4.2.1 + 4.2.21. Definicje:

opad atmosferyczny - woda, która jako produkt kondensacji pary wodnej dochodzi do powierzchni Ziemi w postaci płynnej lub stałej. Do opadów płynnych zaliczamy: deszcz, mżawkę a do stałych: śnieg, krupę, grad i deszcz lodowy. opad normalny - wysokość opadu z pewnego okresu, zależna tylko od czynników stałych, przedstawiana jako średnia arytmetyczna opadów rocznych wypośrodkowana z dłuższego okresu.

2. Czynniki wpływające na wysokość opadów: zmienne: związane z procesami meteorologicznymi, wpływają na wysokość opadów w poszczególnych latach - lata suche i mokre stałe: położenie geograficzne, odległość od mórz i oceanów, wzniesienie terenu, układ pasm górskich, przeważające kierunki wiatrów 3. Gradient hipsometryczny opadów - powiązany jest ze wzniesieniem terenu nad poziomem morza, w dolnych partiach gór i na pogórzach ma on wartość stała (zależność prakt. prostoliniowa). W miarę wzrostu gradient maleje, a zależność staje się krzywoliniowa.

Optimum opadowe - wysokość na której gradient jest równy zero, powyżej tego poziomu następuje inwersja opadów - opady zaczynają malec, gradient przyjmuje wartości ujemne. Krzywa gradientowa opadu - wykres zależności opadów od wysokości n.p.m, można go opisać równaniem paraboli kwadratowej P = Po + ah + bh2 (rys.1 i 2) Krzywe gradientowe opadu: rys.1 - z punktem inwersji; rys.2 - bez punktu inwersji 4. Wpływ na rozkład obszarowy ma usytuowanie pasm górskich w stosunku do kierunku napływu wilgotnych mas powietrza - w wyniku tej bariery tworzy się cień opadowy. 5. Określenie długości do wyznaczania opadu normalnego:

okres powinien być dostatecznie długi - poprawia to dokładność wyniku oraz pozwala zmniejszyć wartość średniego błędu średniej arytmetycznej

serie obserwacyjne nie mogą być za długie, ponieważ może to spowodować że seria przestanie być jednorodna 6. Przyczyny powstawania systematycznych błędów przy pomiarze opadów za pomocą deszczomierzy:

straty wody na zwilżanie zbiornika i wewnętrznej części odbiornika deszczomierza straty wody opadowej na parowanie z deszczomierza omijanie deszczomierza przez część kropli deszczu wywołane zakłóceniami pola wiatru przez deszczomierz wywiewanie lub nawiewanie śniegu do cylindra deszczomierzu rozprysk kropel deszczu na pierścieniu deszczomierza 7. Skorygowana wysokość opadu: P = P`+ΔP gdzie: P` - wysokość opadu zmierzona deszczomierzem ΔP - poprawka opadu określona ze wzoru: ΔP = ΔPW + ΔPE + ΔPV + ΔPn gdzie: ΔPW - poprawka na zwilżanie ścianek deszczomierza i wewn. urządzeń receptora i zbiornika (niewielki udział) ΔPE - poprawka na parowanie wody ze zbiornika i receptora ( niewielki udział) ΔPV - poprawka aerodynamiczna (ma duże znaczenie, jej wielkość zależy od strugi opadu) ΔPn - poprawka z uwagi na wady urządzenia, błędami odczytu itp. (duże znaczenie) 8. Zróżnicowanie poprawek opadu w zależności od:

położenia stacji nad poziomem morza specyfikacji warunków lokalnych oraz ich zakłócenia 9. Współczynnik nieregularności opadu k - sumy opadów z poszczególnych lat lub średnie sumy z okresów kilkuletnich różnią się od wartości normalnego opadu rocznego. Jest to stosunek największej sumy rocznej Pmax do najmniejszej Pmin . Wartości liczbowe współczynnika zalezą od: klimatu - największe występują w klimacie pustynnym, a najmniejsze w klimacie oceanicznym i równikowym. długości okresu - wraz ze wzrostem okresu obserwacji współczynnik wzrasta 10. Charakterystyki rozkładu opadów w ciągu roku:

