«Б.С. МАСЛОВ ГИДРОЛОГИЯ ТОРФЯНЫХ БОЛОТ Учебное пособие Томск 2008 УДК 632.6: [556.16+556.18] (0.75.8) Печатается по решению ББК 40.6 Учебно-методического совета М 31 Томского государственного педагогического университета ...»

В зависимости от модульного коэффициента k и Cv коэффициент ассиметрии вычисляется для рядов наблюдений по формуле Далее, по таблице С.И. Рыбкина, содержащей биноминальные кривые обеспеченности при Сs = Cv, вычисляют ординаты кривой обеспеченности по параметрам Мср, Cv и Сs для значений от 0, до 99,9%. (Таблицы Рыбкина имеются в книгах по общей гидрологии.) Расчетная обеспеченность стока при инженерных расчётах принимается в зависимости от класса гидротехнических сооружений в соответствии с действующими нормами и техническими условиями (табл. 28).

Расчетная вероятность превышения максимальных расходов Расчетная обеспеченность стока рек-водоприемников и осушительных каналов на болотах площадью до 2 тыс. га принимается по таблице 29.

Обеспеченность расчетных расходов и условия их пропуска для водоприемников и проводящей сети осушительных систем площадью до 2 тыс. га Полевые севообороты с озимыми культурами (вне поймы) Полевые севообороты без озимых культур Для крупных объектов необходимая обеспеченность устанавливается на основе технико-экономического расчета, учитывающего затраты и дисконт капитала, инвестиции и эксплуатационные издержки.

Выделение грунтовой составляющей речного стока производится путем расчленения гидрографа стока по методике Б.И. Куделина.

Напомним, что под гидрографом понимается график изменения расхода воды в реке за год, т.е. Q = f(t). Гидрограф отражает сложные процессы, происходящего водообмена поверхностных и грунтовых вод и формирования речного стока. Ежегодное перемещение фаз половодья, паводков и межени и экстремальных расходов во времени усложняет методику построения обобщенных гидрографов стока.

Форма гидрографа зависит от запаса воды в снеге и режима температуры воздуха, от степени залесенности, заболоченности водосбора и его площади. Наибольшие колебания в водоотдаче из снега вызывают суточные изменения температуры. Сток сглаживается регулирующим воздействием рельефа, неравномерностью снеготаяния и разновременностностью добегания талых вод с разных частей водосбора.

Лес и болота удлиняют период половодья, уклон поверхности водосборы слабо влияет на модули стока.

На рисунке 67 приведен гидрограф стока одной из равнинных рек, на котором показаны основные расчетные ординаты стока: Qм.вес – максимальный расход талых вод, Qпп – предпосевной, Qм.лп. – максимальный расход летних паводков.

Для построения гидрографов используются разные методы.

Для изученных рек применяют методы: 1) реальных лет; 2) средних по ходу стока лет (фиктивных); 3) типовых гидрографов.

Каждый из них имеет недостатки. Гидрографу любого реального года свойственны индивидуальные особенности конкретного года;

среднему гидрографу, при котором осредняются расходы, приходящиеся на одну и ту же дату по всем годам или по группам многоводных и маловодных лет, присущи сглаженные и менее типичные особенности хода стока.

Наиболее полно выявляет неравномерность в распределении стока и характерные черты внутригодового режима стока метод типового гидрографа.

Построение расчетных типовых гидрографов выполняется осреднением данных наблюдений по группе лет с учётом внутрисезонной обеспеченности. В расчет при этом принимаются годы равной обеспеченности всей межени и внутри ее – летних месяцев.

Модели гидрографов для типичных многоводных и маловодных лет устанавливаются на основании обобщения режима стока реальных многоводных и маловодных лет. В качестве критерия при обобщении принимается водность лимитирующего летне-осеннего сезона. Из ряда фактически наблюденных лет, расположенных в порядке убывания объемов стока, выделяются группы многоводных и маловодных лет.

Годы верхней квартили такого ранжированного ряда (обеспеченность 0–25%) относятся к многоводным со средней обеспеченностью примерно 12%, нижней квартили (обеспеченность 75–100%) – к маловодным со средней обеспеченностью примерно 85%. Для типовой модели среднего по водности года определяются гидрографы всего периода наблюдений.

Выделение характерных по водности лет (многоводных и маловодных) по критерию водности летне-осеннего периода проводится в табличной форме с использованием по вертикали следующих граф:

номера по порядку от 1 до последнего n сначала по многоводной группе лет, затем по маловодной группе лет, процент обеспеченностей стока летне-осеннего периода и Q (м3/с) в порядке убывания сначала для многоводной, затем для маловодной группы лет.

Для весны, лета–осени и для каждого календарного года, вошедшего в группу многоводных по летне-осеннему стоку, строятся ежегодные кривые продолжительности путем расположения декадных расходов в порядке убывания. Каждому члену ряда выписывается соответствующая ему декада. То же выполняется для зимнего периода, но для месячных расходов.

Градации расходов от самого большого до самого малого в каждому году за все календарные годы, расположенные по графам, осредняются за многолетие. Каждому члену осредненного ряда (графы) приписывается календарная декада или месяц, соответствующие наибольшей частоте появления ее в данном классе расходов (графе). Среднее относительное распределение по декадам и сезонам (в процентах от стока за период) устанавливается по итоговым данным для каждой группы лет.

Составляется сводная таблица внутрисезонного распределения стока за отдельные сезоны в процентах от общего объема за сезоны года.

На основании расчета устанавливается внутрисезонное распределение стока (% от сезонного для многоводных, маловодных и средних по водности лет).

Представляют интерес данные по внутрисезонному распределению стока по реке Бобрик по сезонам, месяцам и декадам (табл. 30).

Абсолютные величины стока (м3/с) по сезонам этой реки составили за расчетный средний многоводный год (12–16% обеспеченности):

Приведенные данные могут служить ориентиром для характеристики стока в близких по гидрологическому режиму районах.

Для неизученных рек, к которым относится большинство малых и средних рек, протекающих в болотных районах, при построении гидрографа используют безразмерные типичные для многолетия модели гидрографов декадного стока по принципу физико-географической аналогии, которые построены по изученным рекам. При построении расчетных гидрографов по моделям распределения декадного стока необходимы данные по заданной обеспеченности объемов сезонного и годового стоков. В этих целях используются параметры кривых распределения объемов стока лимитирующих сезонов по исследованным рекам или обобщенные по территории (такие данные разработаны для территории Беларуси).

Сумма за зиму Обобщенные по территории разработки выполнены по рядам фактических наблюдений. Резко выделяющиеся члены, значительно завышающие нормы стока, и коэффициенты изменчивости исследованы на возможность исключения. Для установления правомерности исключения отдельных членов ряда использован метод статистических критериев.

Расчет ведется статистическим методам с использованием коэффициентов Сv и Cs. Для определения коэффициента вариации используется формула где а – географический параметр, F – площадь водосбора, км В помощь специалистам составлены карты гидрологического районирования внутригодового распределения стока и испаряемости, среднего годового стока, норм стока летне-осеннего периода и карты изолиний параметра а, который изменяется от 0,8 в северо-западных районах до 1,2 на юге и 1,3 в юго-западных районах Белоруссии.

Расчет выполняется по обобщенной модели многоводного и маловодного годов хорошо изученного речного бассейна с использованием карт изолиний и таблицы Фостера–Рыбкина. В итоге вычисляются значения годового стока заданной обеспеченности. Годовое значение слоя стока заданной обеспеченности распределяется по осадкам по типовым обобщенным моделям внутригодового распределения стока в зависимости от гидрологического района, размера водосборной площади и водности года.

При отсутствии обобщенных моделей расчет внутригодового стока неизученных рек проводится по реке–аналогу. Река–аналог должна находиться в одном гидрологическом районе с неизученной рекой, иметь близкие с ней по размерам площадь водосбора и другие физико-географические характеристики. Порядок расчета схож с выше описанным, но используются параметры распределения реки–аналога.

6.4. Расчетные гидрографы весеннего половодья Максимальные расходы рек формируются при прохождении весенних половодий и дождевых паводков и соответствуют их пикам.

Гидрологическими расчетами устанавливаются вероятностные характеристики максимальных расходов (вероятность превышения фиксированных расходов или обеспеченность).

Гидрографы суточных расходов половодий необходимы при трансформации половодий водохранилищами, при регулировании русел рек-водоприемников, установлении зон и длительности затопления и подтопления земель, при определении режима работы осушительных систем в весенний период и в других случаях водохозяйственного проектирования и строительства.

Поскольку внутрисезонный ход суточных расходов половодий по календарным годам представляет собой стохастический процесс, типовые схемы внутрисезонного распределения устанавливаются на основании информации по наблюдениям за режимом стока.

При обобщении такой информации разрабатывается осредненная модель гидрографа стока, вероятные колебания отдельных элементов стока и взаимосвязи между ними. Все элементы гидрографа (даты начала и конца, объёмы стока, максимальные расходы, продолжительности половодий) варьируют по годам, что осложняет построение расчетных гидрографов.

Характеристикой неравномерности распределения весеннего стока во времени может служить показатель формы гидрографа, который в количественном отношении определяется безразмерным коэффициентом, равным отношению среднего за половодье расхода к максимальному, = Qср/Qм. Установлено, что половодья с большой неравномерностью весеннего стока характеризуются малыми значениями ср (0,14–0,24). Для рек с наиболее выраженным гидрографом, вследстие внутренней зарегулированности стока, значения возрастают.

Повышенные коэффициенты характерны для рек со значительной озерностью (ср = 0,25–0,37), с большой заболоченностью и лесистостью (ср = 0,26–0,37).

Влияние зональных факторов на характер выравненности стока половодья отчетливо проявляется при рассмотрении режима рек, нахо- Рис. 68. Гидрографы среднесуточных дящихся в различных физико-геогра- в средний по объёму стока год, тифических условиях. Для иллюстра- пичные для гидрологических районов ции на рис. 68 приведены гидрографы Полесья. Реки: 1 – Дисна, 2 – Птичь, среднего половодья рек с близкими 3 – Бобр, 4 – Вихра по площади, водосборами (около 2 тыс. км2). Коэффициент этих рек изменяется от 0,14 до 0,37, увеличиваясь с ростом заболоченности, лесистости и озерности.

Изменчивость коэффициента зависит в значительной степени от метеорологических факторов, определяющих снегозапасы на водосборе и условия снеготаяния в отдельные годы. Но в пределах отдельных гидрологических районов для разных градаций водосборных площадей имеет устойчивое значение.

Обобщенные гидрографы половодья, по данным натурных наблюдений, могут составляться разными приемами. В водохозяственных расчетах в целях регулирования водного режима на осушаемых землях требуется привязка ординат гидрографов к датам календаря. Поэтому в водохозяйственных расчетах применяется специальная методика типизации.

Типизация гидрографов выполняется для высоких, средних и низких половодий с учетом их многомодельной формы, являющейся следствием ряда гидроклиматических факторов: временное понижение температуры на подъёме половодья (волна 1), наиболее интенсивное снеготаяние при прохождении основного объёма половодья (волна 2), наслоение осадков на спаде половодья (волна 3). На некоторых крупных реках наблюдается раздвоение основной волны половодья, повторяющееся из года в год. Наличие таких половодий обусловлено местными физико-географическими и климатическими условиями бассейна в целом и в отдельных притоках. Осредненный гидрограф для этих рек строится с учетом повторного пика основной волны. Многомодельные гидрографы для конкретных пунктов строятся на базе средних кривых обеспеченности каждой характерной волны.

