Гідрологія річок і гідрологічні розрахунки

     З початком водовіддачі поталі води не відразу стікають з схилу, а заповнюють нерівності рельєфу на водозборі. Чим  більш площа водозбору, тим більш його акумулююча здатність, тим більш його вплив, що згладжує стік водопілля.

     Трансформування стоку водопілля з ростом площі  басейну пояснюється також різним часом добігання води по окремим  складовим гідрографічної мережі, кращим русловим регулюванням. Тому з ростом площі водозбору максимальний модуль стоку зменшується, тривалість водопілля зростає, форма гідрографа стає більш плавною, розтягнутою.

     Убування  максимального модуля стоку з  ростом площі водозбору називається  редукцією максимального модуля стоку. Мірою інтенсивності редукції максимального модулю стоку є коефіцієнт редукції.

     Найбільш  сильно виражені процеси акумуляції стоку в басейнах, які мають  значні акумулюючі ємності в вигляді  озер, ставків, водосховищ. Вони затримують частину поталих вод, внаслідок чого максимальна витрата весняного водопілля знижується.

     Акумулювання  поталих вод відбувається також  і в лісі. Зниження максимуму весняного  водопілля в лісових басейнах залежить від ступеня покриття його лісом, розташування лісів в басейні, складу лісових насаджень.

     Регулююча роль боліт в весняному водопіллі  порівняно невелика і залежить від  типа, розміру і розміщення боліт  по водозбору.

     Акумулюючу  здібність має також потужна  товща пухких відкладень, тріщинуваті  і карстові породи. Наявність їх в басейні призводить до значного зниження максимуму весняного водопілля.

     Умови й особливості формування паводків.

     Паводок - це швидкий, порівняно короткочасний  підйом рівня води в якому-небудь фіксованому створі річки і такий  же швидкий його спад на відміну від водопілля. Паводки виникають не регулярно. Підйом рівня і зростання витрати води при паводках можуть в окремих випадках перевищувати рівень і максимальну витрату води водопілля. Паводок звичайно виникає від дощів, але в умовах нестійкої зими може бути обумовлена інтенсивним короткочасним сніготаненням.

     Головні чинники дощового стоку - це інтенсивність  дощу, його тривалість і площа, що охоплена зливовим дощем, інфільтрація води в  ґрунт, добігання дощових вод  по русловій мережі басейну.

     Інтенсивність зливи. Головне значення в формуванні максимальних витрат води на малих водозборах має максимальна інтенсивність водовіддачі, а на великих - шар стоку за паводок. В відповідності з цим при дослідженні зливового стоку необхідно виконати розрахунок інтенсивності зливи і шару дощових опадів.

     Зливи і зливові дощі відрізняються  великою мінливістю інтенсивності  в часі. В початковий період інтенсивність  дощу порівняно невелика і майже  вся вода витрачається на зволоження ґрунту і заповнення нерівностей  рельєфу. В формуванні максимумів дощових паводків головне значення має центральна частина гідрографу зливового дощу з найбільшою інтенсивністю.

     Інфільтрація  води в ґрунт. Другий важливий і найбільш важкий для розрахунків чинник формування зливового стоку - інфільтрація води в ґрунт.

     Втрати  дощових опадів на інфільтрацію істотно  перевищують аналогічні втрати при  сніготаненні і доходять до 70 - 80% від  шару опадів. Це відповідає коефіцієнту  стоку 0,2 - 0,3, в той час як коефіцієнт стоку весняного водопілля перевищує  0,3 - 0,5 і часто наближається до одиниці. Це пояснюється різним ступенем зволоження ґрунту при весняному водопіллі і дощових паводках.

     Так же як і при весняному водопіллі, частина води, що профільтрувалася, досягає глибоких водоносних шарів  і витрачається на зволоження ґрунтів. Інша частина води утворює внутрішньогрунтовий стік, якщо водозбір має піщані і крупнозернисті ґрунти. Внутрішньогрунтовий стік приймає участь в формуванні паводку.

     В зв’язку з труднощами практичного  визначення утрат на інфільтрацію впродовж всього паводку ці утрати враховуються або шляхом вирахування шару утрат з шару опадів, або шляхом множення шару опадів на коефіцієнт стоку.