liczby procentowe p - wyrażają, jaki procent opadów rocznych spadł w danym miesiącu: p = Pm/Pr * 100% (Pm - opad normalny, Pr - opad roczny) współczynnika miesięcznego k - podaje stosunek opadu w rozpatrywanym miesiącu do średniej wartości opadu miesięcznego w roku normalnym, obliczonej jako 1/12 sumy rocznej: k = 12 Pm/Pr. Współczynniki te charakteryzują stopień nierównomierności rozkładu opadu. Przy rozkładzie równomiernym k = 1 natomiast przy nierównomiernym w okresie deszczowym k>1 a okresie suchym k<1. 11. Współczynnik zaśnieżenia kśn - stosunek ilości opadów w postaci stałej do całkowitej sumy rocznej opadów: kśn = Pśn/Pr 4.3.1 + 4.3.2 1. Drogi odpływu Odpływ jest procesem stanowiącym przemieszczanie się cząstek wody pod wpływem sił ciężkości poza granice określonego obszaru. Powstaje z płynnych opadów atmosferycznych lub z topnienia śniegu, woda może odpływać po powierzchni terenu lub korytami cieków powierzchniowych (odpływ powierzchniowy), w gruncie po warstwach mniej przepuszczalnych (odpływ podpowierzchniowy) oraz podziemnie (odpływ podziemny). Odpływ zaczyna się na drodze podziemnej po czym następuje spływ powierzchniowy. 2. Odpływ podziemny - wyróżniamy tu następujące etapy:

infiltracja jest to proces wchłaniania wody przez grunt, w którym woda doprowadzona jest przez profil gruntowy do poziomu horyzontu wodonośnego, czyli poprzez strefę aeracji i saturacji. W procesie tym wyróżniamy: fazę wsiąkania i przesiąkania. W fazie wsiąkania woda nie wypełnia wszystkich przestrzeni międzycząsteczkowych, można w niej wyróżnić proces zapełniania wodą porowatości nadkapilarnej oraz uzupełniania wilgoci molekularnej. Po zakończeniu tej fazy zaczyna się przesiąkanie, czyli infiltracja właściwa.