В качестве аргумента типизации принята водность расчетного периода (объём половодья). Для осреднения высоких и низких половодий выбраны годы, вошедшие соответственно в верхнюю и нижнюю квартили кривой распределения объемов (0–25; 75–100%). При построении типовой модели среднего года осредняются гидрографы всех лет. Ординаты гидрографов К выражают в долях от среднего расхода за весенний период (К = Qt /Qо) и абсциссы S в долях от средней (общей для всех фаз) продолжительности (S = t/T). Значения Qо и Т принимаются в результате осреднения по каждой группе лет характерной водности.

Преимуществом типовых моделей гидрографов является их соответствие кривой среднегодовых характеристик обеспеченности суточных расходов, осреднение расходов выполнено по аргументу обеспеченности (продолжительности). В таких гидрографах любой суточный расход (Q) является средним многолетним из расходов одинаковой обеспеченности за весенний период, а дата прохождения его – средней многолетней за рассматриваемый период продолжительностью N, где Q1, Q2…QN – расходы соответствующей обеспеченности на ежегодных кривых обеспеченности суточных расходов.

Гидрограф и кривая обеспеченности суточных расходов основной волны приведены на рис. 69.

Полученные расчетные гидрографы характеризуются тем, что по мере возрастания водности ординаты начала половодья, наступления максимума, конца половодья отодвигаются на более поздние сроки, т.е. получается последовательный сдвиг фаз гидрографов от маловодного к среднему и затем к многоводному. В такой же последовательности возрастают максимальные ординаты и уменьшаются минимальные.

Имеющиеся различия в форме полученных типовых гидрографов обусловливаются фи- Рис. 69. Типовой обеспеченный гидрограф и кривая зико-географическими условиями разных Выполненные обобщения по безразмерным моделям гидрографов могут быть использованы для расчёта внутрисезонного распределения суточных расходов половодья как для изученных, так и для неизученных водотоков, а также для разработки региональных типовых моделей. При отсутствии данных наблюдений можно применять следующие методы построения гидрографов:

а) непосредственный перенос безразмерных координат гидрографов с опорного створа на расчетный. Это целесообразно при достаточной аналогии гидрологических условий на обоих пунктах;

б) использование обобщенных моделей типовых гидрографов для отдельных физико-географических районов.

Гидрографы заданной обеспеченности объема стока (hр) строятся по безразмерным моделям половодья путем умножения ординат на средний расход (Q) и абсцисс на общую длительность (Т) расчетного гидрографа. Q и Т определяются по формулам:

где р, Qмр – соответственно коэффициент формы типовой модели гидрографа и среднесуточный максимум весеннего половодья обеспеченностью р%; значение Qмр для неизученных рек устанавливается по формулам и региональным зависимостям. Значения р принимаются по обобщениям для гидрологических районов или по реке–аналогу.

Принимая во внимание, что объем стока за период половодья и максимальный расход связаны тесной коррелятивной связью, их значения при расчетах принимаются одинаковой расчетной обеспеченности.

В зависимости от принятых значений и Qm вычисляется продолжительность половодья:

где F – площадь водосбора, км2; hр – высота слоя стока (мм) обеспеченностью р%; – коэффициент, учитывающий неравенство статистических параметров объемов и максимумов половодья (Qм) и неполное соответствие их обеспеченностей для характерных по водности лет.

Так, при обеспеченности объема весеннего стока от 1 до 97% значения изменяются от 1,20 до 0,67.

Расчетные гидрографы неизученных рек привязываются к календарю с помощью карты изолиний дат начала половодья. При этом высокие половодья обычно наступают несколько позже, а низкие половодья раньше средних дат.

Выше изложены методы построения расчетных гидрографов с заданной обеспеченностью объёма и максимума. Для построения гидрографов с заданной обеспеченностью продолжительности и объема необходимо иметь параметры кривых распределения объемов стока, дат начала половодья и его продолжительности. Параметры распределения объема стока обычно известны. При установлении дат начала половодья нужной обеспеченности неисследованных рек используются кривые вероятностей этих дат для ближайших пунктов с многолетними датами. Правомерность такого подхода может быть оправдана тем, что даты начала половодья практически не связаны с площадью водосборов, а зависят в основном от климатических факторов.

Построение гидрографа половодья с заданными обеспеченностями объёма и продолжительности выполняется по расчетным значениям объёмов стока (hр), продолжительности (Тр) и дат начала половодья (p).Средний расход половодья вычисляется по формуле Для неизученных рек производится перерасчет относительных координат безразмерной модели соответствующей водности в координаты расчетного гидрографа путем умножения ординат на средний расход Q и абсцисс на расчетную продолжительность Тр. Привязка расчетного гидрографа к календарю выполняется с использованием связи обеспеченности даты начала половодья (Р) с обеспеченностью продолжительности (Рт) 6.5.1. Максимальный расход половодья Максимальные расходы половодья зависят от площади водосбора, запасов воды в снеге, рельефа и состояния поверхности, теплового режима весны и многих других параметров.

При отсутствии или недостаточности гидрометрических данных, максимальный расход половодья (талых вод) и максимальный расход паводков (ливневых вод) определяют по формулам, составленных с учетом основных факторов формирования максимального стока соответствующих фаз гидрографа. Имеется большое количество местных, региональных формул, довольно полно учитывающих особенности физико-географических условий. Ниже приведены две наиболее распространенные формулы.

При отсутствии данных гидрометрических наблюдений максимальный сток воды рек весеннего половодья для водосборов с площадями от элементарно малых (менее 1 км2) до 20 000 км2 для европейской и до 50 000 км2 для азиатской территории определят по формуле Г.А. Алексеева:

где Qр – расчетный максимальный расход воды весеннего половодья заданной обеспеченности Р%, м3/с; Кo – параметр, характеризующий дружность весеннего половодья, определяемый по данным рек–аналогов по этой же формуле обратным путем, Ко – 0,006 –0,008, для равнинных водосборов Ко = 0,006; hр – расчетный слой суммарного весеннего стока ежегодной вероятности превышения Р%, мм; он определяется в зависимости от коэффициента вариации Сv и отношения Сs/Сv, а также среднемноголетнего слоя стока hо; – коэффициент, учитывающий неравенство статистических параметров слоя стока и максимальных расходов воды; – коэффициент, учитывающий влияние водохранилищ, прудов и проточности озер; 1, 2 – коэффициенты, учитывающие снижение максимального расхода воды соответственно в залесенных и заболоченных бассейнах; F – площадь водосбора, км2;

F1 – дополнительная площадь водосбора, учитывающая снижение редукции, км2; n1 – показатель степени редукции. Среднемноголетний слой весеннего стока ho, необходимый для расчета входящей в формулу величины hр, определяют по данным рек–аналогов или интерполяцией с учетом поправок на влияние местных факторов (площади водосбора, озерности, характера рельефа, почв, заболоченности, распаханности и пр.).

где hк – слой стока, снимаемый с карты изолиний, он равен 100 мм для Московской, Ивановской, Горьковской областей; 120 мм для Смоленской, Кировской, Ярославской областей; Кт – кoэффициeнт, yчитывaющий ycлoвия стока, Кт = 0,9 для территорий с плоским рельефом и песчаными почвами; Кт = 1,1 для холмистого рельефа и глинистых почв.

Средний слой стока половодья hо также определяют по картам.

Коэффициент вариации Сv определяют в соответствии с «Указаниями по определению расчетных гидрологических характеристик»

(СН 435-72) по картам изолиний.

Коэффициент асимметрии Сs для всех районов, за исключением северо-запада и северо-востока, равен 2Сv.

Расчетный слой суммарного стока:

Величину Ф определяют по таблице 31.

В условиях лесостепной зоны для рек с водосбором площадью менее 200 км2 вводят поправки на влияние уклонов водосборов. При уклонах iв 70%:

где iв – средний уклон водосбора.

Ординаты кривых трехпараметрического гамма-распределения при Сs = 2Сv Влияние озерности на средний многолетний слой стока весеннего половодья учитывается введением коэффициента снижения стока.

В зависииости от средневзвешенной озерности бассейна (Fоз, %) его величина равна:

Эти данные не распространяются на реки е промерзающими озерами. Коэффициенты вариации слоя стока весеннего половодья определяют по рекам–аналогам или интерполяцией: при этом для водосборов площадью менее 200 км2 вводят поправочные коэффициенты:

Допускается уточнять поправочный коэффициент к Сv по региональным функциональным зависимостям Сv = f (F) для равнинных рек.

Расчетные отношения Сs/Сv принимают осреднением значений, установленных по рекам с наиболее продолжительными наблюдениями за стоком воды.

Коэффициент принимают в зависимости от природной зоны и расчетной обеспеченности стока (табл. 32).

Коэффициент, учитывающий влияние на сток проточных озер, определяют по формуле где С – коэффициент, принимаемый в зависимости от среднемноголетнего слоя стока hо; Fоз – средневзвешенная озерность (%):

где Si – площадь водной поверхности озера, км2; Fi – площадь водосбора озера, км2.

При наличии озер вне главного русла реки и основных ее притоков коэффициент принимают при Fоз < 2% = 1, Fоз > 2% = 0,8.

Влияние на сток прудов, регулирующих меженный сток, учитывается только для максимальных расходов вероятностью превышения Р > 5%, в этом случае допускается уменьшение расчетного расхода до 19%.

Коэффициент 1 определяют по формуле где Fл – залесенность водосбора, %; – параметр, который принимают по табл. 33.

Примечание. Расположение леса на водосборе принято условно следующее: А – равномерное;

В и С – соответственно в верхней, а также в нижней и прирусловой части водосбора.

При залесенности менее 3% или при проточной озерности более 20% коэффициент 1 = 1.

Коэффициент 2 определяют по формуле где – коэффициент, зависящий от типа болот; = 0,8 – низинные болота и заболоченные леса и луга на водосборах, сложенных супесчаными и легкосуглинистыми почвогрунтами; = 0,7 – водосборы с болотами разных типов; = 0,5 – верховые болота на водосборах с супесчаными и легкосуглинистыми почвогрунтами; = 0,3 – верховые болота на водосборах, сложенных глинистыми и среднесуглинистыми почвогрунтами; F – относительная площадь болот, заболоченных лесов и лугов в бассейне, %; площадь внутриболотных озер за пределами главного русла и основных притоков реки включается в площади болот.

Влияние болот на максимальный сток зависит от расположения болотных массивов на водосборе, характера осушения и освоения болот. Осушение уменьшает вариации максимальных расходов в многолетнем разрезе.

При заболоченности менее 3% и проточной озерности более 20% коэффициент 2 = 1.

Коэффициент редукции n1 принимают для лесной зоны равный 0,22;

для лесостепной – 0,1 на суглинистых почвогрунтах; 0,2 – на супесчаных и 0,16 – на почвогрунтах различного механического состава под лесам.

