Гідрологія суші
1. Вплив основних факторів на режим вод суші
Режим вод суші формується під впливом складної взаємодії фізико-географічних факторів. У багатьох випадках значний вплив на природний режим має господарська діяльність людини.
Фізико-географічні фактори, що визначають режим вод суші, можуть бути поділені на дві основні групи:
1) метеорологічні (головним чином опади, сонячна радіація, температура повітря та ґрунту, випаровування з поверхні води та ґрунту);
2) фактори підстилаючої поверхні.
До останніх відноситься геологічне будова водозбору, ґрунтовий та рослинний покрив, розчленованість рельєфу і, зокрема, ступінь розвитку гідрографічної мережі та глибина її ерозійного врізу, озера та болота, площа та форма водозбору, довжина та ухил річки.
Кліматичні умови є вирішальними для формування загальної водності території та, отже, розташованих у межах її водних об'єктів. Однак на розподіл цієї водності всередині року, на формування найвищого або, навпаки, найнижчого стоку в ряді випадків важливий і навіть вирішальний вплив можуть надавати місцеві фізико-географічні особливості водозборів, наприклад лісистість, заболоченість, рельєф, озерність водозборів, будова грунтів та ін.
Вплив поверхні, що підстилає, може бути настільки суттєвим, що всі властиві даним кліматичним умовам особливості режиму вод суші губляться повністю. Наприклад, сильний розвиток карсту в басейні річки може призвести до того, що висока весняна повінь, характерна для даної кліматичної зони, не буде виражена на такій річці. Навпаки, різке зниження водності, що зазвичай спостерігається в літній період,річок карстових областей нехарактерно. Аналогічний вплив на режим річок надають і озера, що розташовані в межах водозбірної площі річки.
Чим більший інтервал часу і чим більша територія, тим меншою мірою позначається безпосередній вплив поверхні, що підстилає, на водність водних об'єктів, що знаходяться на цій території.
2. Атмосферні опади
Атмосферні опади, будучи основним джерелом поповнення запасів вод суші, при аналізі режиму цих вод найчастіше становлять особливий інтерес лише з їх випадання на поверхню грунту чи водойми.
Утворення атмосферних опадів. Водяна пара, що потрапляє в атмосферу в результаті випаровування, може переходити в рідкий стан, якщо пружність його досягне максимального значення при даній температурі або перевершить її. Водяна пара виявляється в стані насичення головним чином внаслідок охолодження повітря. Найбільш різко процес охолодження повітря відбувається при його піднятті. Висхідні рухи, що викликають охолодження повітря і конденсацію водяної пари, можуть виникати в результаті: 1) сильного прогріву земної поверхні, 2) ковзання теплого повітря по масі холодного повітря (при проходженні циклонів); . Охолодження повітря від зазначених причин викликає утворення опадів, що випадають у вигляді дощу, снігу та граду.
Різні причини, що викликають охолодження повітря, визначають різний характер випадання опадів. Швидке підняття повітря від сильно нагрітої земної поверхні, а також у ряді випадків і підйом по нерівностях земної поверхні обумовлюють випадання зливових опадів, що мають велику інтенсивність, порівняно коротку тривалість і малу площупоширення.
Навпаки, повільне сходження теплого повітря зумовлює облогові дощі порівняно невеликої інтенсивності, але дуже тривалі і з великою площею поширення.
Вплив рельєфу. Розподіл опадів на поверхні суші залежить як від розташування місцевості по відношенню до океану, що дає основну кількість вологи, так і від її рельєфу. У гірській місцевості схили, звернені до вологоносних вітрів, одержують більше опадів, ніж протилежні. Вплив рельєфу позначається і на тому, що з підвищенням місцевості над рівнем моря кількість опадів, що випадають, зазвичай збільшується. Зазначена закономірність особливо різко проявляється у гірських районах. Однак і на рівнинних територіях вплив рельєфу також помітний. Навіть невеликі височини викликають збільшення кількості опадів порівняно з навколишньою місцевістю. Збільшення опадів з підвищенням місцевості пояснюється тим, що височини викликають або посилюють висхідні струми повітря. Повітря, що піднімається по схилу, охолоджується, що створює сприятливі умови для випадання опадів. При цьому взимку вплив рельєфу виявляється суттєвішим, ніж влітку. Влітку хмари утворюються на більшій висоті, ніж узимку, і тому невеликі височини в цей період мало впливають на опади.
Вплив лісу та водної поверхні. Вплив лісу на кількість опадів позначається у двох напрямках. По-перше, поверхня лісу створює підвищену в порівнянні з рядом розташованими безлісними просторами шорсткість. Це спричиняє гальмування руху нижніх шарів вологого повітря; внаслідок зменшення швидкості маси повітря нагромаджуються над лісом; при цьому виникають висхідні струми повітря, що сприяють конденсації та випаданню опадів. По-друге, рослинний покрив, зокрема крони дерев, затримує опади, не допускаючи проникнення частини їх до поверхні землі.
