілля  досліджувалися з давнини.

Ще в 1903 році А.А.Шалабановим був встановлений факт водопроникності мерзлого ґрунту. Надалі це питання було розвинуто Н.А.Качинським, С.А.Веріго, В.Д.Комаровим, А.К.Філіповим, С.І.Харченком, Л.А.Разумовою. В 1957 році в результаті експериментальних досліджень водопроникності мерзлого ґрунту В.Д. Комаровим було доведено, що мерзлий ґрунт спроможний поглинати талі води, якщо його вологість не перевищує граничного значення, рівного найменшій вологоємності (). В.Д.Комаров вперше зазначив теплофізичну сторону процесу взаємодії води, яка просочилася, і мерзлого ґрунту.

Подальший розвиток ця теорія знайшла в роботах А.І.Суботіна (1966 р.), І.Л.Калюжного, К.К.Павлової, Л.К. Вершининой (1981, 1985 рр.),

Втрати води на інфільтрацію визначаються головним чином передвесняною вологістю ґрунтів (W). Вплив глибини промерзання на водопоглинаючу спроможність ґрунтів проявляється при невеликих її значеннях, тому що виникають додаткові втрати на інфільтрацію на ділянках з слабким промерзанням ґрунтів.

Найчастіше показником зволоження ґрунтів перед початком весняного сніготанення є величина запасу продуктивної вологи у метровому шарі ґрунту, яка вимірюється наприкінці зими (W).

Використання осінньої вологості ґрунтів (Wос) можливе лише з урахуванням поповнення вологозапасів ґрунту в періоди зимових відлиг, які досить часто спостерігаються на досліджуваній території. Розрахункова передвесняна вологість визначається по балансових рівняннях

,                                                 (33)

причому

,          (34)

де Wз  - зміна запасів вологи в ґрунті у зимовий період за рахунок відлиг, мм;

- шар  снігу, який розтанув за відлигу, мм;

а - коефіцієнт  танення снігу за  періоди відлиг, прийнятий на рівні 2.5 мм/оС на добу  [4];  

- сума плюсових середніх добових температур повітря за відлигу, 0С;

z0Sвід - шар води, утримуваний у товщі снігу перед відлигою (Sвід), мм;

z0 - коефіцієнт  спроможності снігу, який утримує вологу, прийнятий рівним 0.13 [4];

Хвід - сума дощових опадів за відлигу, мм;

Yвід - шар стоку за паводок від відлиги, мм.

У випадках стачі або відсутності даних прямих вимірювань вологості ґрунтів її розрахунок можна вести за рівнянням водного балансу для шару ґрунту за деякий попередній час (найчастіше це дата стійкого переходу температури повітря через 0 оС восени або початку сніготанення - весною)

,                                    (35)

де Wп i Wк – запаси вологи у шарі ґрунтів 0-100 см на початок і кінець розрахункового періоду, мм;

Х і Е- опади і випаровування за і-й інтервал часу, мм;

Розрахунок Wк, Х, Е здійснюється за декадами або за місяцями. Початок розрахункового періоду визначається датою, на яку є значення Wп, а при їх відсутності – приймають дату низьких або незначно змінних від року до року значень вологості ґрунтів.

Для розрахунку випаровування з поверхні басейну Е у формулі (35) використовують методи С.А.Веріго, В.П.Паршина, В.А. Романенка, А.Р.Константинова, В.Г. Андріянова, А.М.Постникова та інш. Для степової і лісостепової зон задовільні результати дають методи В.Г.Андріянова і В.А.Романенка.

В якості показника втрат води у період весняного водопілля (для річок лісової зони надлишкового зволоження) може бути прийнята інтегральна характеристика зволоження водозборів –  середній осінній або осінньо-зимовий річковий стік, який визначається вологонасиченістю басейну, що в основному залежить від сумарних запасів вологи в зоні аерації, ґрунтових і болотних водах. За даними О.І.Крестовського задовільні залежності установлені між запасами вологи у метровому шарі ґрунту на кінець листопаду та стоком за осінньо-зимовий період.

В територіальних методах прогнозу весняного стоку може бути використаний середній річковий модуль стоку з вересня попереднього по січень поточного (, л/с км2) року, віднесений до його норми ()0

                                 ,                                      (36)

де ()і- середній модуль стоку з вересня по січень для і-ї весни, л/(скм2).

За відсутності спостережень прийняту характеристику зволоження ґрунтів можна визначити за встановленими залежностями середнього модуля стоку з вересня по січень  від широти геометричних центрів тяжіння водозборів. Так, для норми   ()0  отримане рівняння

  

       ()0 = 0,40 (φ0 -50)+ 1,54                              (37)

де  ()0 - середні багаторічні значення середніх модулів стоку з вересня попереднього по січень поточного років, л/(скм2).

В якості індексу передвесняного стану басейнів може бути прийнятий передпаводкова витрата води або середній місячний річковий стік, в попередній від початку водопілля місяць (, м3/с). У вигляді модульного коефіцієнту, значення  відноситься до норми  витрати води цього ж місяця ()0

                              ,                                      (38)

де ()і –середня витрата води і-го місяця перед весняним водопіллям, м3/с.               

За відсутності багаторічних даних будуються залежності норм витрат в попередній від початку водопіль місяць від площ водозборів .

При визначенні модульного коефіцієнту  за (36) або   за (38) для конкретних років поточні значення  ()і  або ()і можуть бути отримані на підставі безпосередніх спостережень за стоком води річок. За відсутності спостережень можливо відновлення рядів ()і шляхом побудування для кожного і-го року залежностей типу (37) або для ()і їх зв’язок з площами водозборів.