     Чинник  добігання. Третій найважливіший чинник, що впливає на формування зливових паводків, - добігання зливових вод до руслової мережі басейну.

     Слід  відзначити, що на початку дощу всі  опади витрачаються на покриття початкових утрат, а наприкінці, коли інтенсивність  опадів стає менш розміру інфільтрації, що встановилася, вони повністю витрачаються на інфільтрацію. Тому тривалість дощу, що утворює стік (водовіддача), значно менш всієї тривалості дощу.

     Таким чином, тривалість надходження води в руслову мережу при зливових паводках значно менша, ніж при весняному  водопіллі. Тому вплив чинника добігання  при зливових паводках позначається значно сильніше і редукція по площі водозбору більша. Отже при зростанні площі водозбору спостерігається різке зменшення максимального модуля.

     На  формування зливових паводків впливають  також фізико-географічні чинники: озера, болота, рельєф, грунтово-геологічні умови і ін. Їх вплив на параметри дощових паводків має в загалі такий же характер, як і на параметри весняного водопілля, але з деякими особливостями пов'язаними з короткочасною водовіддачею та відсутністю промерзання і попереднього зволоження ґрунтів.

     Розрахунки  максимумів паводків при відсутності  даних.

     Для розрахунку максимального стоку  паводків у басейнах, що не вивчалися, використовують емпіричні або генетичні  формули в залежності від площі  басейну. Межа придатності цих формул наведена в нормативних документах, у відповідності з якими і визначається максимальний стік паводків.

     Побудова  гідрографів водопілля та паводків.

     Гідрограф водопілля або паводку - це графік, що характеризує зміну витрат води за період водопілля або паводку.

     Гідрограф водопілля будуються по середньодобовим  витратам води, а гідрографи паводку - по середнім витратам за інтервали  часу, в продовж яких величини витрат води істотно не змінюються.

     Побудову  розрахункового гідрографу водопілля (паводку) виконують по натурним або теоретичним моделям.

     Побудова  розрахункового гідрографу водопілля (паводку) по натурним моделям - це побудова гідрографу заданої забезпеченості на основі використання відомостей про  гідрографи високих водопіль (паводків), що спостерігалися в минулому в даному створі або в створі-аналогу.

     В розрахунковому гідрографі максимальна  витрата й об’єм стоку звичайно приймаються однакової забезпеченості. Перехід від гідрографа-моделі до розрахункового гідрографу здійснюється множенням всіх ординат гідрографа-моделі з максимальною витратою Qмакс і шаром h на перехідний коефіцієнт y = Qp : Qмакс і множенням всіх абсцис на коефіцієнт. Цим способом за рахунок зміни тривалості водопілля (паводку) досягається ув'язка між заданими розрахунковими величинами максимальної витрати (Qp) і шаром стоку в розрахунковому гідрографі (hp). Гідрографом-моделлю може бути гідрограф конкретного року або кількох років на річці, що вивчалася і характеризується великими максимальними витратами води або шаром стоку водопілля (паводку). Г. А. Алексєєв рекомендує визначати форму гідрографа-моделі по обрисам натурних гідрографів, котрі об’єднуються по вузькій амплітуді значень коефіцієнту форми. Спочатку на основі гідрографів-моделей будується медіанний (узагальнений) гідрограф-модель. Для переходу від медіанного гідрографа до розрахункового гідрографу ординати моделі необхідно помножити на максимальну витрату заданої забезпеченості, а абсциси - на розрахункову тривалість водопілля (паводка).

     Побудова  розрахункового гідрографу по теоретичним моделям - це побудова гідрографу водопілля або паводка заданої забезпеченості на основі геометричної схематизації його форми.

     Слід  відзначити, що побудова розрахункових  гідрографів на основі геометричної схематизації можлива тільки для одновершинної форми водопілля (паводка) і застосовується при відсутності даних гідрометричних спостережень.

     На  практиці при побудові розрахункових  гідрографів водопілля або паводка  користуються рекомендаціями нормативних  документів.