filtracja jest drugim etapem odpływu podziemnego, który rozpoczyna się w momencie, gdy woda opadowa infiltrująca w gruncie osiąga horyzont wodonośny i zaczyna płynąc zgodnie ze spadkiem zwierciadła wody podziemnej.drenowanie horyzontu wodonośnego przez cieki stanowi ostatni etap podziemnej drogi odpływu i ma miejsce na obszarze dolin rzecznych, jest ono tym silniejsze im niższy jest poziom wody w rzece. 3. Droga powierzchniowa odpływu dzieli się na spływ powierzchniowy oraz odpływ korytami cieków. Spływ powierzchniowy, może mieć różny mechanizm powstawania - wg Wernera wyróżniamy: ponadinfiltracyjny, przedinfiltracyjny oraz podwyższonego zwierciadła wody gruntowej. Spływ ponadinfiltracyjny został opracowany przez Hortona, zaczyna się w momencie gdy natężenie opadu przewyższy natężenie infiltracji. Spływ przedinfiltracyjny występuję, gdy deszcz spada na glebę przesuszoną, co może prowadzić do spływu. Spływ w skutek podwyższonego zwierciadła wody gruntowej powstaje przy długotrwałych deszczach, gdy wszystkie pory są zapełnione wodą, a zwierciadło wody się powierzchni terenu lub powyżej. W wyniku tych procesów woda gromadzi się na powierzchni zaczyna spływać, Werner opracował następujące etapy spływu powierzchniowego: przezwyciężenie detencji powierzchniowej ziaren powierzchniowy spływ laminarny powierzchniowy spływ rozproszony przezwyciężenie detencji terenowej koncentracja spływu spływ po stożkach napływowych (rys.3) 4. Dynamika zasilania podziemnego rzek uzależniona jest od wzajemnego układu warstw wodonośnych i nieprzepuszczalnych oraz od hydraulicznego powiązania poziomów wody w rzece z warstwami wodonośnymi i może być (Rys.5):hydraulicznie niezwiązane z przebiegiem stanów wody w rzece (a)hydraulicznie związane z rzeka (b)częściowo hydraulicznie związane z rzeką (c)4.4.1 + 4.4.2 1 i 2. Parowanie procesach: fizycznym - polega na przejściu wody znajdującej się w stanie ciekłym lub stałym w stan gazowy. Jednocześnie obserwuje się przejście cząstek pary wodnej ośrodka gazowego do ośrodka ciekłego proces ten nazywamy kondensacja. Ma on miejsce kiedy niedosyt wilgotności powietrza d < 0. biologicznym - ubytki wody powstają za pośrednictwem organizmów żywych. Transpiracja - wydalanie pary wodnej przez aparaty szparkowe roślin oraz biologiczne zużycie wody do budowy tkanek organizmów żywych. chemicznym - ubytki wody spowodowane tymi procesami polegają na rozkładzie wody na tlen i wodór, które uchodzą do atmosfery lub tez wchodzą w skład innych związków chemicznych. Ubytki wody powstają tez w procesach technologicznych, w których woda zostaje zużyta i wyłączona z obiegu. Wszystkie te procesy rozpatrywaną są łącznie i określana jest sumaryczna wielkość strat wody z obszarów dorzeczy, jest to tzw. parowanie terenowe Et. 3. W zależności od charakteru rozpatrywanego obszaru, na parowanie terenowe składają się różne rodzaje ubytków: parowanie z gleby -na obszarach pustynnych sublimacja śniegu i lodu - obszary podbiegunowe transpiracja roślinna i parowanie wody zatrzymanej w procesie intercepcji - obszary strefy umiarkowanej 4. Rozróżniamy parowanie potencjalne, czyli gdy istnieją optymalne warunki do uchodzenia pary wodnej do atmosfery (związane to jest z gradientem ciśnienia pary wodnej) oraz parowanie aktualne, dotyczące warunków istniejących w danej chwili. 5. Parowanie z wolnej powierzchni wody E jest to ilość wody ulatniająca się z powierzchni zbiorników wodnych, możemy wyróżnić: parowanie potencjalne z powierzchni wody Ep - ilość pary wodnej zdolnej ulotnić się w optymalnych warunkach atmosferycznych z powierzchni czystej wody o temperaturze równej lub wyższej od temperatury powietrza w warstwie styku ze zwierciadłem wody parowanie aktualne z powierzchni wody Ea - wysokość warstwy wody ulatniającej się z powierzchni zwierciadła wody przy istniejącym stanie atmosfery. Zależy ona od stopnia czystości zbiornika, czynników środowiskowych oraz temperatury panującej w zbiorniku. 6. Proces ewapotranspiracji są to procesy parowania fizycznego z gleby i powierzchni roślin oraz parowanie biologiczne - transpiracja. Rozróżniamy kilka ewapotranspiracji: możliwa ETm - maksymalne możliwe parowanie terenowe Zm, kiedy cała energia cieplna Słońca zostaje zużyta naparowanie potencjalna ETp - ilość pary wodnej jaka mogłaby uchodzić do atmosfery z rozpatrywanej powierzchni, w danych warunkach meteorologicznych przy założeniu pełnego rozwoju roślin. rzeczywista ETr - ilość pary wodnej jaka mogłaby uchodzić do atmosfery z rozpatrywanej powierzchni, w danych warunkach meteorologicznych przy danym stanie powierzchni gleby i jej pokrycia przez rośliny w określonym stadium rozwoju i aktywności biologicznej aktualna ETa - ilość pary wodnej wyparowanej z gleby i wytranspirowanej przez rośliny w istniejących warunkach meteorologicznych, przy istniejących zasobach wilgoci gleby i podczas różnych czynników roślinnych. 7. Czynniki rządzące parowaniem terenowym (fizyczne):

klimatyczne: dopływ energii cieplnej uzyskanej z promieniowania Słonecznego, temperatura powietrza, niedosyt wilgotności powietrza i wiatr środowiskowe: temperatura wody i jej otoczenia, wielkość i kształt zbiornika oraz jakość wody Czynniki rządzące parowaniem terenowym (ze wzg. na oddziaływanie zlewni): klimatyczne: opad atmosferyczny, podział opadów i ich częstotliwość

środowiskowe: temperatura powierzchni warstwy parującej, wzniesienie terenu, ukształtowanie terenu, rodzaj roślinności i gruntu oraz jego stan.4.5 1. Retencja - zjawisko czasowego zatrzymania wody w zlewni rzecznej.