 Важливим фактором інфільтраційних властивостей ґрунтів є глибина їх промерзання, яка визначає наявність льоду у порах ґрунту при даному їх зволоженні. Глибина промерзання ґрунту залежить, насамперед, від значень негативних температур, які проникають у ґрунти, і висоти снігового покриву, а також визначається місцевими факторами (типом ґрунту, його фізико-механічними і тепловими властивостями, мікрорельєфом басейну й іншими).

Процес промерзання ґрунту найбільш інтенсивно відбувається в початковий період зими, коли висота снігового покриву ще не значна, а надалі інтенсивність промерзання сповільнюється. Роль глибини промерзання ґрунту пов'язана з утриманням осінніх вологозапасів у верхніх шарах ґрунту, а також із створенням умов для зимової міграції вологи з більш теплих нижніх горизонтів ґрунту до верхнього шару, який промерзає. Чим раніш і глибше промерзне ґрунт, тим більше збережеться в ньому осінньої вологи, тим більш значним буде поповнення вологи за рахунок міграції, а отже меншими будуть утрати талої води, у порівнянні з втратами на непромерзлих ділянках.

Глибина промерзання ґрунту оцінюється за вимірюванням її у польових умовах або розраховується за даними негативних температур повітря і висоти снігу.

Для прогнозів втрат весняного стоку необхідно знати розподіл глибини промерзання ґрунту по площі водозбору. У відповідності до середньої глибини промерзання ґрунту у річковому басейні В.Д.Комаровим для річок степової зони побудовані типові криві забезпеченості глибин промерзання ґрунтів за площею водозборів (рис.3).

Рис. 3Криві забезпеченості глибини промерзання ґрунтів

від середнього її значення по площі

При розрахунках втрат талих вод на інфільтрацію часто необхідна оцінка її на ділянках, де ґрунт слабко промерзлий (L20 см) у зв’язку з виникненням додаткових втрат води на поглинання в межах цих ділянок. Графік на рис.4 дозволяє визначити долю площі водозбору зі слабко промерзлим ґрунтом та запас води в сніговому покриві на цій площі у вигляді модульного коефіцієнту (kS). Так, відповідно до рис.4а, ділянки  зі слабким промерзанням ґрунтів виявляються при середній на водозборі глибині промерзання 60 см і менше. Розподіл за площею глибини промерзання ґрунтів знаходиться в оберненому зв’язку з відповідним розподілом снігозапасів – більшим снігозапасам відповідає менша глибина промерзання ґрунтів на басейні.

Рис. 4 – Сумісні графіки розподілу долі площі зі слабким (<20 см)

промерзанням ґрунту - fсп=f(L) (a) та відносного (у долях середнього

для басейну) запасу води у сніговому покриві на цій площі - kS=f(fcn) (б), 

як функції середньої глибини промерзання ґрунтів

Для розробки методики прогнозу весняного стоку використовують дані за максимальною глибиною промерзання ґрунту наприкінці зими (під озимими), осереднені по водозборах і з урахуванням даних усіх пунктів спостережень, розташованих у їх межах

                                        ,                                         (39)

де - максимальні глибини промерзання ґрунтів по окремих пунктах їх виміру у межах водозбору, см;

m- кількість вимірювальних пунктів глибин промерзання.

У територіальних методах доцільно приймати значення глибин промерзання віднесені до їх норм, тобто

                           ,                                                     (40)

де Li - середнє по водозбору значення максимальної глибини промерзання ґрунту для і-го року, см;

L0 – норма глибини промерзання на водозборі

       ,                                                  (41)

де - середнє багаторічне значення глибин промерзання ґрунтів у j-му пункті спостережень, см;

m - кількість пунктів спостережень за промерзанням ґрунтів на водозборі.

 Узагальнення , розрахованих для кожного пункту спостережень j (по даних на агрометстанціях), може бути виконане в залежності від широтного положення пунктів. У цілому при збільшенні широти, тобто при переході з південних у більш північні райони рівнинної України, глибини промерзання збільшуються у відповідності з рівнянням

 ,              (42)

де - значення глибини промерзання на º північної широти, яке дорівнює 65.6.

При складанні прогнозів у кожному році для розрахунку  використовуються безпосередні виміри глибин промерзання ґрунтів Lj, як середньозважені або середні арифметичні значення у межах кожного з водозборів. За відсутності спостережень на водозборах доцільним є використання залежностей виду (42), але побудованих по щорічних даних.

Визначення середньої глибини промерзання та індексів зволоження ґрунту на водозборі, у тому числі й для басейнів, де даних спостережень стаціонарної мережі недостатньо, можливе на основі щорічно складаних карт ізоліній цих характеристик у даному регіоні. Відомий досвід складання карт вологості ґрунтів територій з різноманітним складом ґрунтів на основі використання і співставлення орбітальних сканованих відображень, радіометричних трасових літакових вимірювань, контактних наземних вимірювань вологості, а також даних лабораторних досліджень діелектричних властивостей ґрунтів в залежності від їх вологості.

Взагалі, побудова карти ізоліній можлива для будь-якого гідрометеорологічного елемента, що підлягає географічній закономірності, з метою подальшого її використання для визначення цього елемента у будь-якій точці на місцевості.

4 Загальна характеристика прийомів складання методик

   довгострокових прогнозів стоку за період весняного водопілля

При аналізі умов формування весняного водопілля і розробки методики прогнозу його елементів необхідні багаторічні матеріали гідрологічних і метеорологічних спостережень, дані за вологістю і промерзанням ґрунтів, а також цілий комплекс фізико-географічних матеріалів (морфометричні і гідрографічні характеристики, карти ґрунтів і рослинності, матеріали сільськогосподарського використання), які характеризують особливості річкових водозборів. Прийнятий для розробки методики період повинен включати не менш, ніж 25 років. Розробка методики прогнозу елементів водопілля повинна будуватись на підставі всебічного вивчення умов весняного стоку та закономірностей його формування у даному районі.