     Тепловий  і льодовий режим річок.

     Нагрівання  річкової води відбувається за рахунок  сонячної радіації. Всі річки Землі  по тепловому режиму можна поділити на декілька крупних зональних груп:

     річки екваторіальних і тропічних широт  з постійно теплою водою;

     річки з сезонними коливаннями температури, але без зимового замерзання; вони протікають у субтропічних широтах і помірних країнах з морським кліматом;

     річки з теплою водою влітку і з зимовим  льодоставом; такий режим мають  річки значної більшості країн  помірних широт;

     річки, що існують тільки в теплу пору року; вони притаманні льодовій зоні.

     У літню пору місячні та сезонні  коливання температури води в  згладженому вигляді і з деяким запізненням повторюють температурну криву повітря. Завдяки турбулентності течії тепло у воді по живому перетину річки розподілено порівняно рівномірно. Однак у берегів і на поверхні вода дещо тепліша (до 3°С), ніж біля дна.

     Із настанням осені починається замерзання річок. Воно відбувається неоднаково на різних річках. Початком льодового режиму прийнято вважати момент усталеного зниження температури повітря нижче нуля; кінцем - момент очищення річки від криги. Весь зимовий період ділиться на три частини - замерзання річки, льодостав, скресання криги.

     Замерзання  річки. При настанні від’ємних температур повітря починається процес охолодження  поверхневих шарів води, на її поверхні з’являється так зване сало - тонка плівка, що має вигляд розлитої по воді маслянистої рідини. Одночасно виникають крижані утворення у берегів - забереги, тобто з’являється кірка тонкої криги у тихих заводях і на ділянках зі слабкою течією або майже стоячою водою.

     Випадіння в цей час густого снігу  призводить до утворення на поверхні води сніжури - грудкуватого скупчення льоду зі снігом.

     Внаслідок турбулентної течії води в річках відбувається безперервне перемішування  водних мас. Тому при охолодженні  верхнього шару, що безпосередньо  стикається з холодним повітрям, поступово охолоджується вода в усьому живому перетині потоку.

     При сильному охолодженні повітря температура  води може бути близькою до нуля і навіть мати від’ємні значення на соті частки градуса. Переохолодження води створює  сприятливі умови для утворення всередині потоку кристалів льоду, які потім об’єднуються в брили губчастої структури. Ці утворення носять назву внутрішньоводного льоду.

     По  мірі розвитку процесу кригоутворення маси крихкого губчастого льоду, що утворилися всередині потоку, спливають на поверхню. Цей лід, сніжура, сало утворюють великі скупчення криги, що називаються шугою. Під час руху шуги по поверхні водного потоку (шугохід) скупчення її, стикаючись з холодним повітрям, змерзаються в крижини або крижані поля, і шугохід переходить в осінній льодохід.

     Осінній льодохід інколи супроводжується зажорами - скупченням у живому перетині річки  мас внутрішньоводного льоду  з включенням дрібнобитого кристалічного  льоду. Зажори перетинають шлях рухові води, викликаючи підйом рівня води і затоплення території.

     Льодостав. Із збільшенням числа і розмірів крижин на поверхні води швидкість  руху їх зменшується. У місцях звуження або крутого повороту річки, у  островів або штучних споруд швидкість  руху крижин уповільнюється. В умовах від’ємних температур повітря це призводить до швидкого змерзання крижаних полів і утворення суцільного крижаного покриву, або льодоставу.

     Замерзання  річки по всій її довжині відбувається неодночасно. Якщо річка протікає в  меридіональному напрямку, то північні її ділянки замерзають раніше, ніж південні. Поверхня крижаного покриву також не скрізь однакова: місцями вона гладенька як дзеркало, а місцями спостерігається нагромадження криги у вигляді торосів.

     Деякі ділянки річки не замерзають на протязі  всієї зими або частини її. Такі ділянки називаються промоїнами та ополонками. Причина їх утворення - великі швидкості течії, наприклад, на порогах, вихід у русло відносно теплих підземних вод, скид у річку теплих промислових вод. Ополонки сприяють утворенню внутрішньоводного льоду та зажорів.