В практике осушительной мелиорации болот помимо освещенных выше периодов и величин стока используется так называемый предпосевной период.

Предпосевной расход – расход, который проходит по каналам (рекам) в период начала полевых работ на минеральных почвах нормального увлажнения. Он наступает ориентировочно при сумме среднесуточных температур воздуха после схода снега (t), равной:

в Центральном районе – 150°, Юго-Западном – 130°, в Северо-Восточном районе – 180–200°.

Предпосевной расход проходит в период снижения половодья, поэтому рассчитывают его в зависимости от максимального расхода (модуля) половодья по формуле где qпп – модуль предпосевного стока, л/с·км2; qм – модуль максимального стока, л/с·км2.

Одной из первых была формула П.А. Дудкина, предложившего определять коэффициент К в зависимости от рельефа и допустимого времени затопления земель по формулам:

для водосборов с холмистым рельефом и глинистыми почвами:

где Т – допустимое время весеннего затопления осушаемой территории, Т = 5–15 сут – для полевых севооборотов и пастбищ; Т = 15–20 сут – для лугов.

Более точно qпр. может быть определен построением гидрографа стока с выделением на нём ординаты, соответствующей дате наступления предпосевного периода.

Ныне расчетный предпосевной сток при наличии данных агрометеорологических и гидрологических наблюдений устанавливают следующим образом: по данным агрометеонаблюдений определяют дату наступления предпосевного стока за каждый год наблюдений.

На установленную дату, на предшествующую и последующую ей по гидрографу определяют расходы воды и вычисляют средний по ним модуль стока, строят кривую обеспеченности и по ней для нужной расчетной обеспеченности определяют расчетный модуль стока. Расчетный предпосевной расход воды должен пропускаться ниже бровки канала на 0,4–0,6 м.

6.5.3. Максимальный расход паводков Максимальные расходы воды рек дождевых паводков Qр расчетной обеспеченности Р % при наличии рек–аналогов определяют по формуле Д.Л. Соколовского:

где qр.а – модуль максимального расхода воды (м3/с·км2) в реке–аналоге вероятностью превышения Р%;, а – коэффициенты, учитывающие регулирующее влияние на сток проточных озер, соответственно для исследуемой реки и реки–аналога, принимаемые при С = 0,2; 2, 2,а – коэффициенты, определяемые по вышеприведенной формуле при = 0,5, соответственно для исследуемой реки и реки–аналога;

n3 – коэффициент редукции модуля максимального мгновенного расхода воды с увеличением площади водосбора, n3 = 0,30 для большей части территории Нечерноземной зоны России, Западной Сибири и севера Дальнего Востока; n3 = 0,22 для Северо-Западного района Нечерноземной зоны, Белоруссии и Прибалтики; n3 = 0,35 для Дальнего Востока и Восточной Сибири; n3 = 0,5–0,6 для южной части Нечерноземной зоны и лесостепной зоны.

Указанная формула для расхода дождевых паводков применима при соблюдении условий где Кф, Кф.а – коэффициенты формы водосбора соответственно для исследуемой реки и реки–аналога; Кф = 0,56 ; L – длина реки от наиболее удаленной точки водосбора, км; F – площадь водосбора, 1 км2.

При несоблюдении этого условия используется иная формула с учетом морфометрических характеристик рек.

При отсутствии рек–аналогов максимальные мгновенные расходы воды дождевых паводков определяют по редукционной формуле:

где q200 – модуль максимального мгновенного расхода воды ежегодной вероятности превышения Р = 1% при = 2 = 3 = 1, приведенный к площади водосбора, равной 200 км2, и определяемый интерполяцией с использованием изученных рек в исследуемом районе; р – переходный коэффициент от максимальных мгновенных расходов воды ежегодной вероятности превышения Р = 1% к максимальным расходом воды другой вероятности превышения; определяется в зависимости от районов, выделенных при районировании территории и площади водосбора; примерные значения для всей территории России, включая Сибирь и Дальний Восток, составляет при вероятности превышения Р:

3 – коэффициент, учитывающий изменение параметра q200 с изменением средней высоты водосбора.

В СНиП 2.01.14-83 изложены методики определения гидрологических характеристик рек: годовой сток воды рек и его внутригодовое распределение, максимальный сток воды рек весеннего половодья и дождевых паводков; максимальный сток воды рек, расчетные гидрографы стока воды весеннего половодья и дождевых паводков при наличии и недостаточности данных гидрометрических наблюдений.

Минимальный расход воды устанавливают по гидрометрическим данным и в соответствии с «Указаниями по определению расчетных минимальных расходов воды рек при строительном проектировании», выбирая ежегодную обеспеченность 80–85%.

При отсутствии или недостаточности гидрометрических данных расчетный минимальный расход определяют при помощи карт районирования минимального стока в зависимости от группы рек (малые или средние). На картах нанесено распределение среднемноголетнего 30-дневного модуля стока. Сняв значение минимального модуля стока для центра бассейна, вычисляют расход по формуле:

где Q min – среднемноголетний минимальный 30-дневный расход воды;

M min – то же, модуль стока.

Расчетный минимальный расход определяют по формуле:

где Кр – ордината кривой обеспеченности, соответствующая расчетной обеспеченности.

Формирование и расчет стока. Сток с болот определяется их водным режимом, отличающимся от водного режима суходольных, не нуждающихся в мелиорации земель. Различие обусловлено высоким стоянием уровней грунтовых вод на болотах, спецификой растительного покрова, условий стекания вод на болотах и водно-физических свойств торфа.

Сток с болот и его распределение во времени зависят от величины атмосферных осадков, водопроницаемости деятельного горизонта и в малой степени от инертного горизонта торфа. Последний является своеобразным водоупором для стекающей по деятельному слою воды.

Сток наблюдается до тех пор, пока в деятельном горизонте имеется свободная вода, т.е. когда уровень грунтовых (болотных) вод не опустится до подошвы деятельного горизонта. После этого сток или полностью прекращается, или становится ничтожным по величине, эта вода испаряется и не доходит до речной сети. Именно этим объясняется отсутствие стока с болот в летний и зимний период, когда грунтовые воды стоят ниже деятельного слоя.

На рис. 70 приведена кривая частных фильтрационных расходов для сфагнового очеса болота Ширинского. По оси абсцисс отложены логарифмы радиусов пор.

Рис. 70. Кривая частных фильтрационных расходов(по В.В. Романову) Как видно из графика, при небольшом уменьшении пористости величина влагопроводности, а в пределе и коэффициента фильтрации может уменьшиться во много раз, если это уменьшение будет идти за счет пор наибольшего радиуса.

При уплотнении очеса в первую очередь уменьшаются радиусы наиболее крупных пор, поэтому величина коэффициента фильтрации будет весьма быстро уменьшаться. Из этого следует также, что величина коэффициента фильтрации в деятельном слое будет быстро уменьшаться с глубиной, поскольку с глубиной уплотнение этого слоя увеличивается. Это подтверждает теорию об инертном горизонте торфяной залежи.

Имеется различие в формировании стока с верховых и низинных болот.

На верховых болотах основу стока составляют атмосферные осадки, выпавшие на болото и стекающие по деятельному горизонту в направлении, зависящем от уклона поверхности. Так как верховые болота имеют преимущественно выпуклый рельеф, движение идет от гряд в понижения. Сток на болоте не зависит от прилегающей к болоту территории.

На низинных болотах с плоским или вогнутым рельефом сток формируется не столько за счёт атмосферных осадков, сколько за счёт грунтовых и поверхностных вод, притекающих со склонов, а на болотах намывного питания – от режима половодья и паводков. Сток зависит от рельефа (уклонов, проницаемости почвы и пр.) и от гидрогеологических условий территории. Низинные болота являются регуляторами притекающих в них вод, выполняют своеобразно функции водохранилищ, а болота котловинного залегания нередко задерживают весь поступающий сток, расходуя влагу только на испарение.

На верховых болотах сток можно наблюдать только на контактах разных мезоландшафтов по проточным топям и ручьям, имеющим водосбор внутри болота, и выводящим воды за его пределы. При невыраженных руслах водотоков его трудно замерить.

С учетом отмеченных особенностей, изучение стока с болот ведется или путем измерения стока в речных руслах с заболоченными водосборами или путем расчёта стока по другим элементам водного баланса с использованием физических закономерностей движения воды в болотных микроландшафтах.

Расчёт стока с болот выполняют по формулам, основанным на данных гидрометрических наблюдений над речным стоком с заболоченных водосборных бассейнов. В этих формулах, как показано выше, непосредственно сток с болот не используется, вместо него вводится показатель заболоченности водосбора, который косвенно характеризует геоморфологические условия речного водосбора. В практике мелиорации получили распространение региональные зависимости, установленные на основе обработки материалов наблюдений на малых водосборах.

Влияние болот на слой весеннего половодья, как показано выше, характеризуется коэффициентом, учитывающим заболоченность водосбора, имеется в виду коэффициент 2 (см. формулу 146), в который входят два показателя f – относительная площадь болот, заболоченных лесов и лугов в бассейне и коэффициент, зависящий от типа болот, он составляет 0,8 для низинных болот на водосборах с легкими почвами, 0,5 для верховых болот с легкими почвами и 0,3 для верховых болот на глинах и суглинках. При f < 3% коэффициент 2 = 1.

Средний многолетний сток с болота может быть вычислен по разности годовых осадков и испарения. Это так называемый климатический сток, который для верховых болот близок к стоку, поступающему в русловую сеть на болоте.

Для болот некоторых регионов составлены карты в изолиниях для определения нормы годового стока. Для Европейской части на широтах от 54° (г. Тула) до 65° (Печора) норма стока возрастает с 150 мм до 250 мм, за исключением района Верхней Волги, где норма стока с болот увеличивается до 350 мм. Норма испарения в том же направлении уменьшается примерно с 450 мм до 300 мм.

Годовой сток заданной обеспеченности рассчитывается как разность годовых осадков и годового испарения той же обеспеченности.

Годовые осадки той же обеспеченности определяются:

– по данным многолетних наблюдений (не менее 30 лет) по ближайшему осадкомерному пункту путем построения кривой обеспеченности годовых сумм осадков;

– по данным Справочника по климату. Годовое испарение заданной обеспеченности определяется как сумма испарения той же обеспеченности за вегетационный период и холодный период года. Значения испарения приведены в таблицах.

6.5.6. Гидрофизические методы расчета стока Сток с верховых болот может быть подсчитан по данным о коэффициенте фильтрации деятельного слоя, об уклоне уровня грунтовых вод и наблюдений за динамикой уровня грунтовых вод во времени по микроландшафтам с использованием метода «нормальных кривых падения уровня», предложенного К.Е. Ивановым.

В.В. Романов предложил более простой метод с использованием наблюдений в зимний период. В период без оттепелей, когда поступления жидких осадков в торфяную залежь нет или они незначительные (при Р = Е = О), уравнение водного баланса получает следующий вид:

Определяя изменения запасов воды в деятельном слое в эти периоды и изменение уровней грунтовых вод, можно построить кривую зависимости С = f(Z) и рассчитать величину стока с микроландшафтов.