На підставі побудови водно-балансових залежностей. 

Основним методом прогнозу стоку за водопілля на сьогодні є використання рівняння водного балансу. У практиці рішення рівняння балансу відносно стоку відбувається за графічним методом, шляхом побудови водно-балансових залежностей. Цей спосіб дає змогу окремі компоненти рівняння, зокрема, втрати, оцінювати за допомогою їх опореднених характеристик. Серед опосереднених характеристик втрат задані: вологість ґрунтів з восени та глибина промерзання ґрунтів.

 Визначення втрат в період водопілля включає розрахунок втрат в період сніготанення та в ґрунт, який звільнився від снігу. Але роздільне обчислення цих втрат утруднено. Приблизно втрати в ґрунт, який звільнився від снігу, можуть бути опосереднено визначені при розрахунках загального запасу води на басейні шляхом введення коефіцієнта опадів (k), які випали від кінця сніготанення до кінця водопілля. Обєм стоку за водопілля (Ym) можна виразити як функцію:

а) при L<60 см

;                                    (43)

б) при L60 см

,                                       (44)

де Sm – максимальний запас води в сніговому покриві перед початком сніготанення, мм;

Х1 – опади на поверхню снігу за час танення, мм;

Х2 – опади на поверхню басейну, який вільний від снігу, мм;

k – коефіцієнт ваги, який показує частку опадів Х2, що бере участь у загальному об’ємі Ym, k приймається рівним 0.3-0.4 3,4;

Sm+X1+kX2 – загальні запаси води на басейні, мм;

L – середня глибина промерзання ґрунтів, см;

W – характеристика вологості ґрунтів.

Порядок етапів розробки методики довгострокового прогнозу шару стоку весняного водопілля такий:

а) розрахунок сумарної кількості води, яка бере участь у формуванні весняного водопілля ведеться за виразом

,

де  визначається за даними спостережень снігомірних зйомок та за рівняннями (22) і (24), а  дорівнює, наприклад,  0.3;

б) побудування залежності шару стоку від факторів, які його визначають (43) та (44), які для р.Південний Буг-с.Підгір’я представлені на рис.5 та 6;

в) визначення величини допустимої похибки прогнозу шару стоку весняного водопілля [4,9] ведеться за формулою

доп = 0,674.

де величина  - середнє квадратичне відхилення прогнозованого елементу від норми (мм), яке  обчислюється по формулі

,

де Yi - значення  прогнозованого елемента, мм;

Y0 - його норма, мм;

n - число членів ряду.

Наприклад, для р.Південний Буг-с.Підгір’я  при прогнозуванні шарів стоку весняного водопілля =16.5 мм, а =11.2 мм.

 

 

Біля точок - ; біля кривих -

Рис. 5 – Залежність шару стоку весняного водопілля (Ym, мм)

на р.Південний Буг-с.Підгіря від сумарних запасів вологи на басейні (Sm+X1+0.3X2, мм) і показника зволоження ґрунту (, л/(скм2)  в роки з глибоким промерзанням ґрунтів (L60 см)

г) складання перевірних прогнозів шарів весняного стоку та визначення середньої квадратичної похибки перевірних прогнозів (S), яка при числі членів ряду не менше 25 обчислюється як

.

Тут Yi і  спостережене і передбачене значення елементу весняного водопілля, відповідно. Так, для р.Південний Буг-с.Підгір’я  S=3.86 мм.

д) здійснення оцінки звязків за критерієм ефективності та якості методики прогнозів  і забезпеченості допустимої похибки Р %. В нашому прикладі, значення критерію якості =0.23. Методика прогнозу оцінюється як добра при Р=100 %.

Біля точок - ; біля кривих -

Рис. 6 – Залежність шару стоку весняного водопілля (Ym, мм) 

на р.південний Буг-с.Підгіря від сумарних запасів вологи на басейні (Sm+X1+0.3X2, мм) і показника зволоження ґрунтів (,л/(скм2)  в роки

з неглибоким промерзанням ґрунтів (L<60 см)

При визначенні параметру загальних втрат Р0.

Розробка методики довгострокового прогнозу шару стоку весняного водопілля ведеться за рівняннями:

,                                                   (45)

,                                     (46)

де Р0 – параметр втрат стоку в басейні є функцією вологості басейну (W) і глибини промерзання ґрунтів (L) при L<60 см або тільки W.

Залежності  або будуються за даними багаторічних спостережень за вологістю і промерзанням ґрунтів. Вихідні дані про параметр Р0 можна одержати шляхом оберненого розрахунку з (45) або (46), коли відомий шар стоку Ym та запаси води у снігу Х, або за допомогою номограм для цих формул, наприклад рис.7. Вибір формули, яка найбільш точно описує емпіричну залежність  здійснюється на підставі графічного її співставлення з номограмами цих формул.

                  Р0

Рис. 7 –  Графічний вигляд рівняння стоку

Для річок степової і лісостепової зон В.Д. Комаров одержав залежність вигляду

,                                      (47)

де L – середня для басейну глибина промерзання ґрунтів, см;

- відносна (безрозмірна) характеристика запасу продуктивної вологи у метровому шарі ґрунтів, яка має вигляд

,                                             (48)

W – кількість продуктивної вологи, мм;

НВ – найменша вологоємність ґрунтів, мм;

А, а, b – параметри.

