Zestaw I
1.Związek wodowskazów - związek wodowskazów ukazuje zależność między stanami wody zaobserwowanymi na dwóch wodowskazach, które to znajdują się na tej samej lub sąsiedniej rzece. Związek wodowskazów ma zastosowanie przy korekcie odczytanych stanów wody przez obserwatora. Błędy te wykrywane są za pomocą wykresów kontrolnych. Dzięki związkom wodowskazów uzupełnia się brakujące odczyty stanów wody. Braki te mogą być spowodowanie m.in. uszkodzeniem wodowskazu. Związki wodowskazów pozwalają również na przedłużenie ciągów obserwacyjnych poza okres gdy posterunek wodowskazowy nie istniał już. Związek wodowskazów pozwalał również na kontrolę poziomu zera wodowskazu i kontrolę zmian w korycie rzeki. Związki wodowskazów mają również zastosowanie w prognozach hydrologicznych. Mając dane z obserwacji na posterunku mieszczącym się w górnym biegu rzeki przewiduje się stan wody na danym posterunku . Porównując stany wody w sąsiednich wodowskazach mamy do czynienia korespondencją stanów wody. W tym celu sporządzamy wykres ze zbioru korespondencyjnych ze sobą stanów. Należy znać czas przepływów wody między dwoma profilami jak i zanotowane stany wody lub też stany wody odczytanych z hydrogramów stanów wody. Liniowy związek wodowskazów wyrażamy równaniem y=ax+b y-st.wodyodczytany na dowolnym wodowskazie x-st.wody odczytany na górnym wodowskazie a i b parametry. Wykres wyrównuje się metodą najmniejszych kwadratów. 2.Typy wzorów empirycznych - w zależności od wysokości odpływu (H) dzieli się na 3 grupy: 1)wzory przedstawiające H jako funkcję współczynnika c H(c) 2)wzory wysokości warstwy odpływu z równania bilansu 3) wzory na wysokość odpływu w zależności od czynników rządzących odpływem H=cP SQ-0.0317HA=0.0317cPA A-pow. zlewni c-współ.odpływu P-opad normalny H=P-E E-wys. warstwy parowania 3.Czynniki klimatyczne wpływające na odpływ - dzielą się na: pośrednie(opady atmosferyczne, parowanie terenu) i bezpośrednie(ciśnienie temp. powietrza, siła wiatru). Ciśnienie i temp maja wpływ na opad i parowanie. Miedzy opadem a parowaniem można zauważyć następującą zależność przy małych opadach parowanie jest równe jego wysokości i że przy wzroście opadów wzrasta również parowanie terenowe. Wraz ze wzrostem opadu wzrasta odpływ. Udział czynników klimatycznych mających wpływ na odpływ można przedstawić w postaci bilansu. Wzrost parowania następuje do granicy osiągnięcia zdolności ewapotranspiracyjnej od tego momentu parowanie nie zmienia się a reszta opadu zasila odpływ. 4.Tachoida - jest wykresem przedstawiającym rozkład prędkości w pionie. Rozkład ten jest nierównomierny najniższe wartości występują przy dnie wskutek oporów materiału dennego. Wartość prędkości przy dnie nie jest równy zero bo występuje tam ruch wody miedzy cząstkami materiału dennego. Wraz ze zbliżaniem się do zw. wody prędkość rośnie osiągając wartość maksymalną w strefie przypowierzchniowej. Na kształt tachoidy wpływają m.in. kierunek wiatru i zjawiska lodowe.
Zestaw II
1.Hydrologia jest nauką o wodzie Zajmuje się badaniami przestrzeni, w których woda występuje, a mianowicie morza, rzeki, oceany, jeziora. Bada zarówno procesy zachodzące wewnątrz powierzchni ziemi, na jej powierzchni i w powietrzu. Ze względu na środowisko gdzie występuje woda hydrologię dzielimy na: limnologię (nauka o jeziorach), hydrometeorologię (woda w atmosferze), oceanologię, glacjologię (lodowce), hydrogeologię (wody podziemne). Ze względy na tematykę hydrologia dzieli się na: hydrobiologię, hydrofizykę, hydrologię właściwą, hydrochemię. Wyróżniamy jeszcze jeden podział w zależności od metodyki badań: hydrometria, hydrografia,, hydronomia. 2.Metody bezpośrednie i pośrednie pomiarów natężenia przepływów Q (m3/s)-ilość wody przepływająca w czasie przez dany przekrój. Metody pomiaru natężenia przepływów dzielimy na pośrednie (mierzymy przekrój poprzeczny i prędkość wody) i bezpośrednie (mierzymy od razu przepływ). Do metod bezpośrednich możemy zaliczyć metody: 1)objętościowe-mierzymy objętość wody zgromadzonej w czasie Dt. Obliczamy przepływy średnie, stosowana w ciekach górskich i nizinnych oraz w przypadku źródeł rurociągowych. Pomiar polega na chwytaniu wody do wyskalowanego pojemnika. Do pomiaru stosujemy też podwójne skrzynie cechowane 2) hydrauliczne-polegające na wypływie wody przez otwór w ścianie zbiornika oraz poprzez zwężenie przekroju strumienia. W metodzie tej stosujemy przelewy pomiarowe (urządzenia przegradzające cech): przelewy stałe (jako specjalne urządzenia do mierzenia przepływów), przelewy przenośne {stosowane do pomiarów ekspedycyjnych wykonywanych na małych ciekach i w większej liczbie przekrojów). Wykorzystuje się też spusty denne (urządzenia instalacyjne przy jazach i zastawkach) 3) metody rozcieńczonego składnika, polega na wprowadzeniu do wody wskaźnika o