Stan retencji jest to ilość wody znajdującej się w określonym czasie w granicach obszaru zlewni lub dorzecza, wyraża się go wzorem: R = 10-3*Vret/A [mm] gdzie: Vret - objętość wody retencjonowanej [m3], A -powierzchnia zlewni [km2] 2. Wyróżnia się retencje: powierzchniową (śniegowa, lodowcowa, terenu, koryt i dolin rzecznych oraz jeziorna i zbiornikową) oraz podziemną (związana lub wolna).3. Retencja powierzchniowa:

retencja śniegowa i lodowcowa - ten rodzaj magazynowania wody na obszarze zlewni rzecznej ma miejsce w klimacie umiarkowanym w okresach zimowych, przy temperaturach poniżej 0 woda gromadzi się na powierzchni terenu. Podczas odwilży szata śnieżna ulega stopnieniu i odpływa do cieków powierzchniowych. Zasoby retencji śniegowej określa się na podstawie pomiarów punktowych grubości szaty śnieżnej wykonywanych za pomocą przyrządów stałych (łaty śniegowe) lub przenośnych (laska śniegowa). Pomiary musza być dokonywane na większym obszarze w wielu punktach, stosuje się trzy metody:

trójkątów - polega na wytyczeniu w terenie trójkątów o boku 1 km, grubość pokrywy określa się na bokach co 100m,

poligonowa - wytyczenie ciągu poligonowego oraz na pomiarze grubości szaty śnieżnej w punktach wierzchołkowych założonego poligonu

patrolowa - polega na obraniu na mapie kierunków patrolu, punkty pomiarowe wyznaczane są w trakcie pomiaru

Pomiary wykonujemy: co 20 dni (przyrost pokrywy) co 5 dni (zanikanie). Na podstawie pomiarów wkreśla się izohiony. Ilość wody zawartej w śniegu oblicza się ze wzoru: h = 10 ρśn hs natomiast zapas jest to iloczyn punktowego zapasu wody i powierzchni zlewni. Retencja śniegowa jest podstawa do przewidywania odpływu w okresie roztopów.

retencja koryt i dolin rzecznych - w celu oszacowania ilości wody mieszczącej się w korycie i dolinie rzecznej wykonuje się pomiary przekrojów poprzecznych doliny rzeki. Wynik przedstawia się na wykresie zdolności retencyjnej rzeki (rys. 6). Określając objętości retencyjne wody na odcinku o długości jednostkowej przy określonych stanach wody otrzymuje się wykres zależności objętości retencji w funkcji stanów wody (rys.7). Znajomość retencji dolinowej jest ważna przy projektowaniu wałów przeciwpowodziowych. retencja jeziorowa i zbiornikowa - ilość wody jaka może być gromadzona w jeziorze (zbiorniku) określa się na podstawie krzywych powierzchni i pojemności jeziora. Zdolnością retencyjna jeziora w danym momencie jest objętość warstwy pomiędzy poziomami zwierciadła wody: najwyższym dopuszczalnym a aktualnym. Zdolność ta jest tym większa im większa jest powierzchnia jeziora oraz im wyższe są brzegi jeziora. (rys. 8) retencja terenu - ilość wody określa się droga pomiarów geodezyjnych większych zagłębień terenowych wypełnionych woda. 4. Rodzaje retencji podziemnej: retencja związana - jest to woda mechanicznie związane z gruntem (woda adhezyjna, błonkowata, kapilarna) Terencja wolna - tworzy się w stropie warstwy nieprzepuszczalnej, gdzie cząsteczki wody wypełniają przestrzenie międzycząsteczkowe gruntu i nasycają go do pełnej pojemności retencja czynna (grawitacyjna lub potamiczna) - występuje gdy woda znajdująca się pod korytem cieków powierzchniowych może odpłynąć z prędkością zależna od rodzaju gruntu i spadku warstwy nieprzepuszczalnej retencja bierna - woda zalegająca poniżej poziomu dnia odbiornika, nie bierze ona udziału w odpływie 5. Wskaźniki zasobów retencji i ich porównanie stany wody powierzchniowej stany wody podziemnej (najważniejsze w praktyce) przepływy rzeczne pochodzące z zasilania podziemnego (najważniejsze w praktyce)