Порядок розробки методики прогнозу шару стоку водопілля при визначенні втрат талої і дощової води через параметр Р0  на основі рівняння (46) наступний:

а) визначення параметру Р0 шляхом оберненого розрахунку за даними про шар стоку  та запаси вологи на басейні () за  номограмою формули (46), наведеної на рис.7;

б) побудова залежності параметру Р0 від індексу зволоженості і промерзання ґрунтів.  В якості величини індексу зволоження ґрунтів може бути прийнятий, наприклад, середній модуль стоку осінньо-зимових місяців (). Графічний вигляд залежності  для р.Південний Буг-с.Підгіря показаний на рис.8;

 в) випуск перевірних прогнозів шарів стоку весняного водопілля по прогнозних значеннях Р0 на підставі рівняння (46);

г) виконання оцінки методики прогнозу за критерієм , який для р.Південний Буг-с.Підгіря дорівнює 0.48, а забезпеченість допустимої похибки Р=90%. Тобто методика є доброю.

 При визначенні втрат води на інфільтрацію поталих вод.

Спосіб визначення воднобалансових залежностей для басейнів, в яких частіше спостерігається інфільтраційно-ємнісний тип водопоглинання заснований на теоретичному рівнянні (13) і (14) та потребує відшукання емпіричних залежностей .

Для знаходження таких залежностей, необхідно мати щорічні значення сумарної інфільтрації води у ґрунти. Але прямих вимірювань інфільтрації немає, тому визначення величини І в кожному році можливе приблизно з умов водного балансу, тобто шляхом виключення з загальних втрат ту їх частину, яка обумовлена поверхневим утриманням і випаровуванням зі снігу.

Біля точок – глибина промерзання ґрунтів L 

Рис. 8 – Залежність параметра втрат води Р0 (мм) від індексу

попереднього зволоження ґрунтів  (л/(с·км2)

та глибини промерзання ґрунтів L (см)

Приклад графічного визначення цих складових втрат ілюструється рис.9, де величина сумарної інфільтрації води визначається як

.                                                  (49)

Тут: сумарна подача води в даному році, мм;

– сумарна подача води (мм), яка дає такий же шар стоку при граничному зволоженні і глибокому промерзанні ґрунтів, тобто при відсутності втрат на усмоктування (ємнісний тип водопоглинання).

Залежність  показана на рис.10.

Таким чином, задача розробки методики прогнозу шару стоку за водопілля (Ym) для конкретного гідрометричного створу річки зводиться до графічного побудування емпіричних воднобалансових чи кореляційних зв’язків весняного стоку у вигляді (43) і (44) або встановлення залежностей втрат стоку від факторів, які їх визначають. Такі залежності називають локальними або часними.

Рис. 10 – Залежність відносної інфільтрації води у ґрунти від показника їх зволоження

 

5 Територіальні методи для довгострокового прогнозування  

      шарів стоку весняного водопілля

В умовах всебічного збільшення використання річкових вод з метою розвитку гідроенергетики, водного господарства і транспорту, іригації і водопостачання, створення автоматизованих систем управління водними та енергетичними ресурсами річок, у тому числі й малих, часто недостатньо вивчених у гідрометеорологічному відношенні, стає необхідним обґрунтування методів територіального прогнозування шарів і максимальних витрат води найбільш багатоводної фази більшості річок України – весняного водопілля.

Побудова територіально загальних (просторових) методів прогнозування відбувається за матеріалами емпіричних спостережень на низки річкових басейнів,  які розташовані в однорідних фізико-географічних (клімат, тип рельєфу, характер ґрунтів та рослинності) умовах стокоформування. При цьому до об’єднаної сукупності включаються дані по невеликих річках території з незначними відмінностями в умовах формування втрат тало-дощових весняних вод.

Основою для розробки територіальних методів прогнозування є наявність географічних закономірностей розподілу по території і можливості просторової інтерполяції шарів весняного стоку і таких його факторів, як запасів води в сніговому покриві, промерзання та вологості ґрунтів, температурних характеристик. На цей факт ще на початку минулого сторіччя вказували  Д.І. Кочерин, Д.Л. Соколовський, А.В. Огієвський, І.Д. антонов, П.С. кузін та інші автори.

Так, у 1939 році був складений перший фоновий прогноз шару стоку  весняного водопілля для річок Європейської частини СРСР на підставі даних про запаси води в сніговому покриві й очікуваних весняних опадах. У 50-тих роках минулого сторіччя В.Д.Комаровим вперше був створений територіальний метод прогнозування шарів весняного стоку на основі побудови узагальнених залежностей шарів стоку від його факторів для низки річок, які розташовані в однорідних умовах формування стоку. В подальшому такий метод прогнозування використовувався багатьма авторами для річкових басейнів в різних фізико-географічних районах. Просторове прогнозування шарів стоку весняного водопілля річок України  з картографічним представленням очікуваних величин ведеться в моделі М.М.Сосєдка „Шар-3”, яка зараз використовується в оперативній практиці Українського Гідрометцентру.

5.1 Теоретичні основи методу територіального

довгострокового прогнозу шарів стоку весняного водопілля

на основі встановлення типу водності весни.