Запасы воды в деятельном слое верховых болот зависят от осмотических и капиллярных свойств мохового очеса, а также от элементов микрорельефа. В таблице 34 приведены значения для сфагнового очеса от поверхности до глубины 70 см, в таблице 35 – по элементам грядово-мочажинного комплекса в зависимости от соотношения гряд и мочажин разного генезиса.

Глубина В таблице 35 объединены в одну группу гряды грядово-мочажинного комплекса, кочки центральной части и мохово-травяных окраин;

точно также объединены западины и мочажины разных частей комплекса, поэтому в таблицах проставлены предельные значения для этих элементов микрорельефа. Значения водоотдачи для положительных форм рельефа различаются мало, по отрицательным формам максимальная водоотдача наблюдается в западинах мохово-травяных окраин болота.

Запас воды в грядово-мочажинном комплексе, мм Примечание: знак «+» означает, что уровни грунтовых вод залегают выше поверхности В грядово-мочажинный комплекс поступает сток с центральной части массива, он не является бесприточной областью. Для подсчета стока грядово-мочажинного комплекса суммируются стоки с учётом площадей изменения запасов в центральной части и в грядово-мочажинном комплексе с использованием формул где Wг – изменение запаса воды в грядово-мочажинном комплексе (в миллиметрах); а – площадь, занятая грядово-мочажинным комплексом; Wц – изменение запаса воды в центральной части (в миллиметрах); в – площадь, занятая центральной частью массива; Сг+ц – сток со всей площади (в миллиметрах).

Сток с грядово-мочажинного комплекса будет равен Проводя наблюдения за уровнями грунтовых вод, можно построить кривые связи С = f(Z), где Z – глубина залегания уровней грунтовых вод.

Для каждого 2–3-дневнего периода изменение уровня Z переводится в изменение запаса влаги W, строятся графики С = f(Z).

В таблицах 34 и 35 приведены в качестве примера запасы воды в разных частях верхового болота с учётом соотношения площадей положительных (гряды) и отрицательных (мочажины) элементов микрорельефа.

На рис. 71 приведены характерные зависимости стока от глубины грунтовых вод.

Этот метод применим, когда промерзший слой не захватывает зону капиллярного увлажнения и не применим к расчету для окрайков болот, куда поступает вода и с окружающих минеральных склонов.

Рис. 71. Кривые стока в зависимости от глубины залегания уровней грунтовых вод на болоте Ламмин–Суо: а – центральная часть, б – выпуклая часть, Предложен способ определения стока с поправкой на учёт воды в промерзшем слое. Величина поправок для грядово-мочажинного комплекса составляет, в зависимости от соотношения площади гряд и мочажин, 14–41%, минимальные поправки (5–10%) для гряд и максимальные (50–60%) для мочажин.

Сток с верховых болот в годы различной увлажненности может быть приближенно определен с учётом следующих соображений.

В тех случаях, когда величина разности между суммарным испарением с массива и его центральной части превышает величину стока с центральной части, суммарный сток с массива равен нулю, так как вся стекающая с выше лежащего микроландшафта влага будет расходоваться на испарение.

Сток с верхового болота прекращается в зависимости от выпадения осадков: в засушливые годы в июне–июле, в средние – в июне–августе, во влажные – в июле–августе. В отдельные годы сток продолжается в сентябре–октябре месяцах.

Величины стока с болот составляют от 85–88% (окраины верховых болот и низинные болота) до 107% (сфагновики кустарничковые) величины стока с незаболоченных территорий. Для северо-западных районов эти соотношения соответственно равны 82 и 113%, а для северной части Беларуси – 89 и 132%. В Полесье норма стока с низинных болот практически равна норме стока с незаболоченных территорий.

Сток с болот трудно определим. Даже если удастся его замерить на реках и ручьях, вытекающих с краевой части болота, трудно оценить какая часть его с болота, а какая с прилегающего склона с минеральными почвами. Несколько легче и точнее сток можно определить с выпуклых болот на топях, образующихся на контакте выпуклых массивов. Замеренный гидрометрическими средствами сток здесь характеризует чисто болотный сток, но с разных по стадии развития болотных микроландшафтов. Для центральных частей выпуклых болот в уравнении водного баланса отсутствует член, характеризующий приток воды со стороны.

Можно пренебречь боковым стоком по инертному слою, поскольку коэффициент фильтрации его в тысячи и десятки тысяч раз меньше коэффициента фильтрации деятельного горизонта, который составляет несколько процентов от общего стока с болотного массива.

Величина вертикального водообмена на верховых болотах совершенно не изучена, но имеющиеся данные свидетельствуют о том, что эта величина по сравнению с остальными элементами баланса незначительная: подпитывание верховых болот напорными водами фактически отсутствует, а инфильтрация болотных вод ниже ложа ничтожна из-за закальматированности нижних слоев торфа органическим веществом, коагулирующим в порах. Тем большой интерес представляют расчитанные по методу Иванова–Романова значения стока с болот.

Сравнение стока с другими элементами баланса болот. Сток с болота для особо засушливого и избыточно влажного в сравнении с величиной осадков, испарением и уровнем грунтовых вод для верхового болота показан на рис. 72 и 73.

Отношение C/P, где С – изменение стока, Р – изменение осадков, в пределе стремится к единице, для испарения наблюдается обратная картина. Рост испарения при увеличении осадков сначала сравнительно быстрый, в дальнейшем замедляется и далее основная масса выпадающих осадков идет на сток.

Величина стока за летний период в коррелятивной связи с количеством выпадающих осадков. При этом при возрастании осадков с 119 до 300 мм величина стока растет сравнительно мало, примерно на 40 мм, т.е. на 100 мм осадков сток возрастает на 22 мм. В дальнейшем увеличение стока при возрастании осадков идет значительно быстрее.

Рис. 72. Элементы водного баланса бо- Рис. 73. Ход элементов водного баланлотного массива Ламмин–Суо, вычис- са сфагново-кустарничковых с болотленные по уравнению для особо засуш- ного массива Лам-мин–Суо, вычисленливого года: 1 – испарение, 2 – сток, ный по уравнению для избыточно 3 – вычисленный уровень грунтовой влажного года: 1 – испарение, 2 – сток, Величина осадков за вегетационный сезон в годы, выбранные для расчета, колеблется от 119,4 до 513,8 мм, т.е. в 4,7 раза. Для этих же лет величина испарения колеблется от 243,4 до 336,0 мм, т.е. в 1,4 раза, а величина стока от 46,2 до 249,7 мм, т.е. в 5,4 раза.

В таблице 36 приведены значения элементов водного баланса за май– сентябрь месяцы разных по увлажненности лет на верховом болоте.

Водный баланс верхового болота (центральная часть) за май–сентябрь месяцы в годы разной водности, мм Исследования на верховом болоте показали, что наибольшей изменчивостью в разные годы отличается сток, наименьший – испарение.

Наибольшие колебания испарения происходят в августе, когда весенние запасы воды в деятельном слое исчерпаны, а осадки выпадают не регулярно.

В.В. Романовым по аналогично выше приведенной формулы с использованием более полного уравнения водного баланса получена формула для определения притока воды на болото с окружающих болот суходолов и водообмена с подстилающим торфяную залежь ложем где z – изменение уровня грунтовых вод в торфяной залежи за период t; (z, z м ) – величина притока воды на единицу площади болота с окружающих минеральных почв, представленная как функция зависимости от z и минеральных грунтов (zм), (z, zм ) – водообмен торфяной залежи с подстилающими минеральными грунтами (в расчете на единицу площади болота), остальные обозначения даны выше, к формуле 157.

Поскольку интенсивность водообмена зависит от соотношения уровней грунтовых вод и пьезометрических уровней в болоте и минеральных грунтах, удалось функции ' и '' объединить в одну f(z), которая впервые проверена на одном из болот Белорусского Полесья (Лунинецкий массив). Эти функции учитывают в скрытом виде площадь и конфигурацию болота и уклоны поверхности земли, поэтому они применимы только для болот с аналогичными условиями, на которых они получены.

Расчет выполняется с использованием таблиц суточных изменений уровней и суммируются по месяцам. В таблице 37 приведены средние за месяц значения расчетных величин стока на болоте за два летних периода с разной естественной увлажненностью.

Водный баланс неосушенного низинного болота В засушливые периоды сток с болота отсутствует (отрицательный), во влажные – болота подпитывают прилегающие минеральные склоны. За равные периоды (апрель–сентябрь) двух лет суммарный сток с болота колебался от 6,81 мм до 61,34 мм, или составлял 0,032– 0,33 мм/сут, что близко к расчетам гидродинамическим методом.

Поверхностный сток на осушаемых болотах. Величина поверхностного стока зависит от уклонов поверхности, степени выраженности рельефа, водопроницаемости почв и состояния поверхности почвы.

Она зависит также от интенсивности выпадающих дождей и степени иссушения почвы.

На осушенных болотах существенное влияние на формирование поверхностного стока оказывает состояние поверхности почвы и глубина стояния грунтовых вод. Основным путем для поступления талых вод в почву являются талые воронки, образующиеся в микропонижениях с малой глубиной промерзания. Количество таких воронок возрастает с уменьшением степени ровности поверхности, поэтому на гребнистой зяби сток при прочих равных условиях в 1,5–2 раза меньше, чем на выровненной.

Глубина стояния грунтовых вод влияет на величину поверхностного стока через влажность почвы, находящейся в прямой зависимости от глубины грунтовых вод. В результате на участках с низким стоянием грунтовых вод больше свободных пор в почве, а следовательно, и больше потери воды на инфильтрацию.

Практически заметной величины поверхностный сток достигает при стоянии грунтовых вод в зимний период на глубине менее 1,5 м, особенно при глубине грунтовых вод менее 70–80 см. В последнем случае, в результате зимней миграции влаги к фронту промерзания торфа, в промерзшем слое накапливается до 60–80 мм влаги, при этом в верхних горизонтах влажность почвы превышает величину полной влагоёмкости. Этих запасов влаги достаточно для насыщения весной водой всей зоны аэрации, в результате свободной ёмкости для инфильтрации снеговых вод не остается, и они расходуются только на поверхностный сток, испарение и поверхностную аккумуляцию. При глубине грунтовых вод больше этого предела и до 120–140 см зона аэрации в состоянии вместить талые воды.

На этом болоте, на водобалансовом участке при глубине грунтовых вод за три года наблюдений 120–130 см отмечена величина поверхностного стока по годам от 0 до 9,3 мм, коэффициент стока колебался в пределах 0–0,07, а на участках с мелким осушением – 0,49. Гребнистая зябь препятствует стоку.

На болоте Добролюбово при глубине стояния грунтовых вод в зимний период 75 см поверхностный сток в 1959 г. составил 72 мм (коэффициент стока 0,49). Большое отрицательное влияние на поверхностный сток оказывает зябь, что отмечалось неоднократно и на минеральных почвах.

Величина поверхностного стока в весенний период может быть вычислена из следующего уравнения водного баланса:

где – водоотдача торфа, определяемая в зависимости от глубины грунтовых вод, Z – изменение глубины грунтовых вод за весенний период, W – накопление влаги в почве в зимний период, Р – поступление воды из снега плюс осадки, С – поверхностный сток, Е – испарение, А – поверхностная аккумуляция.