wydatek źródeł uwilgotnienie gleby w strefie aeracji 6. Metoda studzien wybranych Dębskiego: Związek między stanem retencji podziemnej a stanem wody podziemnej, mierzony w studniach i otworach badawczych, ma charakter korelacyjny i opisany został przez Rosłońskiego wzorem: R = aWn, gdzie: R - stan retencji podziemnej w otoczeniu studni; W - rzędna zwierciadła wody podziemnej; a,n - parametry równania Wzniesienie zwierciadła wody W określa się na podstawie pomiarów stanu wód podziemnych prowadzonych w studniach gospodarskich i otworach badawczych. Stan wody podziemnej G jest miarą odległości zwierciadła wody w studni od znaku mierniczego. Odczyty stanu wody podziemnej rosną wraz z obniżeniem się zw. wody i odwrotnie. W = 10*(Gmax-G)

W małych ciekach wodnych jako stan zerowy dla wzniesienia zwierciadła wody podziemnej przyjmuje się poziom wody w studni, przy którym w rzece przepływy spadają do zera. W przypadku rzek większych, poziom zerowy jest to najniższy obserwowany poziom wody w studni lub jej dno. Parametr α = ΔR/ΔW (ΔR - zmiana retencji podziemnej; ΔW - zmiana stanu wody podziemnej)4.6 1. Równanie bilansu wodnego zlewni rzecznej i jego uproszczenia Bilans wodny stanowi porównanie przybytku i ubytku wody, charakteryzując obieg wody w danej przestrzeni bilansowania. Równia wprowadzone przez Debskiego: Z + P = H + S + R gdzie: Z - zapas wody zmagazynowanej na obszarze zlewni na początku okresu bilansowania P - opad atmosferyczny spadający bezpośrednio na obszar bilansowania H - odpływ grawitacyjny lub sztuczny w ciekach powierzchniowych i podziemnych poza granice obszar bilansowania S - straty wody na parowanie R - retencja końcowa, zapas wody pozostający na obszarze bilansowania na okres następny Równanie w postaci uproszczonej: R - Z = ΔR P= H + S + ΔR 2. Przyrost retencji ΔR może być: dodatni (ΔR>0) bilans nadwyżkowy zerowy (ΔR=0) bilans zrównoważony ujemny (ΔR<0) bilans deficytowy 3. Obszar i okres bilansowania Obszar bilansowania stanowi zazwyczaj zlewnie rzeczną ograniczona działem wodnym, dla którego istnieje zgodność topograficznego i podziemnego działu wodnego, lub jej część zamkniętą profilem kluczowym przez który odpływa woda powierzchniowa i podziemna z całego obszaru zlewni. Okres bilansowania powinien być dostatecznie długi (ale nie za długi, bo może to spowodować brak jednorodności elementów bilansu) aby można było uzyskać przeciętną dla wielolecia charakterystykę stosunków bilansowych rozpatrywanego obszaru. 4. Podział bilansów wodnych: bilanse wodne naturalne - charakteryzują naturalny obieg wody w zlewni, wynikający z klimatycznych i fizjograficznych warunków. bilans surowy - zestawienie opadu i odpływu dla danego roku lub wielolecia w postaci: P + H + D, gdzie D = P - H (deficyt odpływu) bilans szczegółowy - opracowywane dla wielolecia i dla poszczególnych lat, półroczy i miesięcy, sporządzony jako bilans wypośrodkowany dla danego okresu bilans normalny - bilans wypośrodkowany z dłuższego okresu obserwacji. Równanie wyprowadza się z równań bilansów rocznych dla n-letniego okresu bilansowania.rok 1. Z + P1 = H1 + E1 + R1 rok 2. Z + P2 = H2 + E2 + R2 rok n. Rn-1 + Pn = Hn + En + Rn ostateczne równanie bilansu normalnego: P = H + E bilans okresowy dotyczy okresów wieloletnich, ale okres bilansowania dobierany jest tak aby stany retencyjne na pocz. i końcu okresu były sobie równe Rn = Z i aby ΔR = Rn - Z = 0. Równanie bilansu P = H+ E bilans perspektywiczny - określa warunki przepływu wody jakie nie istnieją obecnie w zlewni, ale jakie będą miały miejsce w przyszłości. Równanie dla roku: P = H + E a dla okresów krótszych: P = H + E + ΔR bilanse wodne sztuczne - stosunki obiegu wody które są wynikiem celowego sterowania przez człowieka 5. Sposoby rozwiązywania równań bilansowych: obliczenie parowania terenowego E na podstawie wielkości wskaźnikowych lub danych klimatycznych oraz wyznaczeniu zmian retencji ΔR z równania bilansu wodnego: ΔR = P - (H+ E) obliczenie zmian retencji przy użyciu jednej z metod określania zasobów retencji, parowanie terenowe E ze wzoru: E = P - (H + ΔR) niezależne od siebie obliczenie parowania terenowego E i zmian retencji ΔR oraz wyrównaniu błędu niezamknięcia równania bilansu wodnego - bilansu wodnego kontrolowanego 6. Zasada kontrolowanego bilansu wodnego - parowanie terenowe i zmiany retencji określa się w tej metodzie niezależnie od siebie, otrzymujemy nierówność: Z` + P` ≠ H` + E` + R`. Wartość błędu niezamknięcia bilansu wodnego Δ = (Z` + P`) - (H` + E` + R`). Wyróżniamy trzy metody rozrzucenia błędu niezamknięcia: rozrzucenie błędu na wszystkie składniki równania bilansu δ`=Δ/n (gdy składniki równania bilansu mają podobny rząd wielkości i podobną dokładność)