3. Тверді опади та накопичення снігового покриву. Рівняння теплового балансу
Накопичення снігового покриву. У кліматичних умовах СРСР значення снігового покриву як чинника режиму вод суші дуже велике. Сніговий покрив знижує ступінь промерзання ґрунтів та водойм. У період весняного танення на поверхню суші надходять великі маси води, що призводить до різкого збільшення водності річок та поверхневих водойм, до посилення живлення підземних вод. Тому вивчення процесу формування та танення снігового покриву, тривалості його залягання, запасів води у снігу необхідне розуміння режиму вод суші.
Спостереження за сніговим покривом показують, що всі його основні характеристики (тривалість залягання, щільність, висота, запаси води в снігу) схильні до істотних коливань, як по території, так і від року до року. Тривалість залягання снігового покриву біля СРСР зменшується з півночі на південь. У той час як на узбережжі Північного Льодовитого океану вона в середньому становить 240-260 днів, на південно-східному узбережжі Каспійського моря сніг лежить у середньому лише 3-4 дні. Збільшення континентальності клімату з просування із заходу Схід зумовлює збільшення тривалості залягання снігового покрову
Великий вплив на розподіл снігового покриву має рослинний покрив.
Значне скупчення снігу спостерігається в місцях поширення чагарникової рослинності, дрібнолісся і в узліссях. У напрямку від узлісся вглиб лісу зазвичай потужність снігового покриву зменшується. Пояснюється це тим, що в околицях лісу значна кількістьсніг зноситься вітрами з безлісих ділянок. З цієї ж причини в лісах, розкиданих басейном у вигляді невеликих масивів, запас води в сніговому покриві може бути значно більшим, ніж на полях.
Танення снігового покриву відбувається одночасно в різних частинах річкових водозборів, що призводить до утворення так званого строкатого ландшафту. Очевидно, що при розрахунках надходження води до річок за рахунок сніготанення з моменту появи
ділянок, що звільнилися від снігу, наявність строкатого ландшафту має бути прийнята до уваги.
Найчастіше завдання розрахунку сніготанення вирішується з урахуванням використання рівняння теплового балансу:
Sсн - підсумковий прихід тепла до снігу в ккал/см 2
SCP – сумарна радіація
Sіа, Sів – випромінювання атмосфери та води
Sті - турбулентний теплообмін з атмосферою
Sна – теплообмін з атмосферою при випаровуванні та конденсації
4. Рідкі опади, стокоутворюючі дощі
Рідкі опади переважно випадають при порівняно високих температурах. Значна частина їх, вбираючись у верхні шари ґрунту, надалі втрачається на випаровування. Тому їхній вплив на режим вод істотно відрізняється від снігового покриву.
Дощі малої інтенсивності, випадаючи при високих температурах і сильно висушений грунт, не утворюють поверхневого стоку. Дощі з шаром опадів, при якому виникає поверхневий стік, називаються стокоутворюючими.
Кількість опадів, що йдуть на початкове змочування та заповнення пір і дрібних нерівностей ґрунту до початку поверхневого стоку, називають шаром початкових втрат.
Конкретні дощі можуть мати різну інтенсивність за даної тривалості. Наприклад, цілком можливі короткі дощі із малою інтенсивністю.
Як критерій для поділу дощів на зливові та неливні використовуються так звані норми Е.Ю. Берга. Зазначене поділ дощів на зливові та неливні є суто умовним і не має практичного значення при вирішенні гідрологічних завдань, зокрема при розрахунках максимального дощового стоку використовують такі способи: 1) середньої арифметичної; 2) квадратів; 3) медіан; 4) ізогієт.
Спосіб середньої арифметичноїє найбільш простим. У цьому випадку підсумовуються значення шару опадів, зареєстровані на всіх метеорологічних станціях, розташованих у межах водозбору, та отримана сума поділяється на кількість станцій, використаних для розрахунку.Метод квадратівполягає в тому, що площа басейну ділиться на мережу рівновеликих квадратів. У квадратах, у яких розташовані метеостанції, вписується виміряний цих станціях шар опадів. Для всіх порожніх квадратів вписуються величини, одержані інтерполяцією між показаннями найближчих станцій.Спосіб медіан.Застосовуючи цей спосіб, розподіляють площу басейну для кожної станції таким чином, щоб межа кожної ділянки знаходилася на половині відстані від сусідніх станцій. Оконтурена таким чином ділянка водозбору, прилегла до даної станції, своїм розміром по відношенню до загальної площі басейну визначає ту вагу, з якою повинні бути прийняті показання цієї станції при обчисленні середньої висоти опадів по басейну (тому спосіб, що розглядається, часто називається методом зважування).Спосіб ізогієтзастосовується за наявності досить густої мережі станцій з метою більш детального висвітлення закономірності розподілу опадів по території. При цьому, за показаннями дощомірних станцій, проводять лінії рівної кількості опадів (ізогієти). Побудувавшиізогієти, планиметруванням визначають площі між сусідніми ізогієтами. Помножуючи площу між ізогієтами на півсуму значень ізогієт, одержують обсяг опадів, що випали на цю площу.