Площадь водобалансовых участков – 60 га на болоте Кальское и 25 га на болоте Добролюбово, средний уклон поверхности болот 0,0035–0,0018. Поверхностный сток измерялся объемным способом от 2 до 13 раз в сутки в зависимости от амплитуды колебаний расходов.

В таблице 38 приведен баланс вод за ранневесенний период.

Баланс поверхностных вод за период снеготаяния, мм Как видно из данных табл. 38 ошибка измерений невелика, что указывает на возможность использования уравнения, особенно для экстенсивно осушенных болот.

Следует отметить, что поверхностный сток заканчивается в среднем спустя 2–3 суток после окончания снеготаяния на участках с глубиной стояния грунтовых вод 120–130 см, при меньших глубинах грунтовых вод он растягивается на 15 дней и более после окончания снеготаяния. Сток прекращается в среднем при слое воды на поверхности 6 мм на ровных и около 10–15 мм на вспаханных участках.

Интенсивность осушения, обусловленная глубиной дрен и каналов, оказывает влияние на величину поверхностного стока. Так, в условиях Тюменской области при глубине дрен 1,2 м коэффициент стока составил в среднем 0,23–0,54, а при глубине 1,8 м – 0,00–0,01. Максимальные модули стока достигали величины 4,8–6,7 л/с·га.

В таблице 39 приведены средние значения коэффициентов поверхностного стока в зависимости от уклонов поверхности и водопроницаемости почвогрунтов, полученные в условиях северо-запада России.

В гидролого-мелиоративных расчетах дренажа на торфяных почвах для весеннего периода техническими условиями и нормами рекомендованы следующие значения коэффициента стока :

Водопроницаемость Коэффициент Уклон водосборной площади Интегральная кривая стока – графическая зависимость, характеризующая последовательное нарастание объёмов воды, протекающей через определенный створ реки за время t от какого-либо начального момента времени tо. Для построения интегральной кривой стока используют гидрограф стока, начиная с времени tо (рис. 74,а). Площадь элементарной полоски гидрографа с основанием dt и высотой Q характеризует объём стока Объём стока за время t равен Вычисляя объёмы стока за последовательные интервалы времени от to до t и откладывая их в прямоугольной системе координат, получают полную интегральную кривую стока (рис. 74,б). Эта кривая позволяет выявлять и анализировать закономерности колебания стока, поэтому широко используется в водохозяйственных расчетах.

Интегральная кривая стока характеризуется следующими свойствами:

ордината кривой представляет суммарный сток за время от to до t, разность ординат двух соседних точек 1 и 2, кривой равна объёму стока за период времени t = t2 –1; тангенс угла наклона к оси абцисс касательной в любой точке определяет расход воды в точке касания, а тангенс угла наклона секущей проходящей через две точки кривой характеризует средний расход воды в интервале между этими точками tg = Q. Последовательно суммируя по временным интервалам величины стока, получают полную суммарную кривую стока (рис. 74,в).

За многолетний период времени строят обычно сокращенную суммарную кривую стока в безразмерных величинах, выражаемых модульным коQ эффициентом стока ki = i, где Qo – постоянный расход, принимаемый равнымсреднему значению за расчетный период. На рис. 75 приведена эта кривая за период с 1880 г. по 1952 г. по р. Оке у г. Орла (по данным Е.Е. Овчарова). Эта кривая представляет нарастающую сумму склонений коэффициентов кi от среднего значения ki = 1 за многолетний период.

Рис. 74. Пояснения к интегральной кривой стока: гидрограф (а), полная интегральная (б) и полная суммарная (в) кривые стока Рис. 75. Сокращенная суммарная кривая годового стока р. Оки у г. Орла Регулирование стока путем строительства на реках плотин и создания водохранилищ представляет сложную инженерную задачу, гидрологическое обоснование которой рассматривается обычно в самостоятельном разделе регулирование стока. Водохранилища в зависимости от необходимого объёма аккумуляции в них воды могут быть многолетнего регулирования, сезонно-годичного, краткосрочного и др., название показывает сток какого периода они должны удерживать.

Водохранилища строятся комплексного назначения для одновременного решения проблем водоснабжения и обводнения территории, гидроэнергетики, водного транспорта, орошения, рекреации и других.

Водохранилища – благо для решения многих хозяйственных проблем, если они построены и рационально эксплуатируются и используются.

Крупные водохранилища оказывают существенное влияние на природную среду. Следует подчеркнуть, что водохранилища, задерживая воду половодий и паводков, позволяют в значительной степени управлять паводковым стоком, не допуская наводнений, что особенно важно в условиях муссонного климата. Водохранилища выравнивают сток, об этом свидетельствует недавно построенное водохранилище на реке Зее. Управлять тысячами кубических километров воды, зааккумулированных в водохранилище, сложно, для этого особенно необходимы достоверные гидрологические прогнозы. Это направление нуждается в дальнейшей разработке.

Водохранилища в зонах недостаточного и неустойчивого увлажнения уменьшают годовой сток с нижерасположенных частей бассейна, так как испарение с водной поверхности водохранилища больше, чем с той же территории до ее затопления. Например, вследствие дополнительного испарения с водохранилищ Волжско-Камского каскада потери стока реки Волги составляют в среднем 3,5 км3 в год. Влияние на сток малых водохранилищ и прудов в зонах достаточного и избыточного увлажнения незначительное, в южных районах уменьшение годового стока может достигать 10–15% и более.

Водохранилища на реках создают подпор грунтовых вод на прилегающей территории на расстоянии 5–10 км и более. Из мест разгрузки подземных вод перекрытые плотинами реки превращаются в источники питания подземных вод (рис. 76), при этом трансформируется вся подземная гидрографическая сеть, появляются заболоченные земли, растут болота и т.п. В нижнем бьефе водохранилищ происходит осуходоливание земель из-за устранения поёмности, как это было в богатой ранее пойме реки Иртыш после строительства Бухтарминской ГЭС.

Рис. 76. Схема распространения подпора грунтовых вод при создании водохранилища: 1 – уровень грунтовых вод до сооружения водохранилища; 2 – то же после сооружения водохранилища; 3 – водоупор; НПУ – нормальный подпорный уровень На крупных водохранилищах под воздействием ветровых волн происходит абразия (разрушение) берегов с явлениями оползней, обвалов и осыпей грунта, площадь водохранилищ непрерывно растет за счет сельскохозяйственных и лесных угодий. Абразии подвержены 25–75% длины береговой линии. В таблице 40 приведены цифры для основных водохранилищ.

Отношение площади, пострадавшей от переработки берегов, к площади зеркала водохранилища достигает на Братском водохранилище 4,5%, на Горьковском 1,9% и оно непрерывно растет. Оказывают влияние на переработку берегов многие факторы: рельеф чаши водохранилища и его глубина, устойчивость почв и пород к динамическому действию волн и растворенных химических веществ (химическая абразия), климатические факторы (скорость ветра, сроки замерзания и вскрытия водохранилища и др.).

Водохранилища влияют на местный климат: изменяют альбедо и радиационный баланс, температуру воздуха, оказывают охлаждающее влияние из-за льда и оттепляющее влияние осенью, уменьшает число пасмурных дней и увеличивает число ясных дней, уменьшает величину осадков и увеличивает скорость ветра на прилегающей территории и пр.

Общая протяженность берегов, включая абразионные, Водохранилище Длина береговой линии Длина абразионных берегов Зимние попуски теплых вод из водохранилища приводит к незамерзанию реки на сотнях километров, как это случилось на р. Енисей после строительства Дивногорского водохранилища. Над рекой зимою стоят непрерывно туманы, ухудшающие качество жизни человека, животных и рыбы.

Нельзя не упомянуть о необходимости очистки ложа водохранилищ от торфа во избежание всплывания его и образования сплавины с неблагоприятными экологическими последствиями.

Надо отметить, что у всех равнинных водохранилищ большую часть (до 10–20% и более) занимают мелководные зоны с глубиной менее 2 м, которые не представляют интереса по объёму аккумулирующейся на них воды, но они могли бы эффективно использоваться в сельском и лесном хозяйстве, если их дамбами отделить от водохранилища и провести осушение. Эти участки при переменном уровне становятся очагами санитарно-эпидемиологического неблагополучия (малярия, туляремия и другие болезни).

В проектах создания водохранилищ важно предусматривать мероприятия по защите его от загрязнения, заиления, берега – от переработки волнобоем, прилегающей территории – от подтоплений, мелководий водохранилища – от развития болотной растительности и образования зон выплода комаров. В прудах и водохранилищах рекомендуется устанавливать аэраторы, которые насыщают воду воздухом и способствуют окислению органических веществ, предотвращая порчу воды и развитие сине-зеленых водорослей. Необходимо также предусматривать мероприятия, направленные на предупреждение поступления с полей в водохранилище загрязняющих веществ.

В данном разделе негативное преобладает над позитивным, это необходимо знать, хотя, надо подчеркнуть, водохранилища имеют важное народохозяйственное значение.

Изучение гидрологических процессов, особенно связанных с водным и тепловым балансами территорий, должно учитывать проявившиеся тенденции глобального изменения климата. Уже в ряде регионов в последние годы отмечено увеличение среднегодовых минимальных летних и зимних расходов рек и уменьшение стока весеннего половодья. Во всех случаях разработанные климатологами разные сценарии поведения климата должны быть трансформированы в гидроллогические показатели, необходимые для прогнозов рационального использования и охраны вод.

Изменение климата четко прослеживается по стоку малых рек.

Белорусскими учеными отмечено, что реки болотного края – Белорусского Полесья – начиная с середины 1860-х годов имеют устойчивую тенденцию к увеличению среднегодовых минимальных, летних и зимних расходов, только сток весеннего половодья уменьшается. На рис. показаны кривые динамики модулей стока и осредняющие их прямые.

Рис. 77. Динамика модулей стока рек Белорусского Полесья (по А.А. Волчек, 2007):

а – годовых; б – максимальных весеннего половодья;

в – минимальных летне-осенних; г – минимальных зимних Характерно, что направленность тенденций изменения стока та же, что и под влиянием осушения болот. И это не случайно, ибо наиболее крупным объектом осушения болот во второй половине ХХ столетия было Полесье, где было осушено 1,6 млн. га переувлажненных земель (включая 0,7 млн. га болот), или 26,6% всей территории.

По данным ученых, среднегодовой сток главной реки района – реки Припяти – увеличился на 12%. По-видимому, основной вклад в рост водности реки внесло осушение и освоение земель, но оно по времени совпало с наметившейся тенденцией глобального изменения климата.

С переходом в индустриальную эпоху, с середины ХХ века отмечается болотный феномен: происходит облесение части верховых болот.

Связан он с улучшением минерального питания за счёт антропогенных выбросов минеральных веществ в атмосферу и повышения концентрации углекислоты в атмосфере (Г.Ф. Кузьмин). Выполненные С.М. Новиковым расчеты по болоту Зеленогорской болотной станции за 1950–2000 гг. показали, что за этот период среднегодовая температура в районе повысилась на 1°С, сумма положительных температур увеличилась на 100°С, сумма отрицательных уменьшилась на 140°С, уровни грунтовых вод повысились и, несмотря на что, лесистость повышается.

Этот феномен пока не прослежен на величине болотного стока.