rozrzucenie błędu na poszczególne składniki równania proporcjonalnie do ich wartości: δ=Δ/(Z`+P`+H`+E`+R`)(gdy składniki są wielkościami różnego rzędu ale posiadają jednakową dokładność)

metoda wartości uwarunkowanych - różne wielkości i różna dokładność 7. Wyrównanie równania bilansu wodnego - metoda Dębskiego wyrównaniu podlegają wszystkie składniki bilansu wodnego błąd niezamknięcia bilansu wodnego z równania: Δ = (Z` + P`) - (H` + E` + R`) rozrzucenie błędu jak w równaniu: δ=Δ/(Z`+P`+H`+E`+R`) poprawione równanie bilansu wodnego ma postać: P`(1 - δ) = H`(1+δ) + E`(1+δ) + ΔR`(1+δ) 8. Rozwinięte równanie bilansu wodnego - gdy proces obiegu wody rozpatrujemy w dwóch podsystemach obejmujących strefę powierzchniową i podziemną: ΣP + ΣHdop = ΣE + ΣHodp + Δ(Rs + Ra + Rk + Rj + Rp + Ri) gdzie: P - opad atm. Hdop - dopływ powierzch. i podziemny spoza obszaru bilansowania E - parowanie terenowe Hodp - odpływ powierzch. i podziemny poza obszar bilansowania Rs - retencja w strefie saturacji Ra - retencja w strefie aeracji Rk - retencja koryt rzecznych Rj - retencja bagienna, jeziorna i stawowa Rp - retencja powierzchni terenu Ri - retencja szaty roślinnej Postać uproszczona: ΣP = ΣE + ΣH + Δ(Rs + Ra + Rp) Metoda Dębskiego - dwa podsystemy: I w strefie powierzchniowej bilans wodny kształtuje opad: P = Hp + Ep + ΔRp + W gdzie: H - odpływ pochodzący ze spływu powierzch.; E - parowanie terenowe, R - zmiany retencji i W - wsiąkanie w grunt

II - w strefie podziemnej: W = Hg + Eg + ΔRg gdzie: H - odpływ podziemny zasilający cieki powierzch.; E - parowanie z gruntu, R - zmiany retencji podziemnej Ogólne równanie: P = Hp + Hg + Ep + Eg + ΔRg + ΔRp

---