В якості методичної бази для довгострокового прогнозу шарів стоку весняного водопілля на річках рівнинної території України прийняті залежності модульних коефіцієнтів шарів стоку від сумарних запасів води в сніговому покриві та весняних опадів, виражених відносно їх середнього багаторічного значення для річок, по яких є багаторічні ряди гідрометеорологічних спостережень у вигляді  [15]

                 (50)

чи, що те ж саме,

                                                 ,                                    (51)

де  и   - шар весняного стоку і його норма, мм;

 и - максимальний запас води в сніговому покриві і його норма, мм;

и - опади періоду танення снігу і їх норма, мм;

 и - опади періоду спаду весняного водопілля  і їх норма, мм;

- модульний коефіцієнт шару стоку весняного водопілля;

- модульний коефіцієнт сумарного надходження води на водозбір у період весняного водопілля, причому  

                        .                                (52)

На графіках залежності (50) розкид точок обумовлений багатофакторністю процесу формування весняного стоку. В основу побудови залежностей для прогнозу шарів весняного стоку покладено типізацію водопіль за їх водністю (багато-, середнє- чи маловодне) за допомогою багатомірної статистичної моделі – дискримінантної функції, яка враховує комплекс факторів, що впливають на формування весняного водопілля.

Дискримінантний аналіз належить до класу багатомірних моделей, в основу яких покладена методика множинної лінійної регресії. Ця прогностична модель застосовується в тих випадках, коли передвіщається одна з можливих  ситуацій настання деякого явища за умови, що кожний випадок (об'єкт) характеризується вектором змінних ознак (вектором-предиктором).

Лінійна дискримінантна функція (DF) виступає як вимірювач приналежності випадку (об'єкту) до тієї або іншої апріорної групи явищ. Функція DF записується у вигляді [16]:

DF = a0 + a1x1 + a2x2 + ... + amxm,                           (53)

де А = (a0, a1, a2, ... , am) - вектор коефіцієнтів дискримінантної функції;

Х = (x1, x2, ... ,xm) - вектор ознак (вектор-предиктор);

m - кількість вимірюваних ознак (j = 1, 2, ... , m).

Успіх дискримінації залежить від того, наскільки вдало заданий вектор-предиктор. Вирішення цієї задачі потребує поглибленого аналізу досліджуваного процесу з метою здійснити вибір найбільш інформативних чинників (предикторів), які могли б обгрунтувати особливості розвитку природного процесу стоку в різноманітних ситуаціях. Оцінити вірність вибору вектора-предиктора можливо тільки, здійснивши конкретну дискримінацію.

Для застосування моделі дискримінантного аналізу попередньо необхідно розбити вихідну вибірку на класи (групи) за тією або іншою ознакою. Стосовно до поставленої задачі, приналежність предиктанта (модульних коефіцієнтів шарів весняного стоку) до даного класу здійснювалася за положенням точок на графіках зв'язку .

У вектор-предиктор дискримінантної функції можуть бути включені такі чинники водопілля, як сумарні запаси вологи на водозборі, що беруть участь у формуванні весняного водопілля, індекси зволоження грунтів і глибини їх промерзання та інші, виражені в модульних коефіцієнтах.

В такому випадку рівняння для розрахунку дискримінантної функції (53) буде мати, наприклад, такий вигляд:

 ,                (54)

де q09-01 і (q09-01)0 – індекс зволоження ґрунтів - середній модуль стоку осінньо-зимового періоду і його норма, л/(с·км2);

L і L0 – глибина промерзання ґрунтів та її норма, см.

За знаком дискримінантних рівнянь (більше або менше нуля) водопілля на річках можна диференціювати по типах водності. Так, коли дискримінантна функція DF1>0, то слід очікувати формування шару стоку вище за норму (ситуація 1). Якщо ж DF10, а DF20, то водопілля буде розвиватися за ситуацією 2, тобто об’єм весняних вод очікується  близьким до норми. У випадку, коли DF1<0  і DF2<0, водопілля буде нижчим за норму (ситуація 3).

Приклад прогнозної залежності для отримання шарів стоку весняного водопілля для басейну р. Південний Буг – с. Підгіря показаний на рис.11, де дискримінантна функція (54) поділяє весни на дві (чи три) групи –  дружні чи близькі до нормальних умов та не дружні водопілля.

1 – DF1 0; 2 – DF1 < 0

Рис.11 Залежність модульних коефіцієнтів шарів стоку весняного водопілля Ym/Y0   від   сумарних   запасів   вологи   на   басейні    для басейну р. Південний Буг – с. Підгіря

Побудовані прогностичні зв'язки вигляду (51) можна описати рівняннями поліному 3-ї степені у вигляді

                  ,                           (55)

де b0, b1, b2, b3коефіцієнти поліному.

Для районів з близькими умовами формування весняного водопілля дискримінантні рівняння зазвичай стійкі, а криві можуть бути узагальнені по річках таких районів.

           На дати випуску прогнозу шарів стоку води весняного водопілля, встановлених Гідрометцентром України, невідомі фактори - максимальні запаси води у сніговому покриві і опади під час весняного водопілля розраховуються за такою схемою:

,     (56)

    де  - максимальні запаси води в сніговому покриві (за вимірами у полі), які накопичилися на дату складання прогнозу, мм;

    -  залісеність водозборів, у частках від загальної площі водозбору;

    -  коефіцієнт снігонакопичення у лісі, прийнятий на рівні 1.13;

    -  нормальна добавка до максимальних запасів води в сніговому покриві, мм.;

    -  рідкі опади періоду сніготанення, тобто періоду завчасності прогнозу шарів стоку весняного водопілля, мм.;

    -  рідкі опади періоду спаду весняного водопілля (періоду завчасності прогнозу шарів стоку весняного водопілля), мм;

            Оскільки довгострокові прогнози кількості як твердих, так і рідких опадів не складаються, то їх необхідно враховувати, орієнтуючись на прогноз погоди. Це стосується і величин нормальної добавки до максимальних запасів води в сніговому покриві  та кількості опадів . Нормальні добавки до максимальних запасів води в сніговому покриві встановлюються за рівнянням

 

,         (57)

    

         де  - широта метеостанцій, в частках ° півн.ш.