1. Что такое расход реки и как он определяется?

2. Характерные эпюры скоростей воды в русле; на каких глубинах скорость максимальная и примерно равная средней скорости 3. Дайте определения основным гидрологическим характеристикам 4. Связь расходов реки с уровнями воды в ней.

5. Норма стока и модульные коэффициенты стока.

6. Понятие расчетной обеспеченности расходов и кривые обеспеченности.

7. Зональные и азональные факторы водного питания реки и изменчивость стока.

8. Характерные фазы среднегодового стока и уровней воды в реке.

9. Для каких целей и как определяют коэффициенты вариации и ассиметрии стока?

10. Методы построения гидрографов стока для изученных и неизученных рек.

11. Типовые модели гидрографов.

12. Методы определения максимальных расходов половодья.

13. Методы учета влияния заболоченности и озерности водосбора 14. Минимальный и предпосевной сток рек.

15. Способы расчета максимальных расходов летне-осенних паводков.

16. Особенности стока с болот и его определение при расчетах водного режима болот.

17. Связь стока с болот с глубиной залегания уровней грунтовых вод и элементами водного баланса.

18. Особенности стока с осушаемых болот.

19. Методы регулирования речного стока. Водохранилища.

20. Интегральная кривая стока и ее назначение.

21. Возможное влияние глобального изменения климата и антропогенной деятельности на речной сток.

ГЛАВА 7. УРАВНЕНИЕ ВОДНОГО БАЛАНСА

И ЕГО ЭЛЕМЕНТЫ

В разделе 1.5 приведены уравнения общего водного баланса и частных балансов. В этой главе рассмотрим методы их определения и порядок величин.

Основными элементами водного баланса являются осадки, сток, испарение. Их средние значения за многолетний период называют нормой гидрологических величин. Отношения слоя стока к количеству выпавших на площадь водосбора осадков называют, как было сказано выше, коэффициентом стока, а отношение испарения к осадкам – коэффициентом испарения. В сумме за многолетний период В зоне избыточного увлажнения = 0,7, в засушливых районах Элементы водного баланса рассмотрим по трем частным водным балансам, в состав которых помимо элементов общего водного баланса входят величины водообмена между поверхностными водами, зоной аэрации и грунтовыми водами.

7.1. Элементы уравнения баланса воды на поверхности земли Испарившаяся с поверхности океана и материков вода остаётся в воздухе до тех пор пока количество её не превысит предела насыщения. Поднимаясь к верхним слоям атмосферы с более низкой температурой, а следовательно, и более низким пределом насыщения влагой, излишки пара переходят в воду или кристаллы льда и выпадают в виде дождя и снега. Этот процесс называется конденсацией.

Подъем водяных паров с воздушной массой происходит главным образом под влиянием нагрева земной поверхности и движения циклонов.

Атмосферные осадки разделяются на две группы: осадки, выпадающие из облаков – дождь, снег, град, крупа, морось и др., и образующиеся на поверхности земли и на предметах в результате конденсации водяного пара из воздуха – роса, иней, изморозь, гололёд. Иней – тонкий слой кристалликов льда, образующийся на поверхности земли, растениях, сооружениях; изморозь – морозная пыль, т.е. замерзший в воздухе водяной пар, выпадает по утрам при ясной погоде в виде мелкого снега, гололёд – ледяная корка на земле, образующаяся от замерзания водяных капель и мороси.

Таким образом, поступающие из атмосферы на поверхность земли осадки могут быть жидкими (дождь, роса и пр.) и твёрдыми (снег, иней и др.). Основную массу осадков (99%) составляют дождь и снег.

Жидкие осадки Жидкие осадки могут быть в виде обложных дождей, ливней и муссонных ливней. Обложные дожди выпадают обычно с постоянной интенсивностью до 0,03–0,05 мм/мин. За период дождя, в зависимости от его продолжительности, может выпасть до 70 мм и редко более. Средняя интенсивность дождя за период его выпадения определяется по формуле i=h/t (162), где h – слой осадков, выпавших за время t.

Ливни характеризуются неравномерным выпадением дождя во времени, обычно интенсивность их быстро нарастает и медленно уменьшается. К ливням относят дожди, если слой осадков h за время t превышает следующие значения:

Продолжительность ливней редко превышает два часа, но бывают ливни длительные, выпадающие в течение суток.

Слой осадков зависит не только от продолжительности, но и от площади, которую захватывает дождь. Чем больше площадь бассейна, тем менее часто она полностью покрывается дождем, но даже при полном охвате площади дождем слой осадков уменьшается с увеличением площади их распространения. Отношение среднего слоя осадков на площади F к осадкам в одном пункте наблюдений (в центре дождя) Но называют коэффициентом редукции слоя осадков Средняя интенсивность ливней, продолжающихся в пределах одного часа, колеблется в пределах 0,22–0,50 мм/мин. За время ливня выпадает до 40 мм осадков. Интенсивность ливня уменьшается с увеличением его продолжительности и с ростом охватываемой им площади. С увеличением последней уменьшается и слой осадков.

Ливни муссонного происхождения, свойственные районам Дальнего Востока, могут продолжаться в июле–августе непрерывно в течение нескольких суток подряд, за сутки выпадает до 200 мм.

Количество атмосферных осадков зависит от расположения территории относительно океанов (с удалением от них осадки уменьшаются), рельефа местности, высоты над уровнем моря (осадки увеличиваются до высоты 3000 м), растительности. Закономерность изменения осадков с высотой особенно резко проявляется в горных районах.

Однако и на равнинных территориях влияние рельефа также заметно;

даже на сравнительно небольших возвышенностях количество осадков увеличивается. Например, на Валдайской возвышенности среднегодовые осадки возрастают на 100–150 мм по сравнению с расположенной рядом котловиной озера Ильмень.

На территории европейской части России в районах размещения болот годовая сумма осадков изменяется в пределах 500–600 мм, только на западных склонах Урала местами увеличивается до 700 мм, а на побережье Баренцова моря, за полярным кругом уменьшается до 350–450 мм.

Величина осадков на одной и той же территории изменяется во времени по годам и месяцам. Наблюдаются маловодные (засушливые) и многоводные годы. Иногда наблюдаются маловодные периоды продолжительностью 3–5 лет и более. Маловодные и многоводные годы сменяются циклически примерно через 12 лет.

При гидрологических расчётах используют величину среднего многолетнего количества осадков, которую определяют как среднее арифметическое значение за период наблюдений по формуле где P – среднее количество осадков за n лет. Ошибка вычисления P зависит от продолжительности ряда наблюдений, она определяется по формуле теории ошибок. При длине ряда наблюдений 50 лет ошибка вычислений составляет менее 5%, что часто при расчётах допустимо. Для оценки водности лет рекомендуется использовать ряды наблюдений продолжительностью 70–80 лет.

Ливни вызывают на реках высокие паводки, иногда максимальные их расходы превышают расходы половодий. Обложные дожди имеют меньшую интенсивность, но продолжительны во времени и захватывают большую территорию, благодаря чему суммарный сток продолжительнее, но с меньшими пиками.

Часть выпадающих осадков, а также отдельные дожди малой интенсивности (слоем до 5 мм) задерживаются на листьях и стеблях растений и на поверхности почвы. Эти осадки называют неэффективными и в расчёт не принимают. Однако исследования физиологов показывают, что даже мелкие дожди не бесполезны для растений, поскольку они улучшают водный режим и микроклимат приземного слоя атмосферы и верхних слоев почвы, а также регулируют тепловой режим почвы и растений, чем положительно влияют на продуктивность растений. Это особенно важно в засушливые периоды.

При больших размерах водосбора величину осадков вычисляют как средневзвешенное значение по его площади, используя материалы метеорологических станций, расположенных в пределах бассейна и на ближайшей его периферии, по формуле где 1, 2, … i – площади, к которым целесообразно отнести осадки соответственно Р1, Р2,…Рi.

Запас воды в снеге и снеготаяние В водном балансе болота в весенний период основной составляющей является поступление воды из снега, которое зависит от запасов воды в снеге (его высоты и плотности) и интенсивности снеготаяния.

Пятилетние наблюдения за формированием максимальных запасов воды в снеге перед его таянием на открытом болоте и в лесу в южной части Мещёрыw показали, что в поле запасы воды в среднем составляли 112 мм, в лесу 143 мм. Распределение снега по поверхности в лесу более равномерное (рис. 78) по сравнению с открытым болотом, где больше сказываются на формировании снежнего покрова неровности рельефа и ветер.

Плотность снега в поле и в лесу в конце зимы, перед снеготаянием прак- Рис. 78. Кривые распределения мотически одинаковая (0,35–0,40 г/см3). дульных коэффициентов К высоты Запас воды в снеге Рс определяют снежного покрова за пять лет:

как произведение его высоты hс 1 – на открытом болоте, на плотность с Изменение водных запасов в снеговом покрове расчитывается по материалам регулярно проводимых снегомерных съёмок.

Запас воды в снеге в среднем за многолетие изменяется по территории, например, в районе Москвы он составляет 150 мм, в Перми и Петрозаводске 190 мм, Нижнем Новгороде – 220 мм.

Снеготаяние зависит от поступления тепла из атмосферы, от хода изменения положительных температур. Дружная весна с быстрым нарастанием суммы положительных температур воздуха вызывает быстрое таяние снега и способствует формированию максимальных расходов и уровней в водотоках и водоёмах. При медленном потеплении снеготаяние затягивается, что ведет к снижению расходов и удлинению половодья. К этому же приводит чередование периодов потепления и похолодания, наблюдаемое в Сибири.

Снеготаяние в лесу, из-за более медленного прогрева воздуха под кронами деревьев, начинается позднее и идёт медленнее. При сочетании на водосборной площади реки (болота) лесов и полей сначала поступает вода с полей, затем примерно через десять дней из лесов, что ведет не только к затяжке половодья, но и формированию двух его максимумов.

Расчет снеготаяния с достаточной точностью может быть проведен с использованием региональных формул. Так, для условий южной части Мещерской низменности получены следующие формулы:

где Рс – водоотдача из снега, мм; tср – среднесуточная температура воздуха после перехода её через нуль °С. Снеготаяние заканчивается в лесу на 7–12 дней позже, чем в поле.

7.1.2. Конденсация влаги на поверхности земли Конденсация – процесс сгущения водяного пара и переход его в жидкое состояние при упругости водяного пара в воздухе, большей абсолютной влажности при данной температуре. Конденсация наступает при относительной влажности воздуха, равной 100% и менее, при наличии в воздухе ядер конденсации (частицы пыли, дыма и пр.).

Конденсация проявляется как росообразование, когда в ночные часы температура воздуха понижается до точки росы.

Конденсационная влага образуется в процессе перехода водяного пара в жидкое состояние на поверхности земли и растительности, в атмосфере, внутри почвы и горных пород.

Конденсация на поверхности земли и на растительном покрове (роса) может быть определена с помощью градиентных наблюдений над температурой и влажностью воздуха в приземном слое атмосферы.