          Коефіцієнти a і b у формулі  визначаються для календарних дат випуску прогнозів шляхом побудови узагальнених залежностей.

       Умови введення добавки  і значення коефіцієнтів в рівнянні (57), узагальнених для всієї рівнинної території України наведені у таблиці 1 [22].

Таблиця 1 - Нормальні добавки до максимальних запасів води в сніговому покриві , мм

Умови введення добавки () в залежності від очікуваної температури повітря в березні

Значення коефіцієнтів рівняння (57)

a

b  

Вище норми

2.14-0.074 Д

7.47-0.25 Д

Біля норми

3.38-0.109 Д

20.4-0.61 Д

Нижче норми

3.27-0.086 Д

26.8-0.55 Д

         

        У зв’язку з відсутністю інформації про величини опадів ( та ) на період завчасності прогнозу, їх величини можуть бути оцінені:

1) за нормою  або ;

2) з урахуванням метеорологічного прогнозу, як опади очікуються: вище норми, на рівні норми або нижче норми, шляхом введення відповідного коефіцієнту до норм опадів

 ,                                              (58)

.                                             (59)

           

       Умови введення коефіцієнтів ,  до норм опадів і, їх значення відповідно метеорологічного прогнозу представлені у табл. 2 та табл.3 для рівнинної території України.

Таблиця 2 - Коефіцієнти до норм опадів з урахуванням метеорологічного прогнозу опадів

Умови введення коефіцієнтів до норм опадів

Коефіцієнти до норм опадів у формулі (58)

Опади вище норми: (X1 > )

k1 = 1.83-0.055 

Опади біля норми: (X1 = )

k1 = 0.84+0.009 

Опади нижче норми: (X1 < )

k1 = 0.29+0.029 

    де  - широта геометричних центрів тяжіння водозборів, в частках град. півн.ш.

Таблиця 3 - Коефіцієнти до норм опадів з урахуванням метеорологічного прогнозу опадів

Умови введення коефіцієнтів до норм опадів

Коефіцієнти до норм опадів у формулі (59)

Опади вище норми: (X2 > )

k2 = 1.75-0.027 

Опади біля норми: (X2 = )

k2 = 0.86+0.022 

Опади нижче норми: (X2 < )

k2 = 0.36+0.031 

    де  - широта геометричних центрів тяжіння водозборів, в частках град. півн.ш.

    

При наявності регіональних залежностей вигляду , а також даних снігомірних зйомок, використовуючи карту S0 (рис.2) і середньобагаторічних (або з урахуванням метеорологічного прогнозу) значень дощових опадів під час весняного водопілля  і , знаходиться Ym/Yo, числовими значеннями яких є модульні коефіцієнти

.                                                (60)

Перехід від  до очікуваних значень шарів стоку весняної повені Ym  такий:

,                                         (61)

де Y0 - норма шару весняного стоку, яка розраховується для кожної конкретної річки за часовим рядом спостережень  Yi  по ній за n років

.                                           (62)

При відсутності часових рядів на річці норма шарів весняного стоку визначається за картою розподілу Y0 по досліджуваній территорії.

Середній багаторічний шар стоку за період весняного водопілля (Y0) є однією з основних характеристик в методі просторових довгострокових прогнозів максимального стоку води весняного водопілля при встановленні норм шарів стоку та максимальних модулів весняного водопілля для невивчених у гідрологічному відношенні річок.

В основу просторового узагальнення норм шарів весняного водопілля покладено регіональні залежності стоку від географічних і місцевих факторів досліджуваної рівнинної території України. Так, для  вилучення географічної складової розподілу шарів стоку по території їх значення були приведені спочатку до географічної широти 50° півн.ш.  () за рівнянням

,                        (63)

де    – норма шару весняного стоку, мм;

аφ – кутовий коефіцієнт зв’язку, який в басейнах річок рівнинної території України дорівнює  11.3.

В цілому просліджується помірна редукція шарів стоку зі збільшенням залісеності водозборів (fл). Достатньо відчутна тенденція до зменшення стоку має місце й при збільшенні площі боліт (fб).

Значення коефіцієнтів впливу залісеності (, %) і заболоченості (, %) на середні багаторічні величини шарів стоку визначаються за рівняннями

,                                        (64)

,                                        (65)

де λл та λб -  коефіцієнти, які дорівнюють 0.082 і 0.24, відповідно.

Після виключення впливу на шари стоку залісеності і заболоченості побудована карта ізоліній норм шарів стоку , яка показана на рис.12. Змінюються вони у широтному напрямку, зменшуючись з півночі на південь  від 140-100 мм (верхня течія р. Десна, у межах Росії), 70-80 мм (північ України), 50-60 мм (центральна частина території) до 30-10 мм (басейни півдня рівнинної України). Отримати значення , використовуючи карту, можна за рівнянням

,                                        (66)

де  - значення норм шарів весняного стоку, які зняті з карти (див. рис. 12) для геометричних центрів тяжіння водозборів.

 

Рис. 12 -  Розподіл по території середніх багаторічних величин шарів

стоку весняного водопілля (при fл =0, fб =0) в басейнах річок

рівнинної України, мм

5.2 Методика визначення забезпеченості прогнозних величин

        шарів   стоку весняного водопілля.