При использовании диффузионного метода рекомендуется применять расчетные способы, изложенные в руководствах Госкомгидромета, а также метод теплового баланса. Для этого необходимы частые и непрерывные наблюдения за состоянием влажности и распределением температуры в приземном слое атмосферы. Более просто этот элемент водного баланса учитывается в отсутствии осадков гидравлическим почвенным испарителем, позволяющим вести наблюдения с высокой точностью (до 0,05 мм слоя воды). Помимо этого испарителя, конденсация водяных паров в порах грунта вблизи поверхности изучается с помощью монолитов почво-грунта, заключаемого в цилиндры со сплошным дном и без дна (с сеткой), которые периодически взвешиваются.

Конденсация влаги на болоте в осенние месяцы (сентябрь, октябрь) настолько велика, что в месячном балансе превышает испарение. За теплый период года слой конденсации на верховом болоте достигает 97–100 мм.

На неосушенном и освоенном под многолетние травы болоте конденсация примерно одинакова и составлялет до 13% от суммарного испарения за сутки. Минимальное значение – 0,5 мм/ночь, максимум – 0,7–0,8 мм/ночь, в отдельные сутки конденсация составляла до 30% от суточной величины испарения.

По итогам исследований, В.Ф. Шебеко приводит следующие результирующие цифры:

– за отдельные месяцы величина конденсации на поверхности болот составляет 1–10 мм при возможном среднем максимуме – за период май–сентябрь величина конденсации равна 15–40 мм, а возможный средний максимум 58–88 мм;

– за вегетационный период (май–сентябрь) конденсация влаги составляла до 45 мм на освоенном болоте и до 14 мм на неосушаемом болоте. Как правило, на освоенном болоте конденсация больше, чем на естественном болоте.

Приходная часть водного баланса слагается, помимо прочих элементов, из притока поверхностных вод, расходная – из оттока этих вод.

Поверхностный приток воды в свою очередь может слагаться из расходов рек, отдельных водотоков и ручьев, подводящих воду к рассматриваемому участку. Отток поверхностных вод состоит из расходов тех же водотоков, но измеряемых ниже по течению, где они выходят из района исследования.

Для учёта поверхностного стока организуется стационарная сеть гидрометрических створов и водомерных постов. На этих створах измеряются расходы воды водотоков и уровни воды. Суммарный сток из данного бассейна учитывается на замыкающем створе, расположенном в нижнем течении реки, около границы балансового района.

При пересечении исследуемой территории транзитными водотоками, в целях учета поступающей воды в пределы балансового участка и оттока этой воды из него оборудуются верхний (при входе на участке) и нижний (на выходе из него) гидростворы. Помимо гидрометрических наблюдений на основных водотоках (реки, каналы), организуются наблюдения за стоком на второстепенных, более мелких притоках, входящих в данный бассейн реки.

Количество воды, поступающей с водосбора в период половодья, определяется, главным образом, запасами воды в снеге и интенсивностью снеготаяния.

Сток талых вод на поверхности водосбора происходит с запозданием относительно начала снеготаяния. Снег обладает влагоёмкостью – способностью удерживать воду в виде пленочной или капиллярной воды. Поэтому водоотдача из снега, то есть поступление (не удерживаемой снегом) талой воды на почву, не равна интенсивности снеготаяния как по величине, так и по времени.

Вода, образующаяся в начале снеготаяния, просачивается и увлажняет нижние слои снежного покрова. До тех пор, пока снег не насытится водой до максимальной влагоёмкости, порции талой воды удерживаются снегом и не достигают почвы. В дальнейшем, наоборот, водоотдача из снега становится несколько больше того количества воды, которое образуется от снеготаяния за рассматриваемый период.

К концу половодья интенсивность водоотдачи может значительно превышать интенсивность снеготаяния. Существенное увеличение водоотдачи происходит под влиянием весенних дождей, которые уменьшают аккумулирующую способность снега, изменяя его структуру; дождями разрушаются снежные капилляры, вследствие чего содержащаяся в снеге капиллярная и пленочная вода переходит в гравитационную, быстро стекающую вниз. Начало поступления на поверхность почвы избыточной талой воды, не удерживаемой снегом, соответствует моменту стаивания от 15 до 25% начальных влагозапасов.

Поток воды по склону описывается дифференциальным уравнением где h – толщина слоя стекающей воды; i – уклон поверхности, q – разность между осадками и инфильтрацией в почву, примерно равная коэффициенту стока ; = 87 n, где n – коэффициент шероховатости, х – расстояние от начала (точки) формирования стока, t – период времени. Это нелинейное уравнение решается численными методами.

Приток поверхностных вод на болото с прилегающих склонов зависит от их уклонов, проницаемости почвы, растительности и многих других факторов. По наблюдениям в Мещерской низменности коэффициенты стока с десяти малых водосборов площадью 1,45–958 га составляли: с залесенных водосборов 0,10–0,24, с полевых – 0,22–0,53.

Поверхностный сток с лесных опушек достигал величины 7,0 м3 с 1 пог. м.

В Тюменской области склоновый сток изменялся от 50 мм до 150 мм в год.

В пределах болотных массивов имеется немало озер, величина испарения с поверхности которых необходима при расчете водного баланса.

Испарение с водоемов носит диффузионный характер, оно определяется всецело метеорологическими условиями: влажностью приземного слоя воздуха, температурой воздуха и воды, скоростью ветра.

Дефицит влажности воздуха d зависит от фактической и влажности его насыщения. При d > 0 происходит испарение, при d < 0 – конденсация паров воздуха.

Испарение с водной поверхности водоёмов большой площади и глубоких с высокими ветровыми волнами больше, чем с небольших, вследствие увеличения длины разгона и скорости ветра.

Под влиянием ветра воздух над водоёмом непрерывно перемешивается, при этом насыщенный пар над водной поверхностью вовлекается в турбулентный поток (турбулентный в переводе означает вихревой), способствуя притоку воздушных масс из верхних слоев, отличающихся всегда меньшей влажностью и потому способных насыщаться водяным паром. Ветер уносит его от поверхности водного зеркала (рис. 79).

Рис. 79. Движение воздушных масс над водной поверхностью Турбулентность потока воздуха, как и воды, зависит от ряда факторов, среди них основным является выше раскрытое число Рейнольдса, которое характеризует отношение сил инерции к силам вязкости при течении вязких жидкостей и газов.

С увеличением скорости ветра возрастает влияние шероховатости обтекаемой потоком воздуха поверхности, особенно у защищенных растительностью берегов водоема.

Вызываемые ветром на поверхности воды волны с противотечением за ними усиливают вихреобразование, а вместе с ним пульсации скоростей как по направлению воздушного потока, так и по величине.

В результате усиливается перемешивание воздушных масс с разной влажностью, а это ведет к увеличению испарения.

По многим наблюдениям, вертикальные составляющие скорости пульсации пропорциональны осредненным значениям скорости ветра.

Использование этого положения позволило получить ряд формул, среди них наиболее известна формула В.В. Шулейкина где Ео – испарение с водной поверхности за месяц, мм; u – скорость ветра над водой, м/с; d – дефицит влажности воздуха при температуре испаряющей поверхности, мм ртутного столба.

Исходя из теории турбулентной диффузии, получена формула где – плотность воздуха, – коэффициент турбулентности переноса, q – удельная влажность воздуха (масса водяного пара в единице массы воздуха), у – вертикальная координата.

Для расчета испарения с водной поверхности Ео учёными предложены формулы, графики, карта изолиний величин испарения.

В соответствии с последней, годовая величина испарения в зоне избыточного и неустойчивого увлажнения на европейской территории России изменяется с севера на юг в среднем от 400 до 600 мм, в районах Сибири и Дальнего Востока от 300 до 500 мм.

Для расчёта месячной величины Ео (в мм) с использованием материалов стандартных наблюдений за влажностью и дефицитом влажности воздуха используется формула Б.Д. Зайкова где d200 – среднемесячное значение дефицита влажности на высоте 200 см над сушей, мм; n – число дней с ветром в течение месяца; с – параметр, зависящий от географических координат, который изменяется в пределах 1,4–2,2; u100 – скорость ветра на высоте 100 см, м/с.

Эта формула применима для небольших водоёмов. Проводимые наблюдения позволяют уточнить расчетные зависимости.

Испарение с поверхности снежного покрова в общем балансе влаги невелико. Величина его зависит от радиационного баланса, суммарного потока тепла из почвы к поверхности снега, скорости ветра и влажности воздуха. По данным измерений, среднее дневное испарение со снежной поверхности составляет в декабре 0,1–0,2 мм, январе и феврале 0,2–0,4 мм, в марте 0,4–0,9 мм, в период снеготаяния – до 1,0–1,3 мм.

Расчёт испарения с поверхности снега рекомендуется проводить по формуле где Ес – испарение в мм/сут; u10 – средняя за сутки скорость ветра на высоте флюгера, м/с; еn – максимальная упругость водяного пара, мб;

е2 – упругость водяного пара на высоте 2 м над поверхностью снега, мб.

Максимальная упругость пара принимается в зависимости от температуры поверхности снега по таблице 41.

Максимальная упругость пара, мб 1,05 1,67 2,62 6,11 12,3 23,4 42, В период снеготаяния температура поверхностного снега принимается равной 0°С.

Формула А.Р. Константинова учитывает наряду с упругостью пара температуру воздуха где tп – температура на поверхности снега, °С; t2 – температура воздуха на высоте 2 м, °С; остальные обозначения приведены выше.

Для определения испарения снега за месяц и более продолжительные сроки может использоваться упрощенная формула где n – число суток в расчётном периоде, d2 – дефицит влажности воздуха на высоте 2 м над снегом, мб.

Вопрос испарения снега привлекает исследователей. Недавно Ю.В. Карпечко в условиях Карелии установил, что соотношение величин испарения снега с хвойного леса и поля зависит от массы хвои.

Этот фактор изменяется в довольно широких пределах, и наиболее часто встречаемые запасы хвои в северных лесах колеблются от 3– до 20–25 т/га. Расчеты показали, что значения испарения с леса и поля остаются практически равными (расхождения не превышают 5%) при изменении фитомассы в пределах от ее минимальных величин до 12–14 т/га. Такие запасы хвои характерны для большей части северных сосновых лесов. С высокопродуктивных сосновых и с основной части еловых лесов снега испаряется больше, чем с поля, и при массе хвои 20–25 т/га это превышение может достигать 17–30%. Для определения соотношения испарения с леса и поля в зависимости от массы хвои предложена формула.

Как показано выше, часть выпавших осадков и растаявшего снега впитывается в почву. Впитывание представляет собой начальную стадию инфильтрации, под которой понимают проникновение воды с поверхности внутри почвы (грунта) и передвижение её в зоне аэрации под действием гравитационных и капиллярных сил в направлении к зеркалу грунтовых вод.

Согласно А.Н. Костякову, величина впитывания может быть определена по эмпирической формуле (61). Она зависит от водопроницаемости почвы, а в весенний период от степени промерзания почвы и степени насыщенности её водой с осени. Часть впитавшихся в почву дождевых и талых вод остается в почве, насыщая её до полной или предельной полевой влагоёмкости. Другая часть талых вод, просочившись через верхний легководопроницаемый слой почвы, достигает менее водопроницаемого слоя и стекает по поверхности относительного водоупора. Это так называемый внутрипочвенный сток. Обычно водоупором, по которому стекают талые воды, является мёрзлый слой, который по мере оттаивания почвы продвигается вниз. Если нет другого относительного водоупора, внутрипочвенный сток в оттаявшей почве прекращается, и вода просачивается в нижние слои.

Внутрипочвенный сток происходит также при образовании верховодки на относительном водоупоре небольшой протяженности, представленном иллювиальным горизонтом, плужной подошвой или линзами глины и суглинка. Под словом верховодка понимают свободную гравитационную воду, образующую в почве временный водоносный горизонт.

Необходимо подчеркнуть, что верховодка – гравитационная вода.

В гидрологическом отношении верховодка представляет собой временную аккумуляцию воды, которая, стекая, несколько выравнивает сток половодья, снижая максимальные расходы и увеличивая продолжительность половодья.

Просочившиеся через почву и зону аэрации дождевые и снеговые воды достигают поверхности грунтовых вод, пополняя их запасы и увеличивая питание рек в маловодные периоды и межень.

Расход (потери) воды на инфильтрацию минимальны, если поверхность земли покрыта ледяной коркой. В этом случае поверхностный сток весною максимальный. Суровые зимы и сильное промерзание почвы способствуют крупным половодьям.

Большая часть осадков (60–80%) на осушаемых малоуклонных землях впитывается в почву и идет на пополнение водных ресурсов корнеобитаемого слоя почвы. В случае, если инфильтрация в зону аэрации fа превышает свободную пористость почвы, часть влаги расходуется на глубинную инфильтрацию и на восполнение запасов грунтовых вод. Эти величины трудно поддаются непосредственному расчету, их можно определить на основе водобалансовых исследований в полевых условиях с применением лизиметров.

По средним многолетним данным, около 26% годовых осадков инфильтрует к грунтовым водам и только 22% из них возвращается в зону аэрации для восполнения влагозапасов и испарение. Сток образуется при превышении интенсивности поступления воды от снеготаяния или дождя над интенсивностью её просачивания.

Пути фильтрации талых вод Наблюдения в Мещёре показали, что мерзлые торфяные почвы проницаемы для талой воды. Косвенным показателем этого является то, что уровни грунтовых вод на болоте начинают подниматься одновременно с началом снеготаяния.

Существуют следующие три пути фильтрации талых под в почву:

1) через воронки, образующиеся в процессе оттаивания почвы, 2) через талые воронки, имеющиеся в почве, 3) через всю поверхность почвы. Основным путем для поступления талых вод в торфяную почву является первый. На поверхности почвы всегда имеются микрозападины, ямки и т.д., в которых почва из-за утепляющего действия повышенной мощности снега промерзает слабо. В первые же дни снеготаяния в этих понижениях скапливается вода, способствующая ускорению оттаивания почвы. Вода расширяет имеющиеся в маломощном слое мерзлоты мелкие трещины и ходы, превращая их в воронки. Вероятность образования таких воронок и их количество зависят главным образом от микрорельефа и уклона поверхности почвы. Подобные воронки очень хорошо видны в бороздах в последние дни снеготаяния и в первые дни после схода снега. Наиболее часто встречаются воронки диаметром около 10 см. Количество их возрастает с уменьшением глубины стояния уровней грунтовых вод, так что при мелком осушении они являются почти единственным путем для поступления талых вод в почву. Общее количество таких воронок может быть установлено с помощью кривой распределения глубины промерзания по площади, которая в свою очередь зависит от кривой распределения высоты снега.

Поступление воды через талые воронки, места расположения которых приурочены к понижениям поверхности почвы, оказывает влияние на формирование микрорельефа осушенных болот и на образование водных «жил» в толще торфяника. Это хорошо прослеживалось в течение двух весен на девственном участке вновь осушенного болота.

Талая вода, поступая под напором в торф и ниже до подстилающего залежь песчаного горизонта, выносила почвенные частицы, уплотняла торфяник и создавала в почве ходы фильтрации, или водные «жилы».

Поверхность же земли около воронок понизилась. Подобная «жила»

образовалась также на освоенном участке, где в результате отсутствия нагорного канала вода текла по болоту сосредоточенным потоком, усиленно фильтровала вниз и выклинивалась в откос магистрального канала в виде «жилы».

В весенний период имеет место, кроме того, фильтрация через мёрзлую почву. Наблюдения за впитыванием из лунок глубиной 5–10 см, площадью 650–1000 см2, вырубаемым в мёрзлой почве и из естественных луж, показали, что впитывание даже в расположенных рядом пунктах носит различный, пестрый характер. На зяби и озимых при интенсивном осушении впитывание подчинялось экспериментальной формуле А.Н. Костякова (61). Для мёрзлой почвы получено среднее значение = 0,30, при этом Ко равнялся в среднем 0,0038 см/с.

Скорость впитывания из лунок на травах в среднем составляла 0,00036 см/с, а из естественных луж 0,000039 см/с. При мелком осушении впитывание незначительно. В 1960 г. впитывание носило более пестрый характер.

Лишь немногие точки легли около указанной кривой, а в большинстве случаев скорость впитывания была почти неизменной в течение всего периода наблюдений, коэффициент поглощения составлял в среднем 0,0002 см/с на озими и 0,0003 см/с на многолетних травах. При этом в отдельных случаях наблюдалось увеличение коэффициента впитывания во времени (спустя 4–5 часов от начала опыта).

Таким образом, потери снеговых вод на инфильтрацию в торфяник зависят главным образом от состояния поверхности почвы и в малой степени от глубины стояния грунтовых вод. Наблюдения показывают, что поверхностный сток имеет место и на интенсивно осушенном торфянике и при близком стоянии грунтовых вод.

7.1.7. Изменение запасов воды на поверхности.

Как отмечено выше, первой фазой формирования поверхностного стока под влиянием осадков является аккумуляция, то есть заполнение всех неровностей рельефа на площади бассейна. С возрастанием площади водосбора увеличивается объём аккумуляции.

Стекающая с болота вода аккумулируется в полосе топей в окраинной части болота, где постепенно в понижениях формируется русловой сток, выводящий при наличии рек–водоприёмников поверхностные воды за пределы болота.

Наиболее сильно выражены процессы аккумуляции стока в бассейнах, имеющих значительные аккумулирующие ёмкости в виде озер.

Озера задерживают часть талых вод, вследствие чего максимальный расход весеннего половодья снижается.

Регулирующее влияние озер зависит от их расположения на водосборе и может существенно изменяться. После засушливых и маловодных лет, когда озера не наполнены, аккумулирующая способность их значительно больше, после многоводных лет – меньше.

Пруды и водохранилища оказывают такое же влияние на сток половодья, как и озера. Аккумулирование талых вод происходит и в лесу.

Снижение максимума весеннего половодья в лесных бассейнах зависит от степени залесенности, расположения лесов в бассейне, состава лесных насаждений. Регулирующая роль болот сравнительно невелика и зависит от типа, размера и размещения болот по водосбору.

Влияние озёрности, лесистости и заболоченности водосборов на снижение максимальных расходов половодий выражено эмпирическими зависимостями. Аккумулирующей способностью обладают также мощные толщи необходимых рыхлых отложений (крупнозернистые пески, песчано-гравелистые грунты), трещиноватые и карстовые породы. Наличие их в бассейне приводит к значительному снижению максимума весеннего половодья.

На болотах слой аккумуляции настолько мал, что после холодных зим и осеннего сильного переувлажнения, вся вода с болот стекает сплошным потоком по понижениям в реки, обеспечивая высокие в них максимумы половодий.

Вместе с тем, болота называют аккумуляторами, хранилищами воды. Это верно. Торфяная залежь на 90–95% состоит из воды, но взять её из торфа практически невозможно и даже небольшую часть приходится извлекать с большим трудом, как это делается при добыче торфа.

Аккумуляция воды на поверхности осушаемых торфяных почв зависит от влажности почвы, которая в свою очередь связана с глубиной грунтовых вод. На участках с низким залеганием уровня больше свободных пор, через которые происходит инфильтрация, что вызывает уменьшение аккумуляции воды на поверхности и поверхностного стока. На рис. 80 приведены кривые запасов воды на поверхности торфяника в день окончания снеготаяния в зависимости от глубины грунтовых вод. При глубине грунтовых вод более 2 м на участках с гребнистой зябью воды на поверхности торфяника уже в день окончания снеготаяния не остается. Поверхностный сток в этих условиях равен или близок к нулю.

Поверхностный сток прекращается при слое воды на поверхности 6–15 мм. Это в условиях, когда созданы условия для него в виде воронок–водовыпусков через отвалы грунта и кавальеры (разровненные отвалы), при их отсутствии вода застаивается в понижениях.

Рис. 80. Зависимость величины слоя поверхностной аккумуляции (hа) на болоте Кальское в Мещёре от глубины стояния грунтовых вод (Z):

В практике осушения болот величину аккумуляции используют при расчёте дренажей по отводу воды из пахотного слоя почвы. Величину избыточного, подлежащего отводу объёма воды определяют по сокращенному уравнению водного баланса где Нв – слой воды на поверхности, остающийся после окончания стока вследствие наличия микропонижений и шероховатостей, м; h – норма осушения к концу расчетного периода, м; – коэффициент водоотдачи; е – интенсивность испарения за расчётный период t, м/сут.

Величину Нв принимают равной 0,01–0,02 м при организованном поверхностном стоке. В зарубежной практике эта величина устанавливается более обстоятельно, но она не оказывает определяющего влияния на междренные расстояния.

7.2. Элементы баланса влаги в зоне аэрации Зона аэрации отделяет первый водоносный горизонт от поверхности земли, это – зона неполного насыщения влагой почв и грунтов.

Изучение закономерностей движения влаги в этой зоне имеет, наряду с теоретическим, большой практический интерес для земледелия, мелиорации, искусственного восполнения запасов подземных вод и борьбы с подтоплением земель.

На естественных болотах размер зоны аэрации ограничен 20–50-сантиметровым слоем, поскольку высоко залегают уровни грунтовых вод. После осушения болот для земледелия, которое рассчитывается на понижение уровней грунтовых вод в пределах нормы осушения, составляющей 60–120 см, зона аэрации увеличивается до 100–150 см, редко более.

Зона аэрации характеризуется содержанием пленочной и капиллярной влаги, гравитационная вода появляется в ней только в периоды дождей и снеготаяния.

Влажность торфа в зоне аэрации, как на неосушенном, так и на осушаемом болоте тесно связана с глубиной залегания уровней грунтовых вод, поэтому эти две величины рассматривают совместно.

Поток влаги в почве по вертикали z, согласно Э. Букингему (1907), где к – капиллярная проводимость, – капиллярный потенциал, слагающийся из потенциалов силы тяжести и обусловленный силами поверхностного натяжения.

Пренебрегая действием силы тяжести, поток влаги был выражен формулой где z – произвольная координата, – влажность почвы (грунта).

Влагоперенос в зоне неполного насыщения происходит по закону Дарси, который может быть записан (А.В. Лебедев) в виде где q – расход влаги через единицу поперечного сечения грунта за единицу времени, м/сут; k – коэффициент влагопроводности, зависящий от влажности грунта, м/сут; – отрицательный потенциал влажности, или капиллярный потенциал, м; z – координата направления вниз, отсчитываемая от поверхности земли, м.