В гідрологічній практиці прогнози стоку представляються у вигляді очікуваних величин з наведенням ймовірнісної похибки [9,17], яка з ймовірністю 50 % визначає довірні межі інтервалу, в якому знаходиться дійсне значення прогнозної величини. Можливе й надання прогнозних величин стоку води різної ймовірності з відповідними довірними межами.
Запропонований метод територіального довгострокового прогнозу шарів стоку весняного водопілля передбачає використовувати його для річок не досить добре вивчених у гідрологічному відношенні, тобто для річок, на яких спостереження за стоком не відбуваються. Тому постає актуальним питання встановлення забезпеченості або ймовірності перевищення прогнозних величин у багаторічному розрізі.
При наявності багаторічних рядів стокових спостережень задача визначення ймовірності настання шарів стоку або максимальних витрат води водопілля (Р %) вирішується шляхом побудови емпіричних кривих забезпеченості модульних коефіцієнтів . У прогнозному варіанті знаходяться по відповідних залежностях.

Для невивчених річок, встановлення забезпеченості прогнозних величин Ym може бути здійснено шляхом статистичної обробки стокових рядів спостережень.

При цьому величини коефіцієнтів варіації шарів стоку для частини території, яка забезпечена даними гідрометеорологічних вимірювань, можуть бути картовані або представлені залежністю коефіцієнтів варіації  від середніх багаторічних значень шарів стоку  у вигляді

.                          (67)

Відношення коефіцієнтів асиметрії та варіації  осереднені по території рівнинної України на рівні 2.25. Це дозволило для оцінки забезпеченості прогнозних величин прийняти нормативне співвідношення =2.0, використовуючи криву трипараметричного гама-розподілу С.Н. Крицького і М.Ф. Менкеля (для середнього по території значення Cs /Cv ) [18].

Забезпеченість прогнозних величин Ym встановлюється у вигляді інтервалу
               ,                                        (68)
де Р1 і Р2 – верхня та нижня межі забезпеченості, які встановлюються за таблицями [18].                               

5.3 Картографічна форма представлення прогностичних

   величин шарів стоку весняного водопілля та їх  забезпеченості.

В гідрологічній практиці для наявного представлення будь-якої величини у просторовому розподілі будують карти зміни цих величин по території. Це відноситься як до факторів, що формують весняне водопілля (максимальні запаси вологи в сніговому покриві, глибини промерзання ґрунтів та дати їх настання, температури повітря та ін.), так і до прогнозних величин шарів весняного стоку.

Оцінити розміри очікуваного водопілля у кожному році, особливо для невивчених річок, є можливим, якщо прогнозні значення шарів стоку представляти на підставі карт відносних величин модульних коефіцієнтів весняного стоку – .  Оскільки модульний коефіцієнт нижньою межею має 0, то при =1.0 його значення співпадає з середнього багаторічною величиною (нормою) значення. Якщо прогнозований модульний коефіцієнт <1, то максимальні витрати (шари стоку) водопілля будуть нижчими за норму, якщо ж  >1, тобто водопілля очікується вище за норму, а якщо ж знаходиться в межах одиниці, то водопілля буде близьким до норми.

Одночасно з картами прогнозних значень модульних коефіцієнтів весняного водопілля надається й карта ймовірності перевищення прогнозних величин у багаторічному розрізі (РY %) у будь-якій частині території, незалежно від стану її гідрометеорологічної вивченості. Так, наприклад, при РY=20 % - водопілля буде спостерігатися один раз у 5 років, при РY=1 % - один раз у 100 років і т.д.

Зазначені карти надаються споживачам – місцевим органам самоврядування, управлінням надзвичайних ситуацій та громадянського захисту населення та ін. і дозволяють оцінити розміри водопілля на значних територіях з підвищеною небезпекою при високих повенях, визначати їхню повторювальність у багаторічному розрізі. З іншого боку, карти надають можливості випускати прогнози шарів стоку водопілля в конкретному пункті території, навіть для тих річок, по яких спостереження за стоком відсутні. 

5.4 Практичні прийоми розробки та оцінка методики

        просторових прогнозів шарів стоку водопілля. 

Етапи розробки методики територіального довгострокового прогнозування шарів весняного стоку для опорних гідрологічних створів, забезпечених даними гідрологічних і метеорологічних  спостережень, такі:

  •  збір базової (морфометричні характеристики басейнів) та режимної багаторічної вихідної гідрометеорологічної інформації;
  •  розрахунок факторів весняного водопілля, які входять до дискримінантної функції;
  •  розробка методики довгострокового прогнозу шарів стоку весняного водопілля: побудова прогнозних залежностей, отримання рівнянь дискримінантної функції та параметрів прогнозної схеми;
  •  територіальне узагальнення параметрів прогнозної схеми для басейнів, які розташовані в однорідних умовах формування весняного стоку;
  •  встановлення ймовірності настання прогнозних величин шарів стоку весняного водопілля у багаторічному розрізі, використовуючи криву трипараметричного гама-розподілу С.Н.Крицького і М.Ф.Менкеля;
  •  просторове представлення прогностичних величин модульних коефіцієнтів шарів весняного стоку та ймовірності їх настання на досліджуваній території;
  •  встановлення допустимої похибки та оцінка методики довгострокового  прогнозу;
  •  перевірка методики довгострокового прогнозу шарів стоку весняного водопілля на незалежних оперативних даних за схемою прогнозу або по картах модульних коефіцієнтів шарів стоку та їх забезпеченості.

        Для річок, які не мають тривалих стокових спостережень, виконується визначення допустимої похибки і складання перевірних прогнозів.

Запитання для самоперевірки

 1. Довгострокові прогнози елементів весняного водопілля для рівнинних річок. Фізичні основи прогнозів.

2.Яким чином відбувається визначення складових весняного стоку?

3. Рівняння водного балансу, як теоретична основа довгострокових прогнозів шарів весняного стоку в різних фізико-географічних зонах України.

Довгострокові прогнози шарів весняного стоку за рівнянням Є.Г.Попова при визначенні параметра втрат води.

5. Інфільтраційно-ємністна і ємністна модель водопоглинення тало-дощової води у період весняного стоку.

 6. Як визначити запас води в сніговому покриві на басейні? Розрахунок опадів в період сніготанення і на поверхню ґрунту, вільну від снігу.

7. Види втрат тало-дощових вод у період весняного водопілля. Їх  графічне визначення.

8. Способи обчислення запасів вологи в ґрунті на початок весняного сніготанення. Глибина промерзання ґрунту.

9.Загальна характеристика прийомів складання методик довгострокових прогнозів шарів стоку за період весняного водопілля

10. Існуючі територіальні методи для довгострокових прогнозів шарів весняного стоку.

11.Науково-методичні основи методу територіального довгострокового прогнозу шарів стоку весняного водопілля на основі встановлення типу водності весни.

12. Визначення ймовірності настання у багаторічному розрізі прогнозних величин шарів стоку весняного водопілля. Форма  представлення прогнозу.

13. Перелічите основні етапи розробки територіальної методики довгострокового прогнозування шарів весняного стоку.

YТД

Yгр

tзв

tпв

160

140

120

100

80

60

40

20

0

15

30

40

50

60

80

       L, см

  0              0,2            0,4             0,6           0,8            1,0    Р,%

1,0

0,8

0,6

0,4

0,2

0

 0                 10                  20                 30                 40                  50             L,см

fсп

б)

а)

 0                0,2                  0,4                 0,6               0,8                  1,0            kS 

2,24

2,25

3,05

1,10

           40           80           120          160            200       

70

60

50

40

30

20

10

0

Ym, мм 

≥3,0   2,5     2,0     ≤1,5

2,42

2,0

2,44

2,45

1,70

1,55

1,70

1,35

Sm+x1+0.3X2, мм

Ym, мм

70

60

50

40

30

20

10

0

≥3,0

≤2,5

2,76

3,744

2,52

2.34

2.88

2.86

2.82

2.55

3.72

0        40        80          120        160       200       240        280         Sm+x1+0.3X2,мм

Р0, мм

280

240

200

160

120

80

40

0

46

45

65

41

25

72

≥60

40

≤3.0

38

74

82

63

38

48

67

76

74

51

69

84

35

84

73

0               1.0             2.0             3.0              4.0             5.0          q09-01, л/(с·км2)

Y, мм

120

100

80

60

40

20

0

75

68

81

75

48

Um

І

55

51

70

35

  0            20             40            60          80           100        120         140          160  Х,мм

69

X'2

X'1

28

40

25

10

12

52

17

 Рис. 4.9 – Приклад воднобалансової залежності, який ілюструє

визначення сумарної інфільтрації води в ґрунти

Ym/Y0

1

75

2

74

81

83

84

85

66

71

72

86

82

73

77

68

87

76

78

69

67

80

79

70


 

А также другие работы, которые могут Вас заинтересовать

15883. Социокультурные особенности индустриального и постиндустриального общества 55 KB
  О.Н. Васильев к. филос. н. доц. Волгоградский государственный социальнопедагогический университет СОЦИОКУЛЬТУРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ИНДУСТРИАЛЬНОГОИ ПОСТИНДУСТРИАЛЬНОГО ОБЩЕСТВА В последние десятилетия неоднократно транслируются высказывания о том что филос
15884. Вырождение стоимости к постановке проблемы 47.5 KB
  А.И. Шишкин студ. Пермский государственный национальный исследовательский университет ВЫРОЖДЕНИЕ СТОИМОСТИ: К ПОСТАНОВКЕ ПРОБЛЕМЫ1 Современное общество претерпевает глобальные изменения. Изменения касаются всех сфер жизни общества. Сегодня существует тенд
15885. Становление инновационной личности и философия 41.5 KB
  В.Г. Сидоров д. филос. н. проф. Кубанский государственный университет СТАНОВЛЕНИЕ ИННОВАЦИОННОЙ ЛИЧНОСТИИ ФИЛОСОФИЯ Как известно система образования представляет собою такой общественный институт который не только осуществляет духовнорациональную и культ
15887. Возрастающая роль философии в современной науке и университетском образовании 119.11 KB
  И.А. Ланцев д. физ.мат. н. проф. Новгородский государственный университет им. Ярослава Мудрого О ВОЗРАСТАЮЩЕЙ РОЛИ ФИЛОСОФИИ В СОВРЕМЕННОЙ НАУКЕ И УНИВЕРСИТЕТСКОМ ОБРАЗОВАНИИ Кризис человека образования и культуры составляет основное содержание эпохи в
15888. Коррупция в инновациях философского познания 49 KB
  Э.Н. Грибакина д. филос. н. проф. Уральская государственная юридическая академия КОРРУПЦИЯ В ИННОВАЦИЯХ ФИЛОСОФСКОГО ПОЗНАНИЯ Одним из инновационных направлений современной философии как науки являются исследования в области криптоционной реальности. По
15890. Что такое мироощущение опыт осмысления 381.55 KB
  В.К. Шрейбер к. филос. н. доц. Челябинский государственный университет ЧТО ТАКОЕ МИРООЩУЩЕНИЕ: ОПЫТ ОСМЫСЛЕНИЯ Мироощущение относят к феноменам мировоззренческого круга. Но что подразумевается под мироощущением Ощущение о каких бы его типах не говорить...
15891. Механизмы интерпретации классического текста в «Чайке» Б. Акунина 44.5 KB
  Механизмы интерпретации классического текста в Чайке Б. Акунина Н. А. Кузьмина Омский государственный университет Интерпретация вторичный текст римейк прототекст Summary. The article deals with the specific genre of postmodernistic fiction – remake – and peculiarities of interpretation classic literary prototexts. Аксиомой...