dużym stężeniu, mierzymy rozcieńczenie danego wskaźnika w cieku. . Rozcieńczenie będzie tym większe im większy przepływ. Jako wskaźniki stosowane mogą być sole mineralne jak i barwniki (aby nie były toksyczne dla środowiska). Metoda dzieli się na kolorymetryczną, izotopową, fluorometryczną, termometryczną 4) pomiary wykorzystywane w elektrowniach wodnych (np. na podstawie wskazań tablicy rozdzielczej). Metody pośrednie dzielimy na 1)punktowe-polegają na pomiarze prędkości w danym profilu i w danym punkcie oraz pomiaru powierzchni przekroju cieku i odcinkowe. Prędkości mierzymy młynkami hydrometrycznymi. Natężenie średnie wylicza się jako iloczyn prędkości V i pola przekroju cieku. Natężenie średnie można też wyliczyć dzięki obliczeniu objętości bryły przepływu. W tym celu bryłę tą dzieli się na mniejsze elementy płaszczyznami pionowymi lub poziomymi. Wśród metod wyróżnia się też metodę Harlachera (metoda graficzna) 2) odcinkowe-polegają na pomiarze przekroju poprzecznego cieku i prędkości przepływu metodą odcinkową. Do pomiaru prędkości na odcinkach służą specjalne pływaki. Wzór jest taki sam jak przy metodzie bezpośredniej Q=VF, gdzie F-pole przekroju cieku w srodku odcinka pomiarowego. 3.Prognoza hydrologiczna polega na szacowaniu wielkości hydrologicznych, która będzie w przyszłości. Do tych zjawisk należy m.in. przepływ, stan wody. Prognozy sporządza się na podstawie analiz hydrologicznych sporządzając zestawienie jak i mapy sum opadów i stanów wody. Prognoza poprzedzona jest zazwyczaj ostrzeżeniem przed wystąpieniem m.in. wezbrania, niżówki bądź powodzi. Prognozy mają duże znaczenie w żegludze, transporcie, komunikacji czy rolnictwie. Prognozy powinny być obarczone małym błędem Prognozy ze względu na czas wyprzedzenia dzielimy na: 1)krótkoterminowe-na podstawie obserwacji górnej rzeki, wykorzystują związki korelacyjne i służą do przewidywania ilościowego 2)średnioterminowe-opracowane na podstawie zjawisk zaobserwowanych wcześniej (temperatura, opad). Służą również do przewidywania ilościowego, opierają się również na zależnościach między zaobserwowanymi zjawiskami a odpływem 3) długoterminowe-opierają się na podstawie statystycznych zjawisk hydrologicznych. Trafność tych prognoz nie przekracza 70% i są to przewidywania jakościowe. 4.Podział empiryczny wzorów Metody empiryczne stosujemy wówczas gdy nie posiadamy danych hydrologicznych jak i nie możemy dobrać analoga. Metody te prowadzą do uogólnienia wyników. Metody empiryczne dzielimy na: 1) wzory empiryczne stanowiące uogólnienie informacji o przepływie, związane są z konkretnym obszarem i mogą nie dawać właściwych wyników. We wszystkich przypadkach wzory empiryczne dzielimy na absolutne, regionalne, uniwersalne, obiektywne i subiektywne 2) mapy odpływu-powstają w celu uzyskania obszarowego rozkładu zjawiska hydrologicznego lub w celu określenia parametrów. Wyróżniamy mapy izorei i kartogramy. 3) normy odpływu-na podstawie charakterystyk przepływów określa się przedział w jakim występują wartości odpływów jednostkowych na danym terenie. Jest to najmniej dokładna metoda.
Zestaw III
1.Miary względne i bezwzględne odpływu odpływ polega na poruszaniu się wody na powierzchni terenu lub gruntu ku miejscom położonym niżej, miary odpływu dzielimy na:- bezwzględne (ilość wody odpływającej, przepływającej przez przekrój ) zaliczamy do ich: Q- natężenie przepływu, jest to ilość wody przepływająca przez przekrój poprzeczny w jednostce czasu,; V-objętość odpływu, jest to ilość wody jaka odpływa w danym czasie z określonego obszaru, V=864000sd[m3];Qs przepływ średni d[dni]. miary względne- są to zależności między wartością odpływu a powierzchnią zlewni czy innymi elementami: q- odpływ jednostkowy ilość wody odpływającej w jednostce czasu z jednostki powierzchni[l/s km2] q=1000Q/A; H- wysokość warstwy odpływu jest to wysokość warstwy wody w (mm) odpływającej w danym czasie z rozpatrywanego dorzecza H= 10-3V/A=86.4Qsd/A; współczynnik odpływu C to stosunek wody odpływającej z obszaru zlewni do wysokości warstwy spadu C=H/P 2.Natężenie opadu- sposoby określania Natężeniem opadu nazywam stosunek wysokości opadu do czasu trwania. Przy dłuższym czasie trwania natężenie maleje, natomiast wzrasta obszar objęty deszczem. Deszcze o dużym natężeniu dzieli się na ulewne i nawalne, natomiast natężenie deszczu obliczamy metodą bezpośrednią oraz analityczną. Metoda bezpośrednia opiera się na analizie samopisów, natomiast metoda empiryczn służy do wyznaczenia zależności między natężeniem a czasem trwania. Zależności te przedstawia krzywa natężenia opadów- krzywa poprowadzona przez punkty o maksymalnych wartościach natężeń. Do wyznaczenia natężenia deszczu stosujemy również wzory uzależniające natężenie od czasu trwania J(t) jak od prawdopodobieństwa jego wystąpienia J(t,p). do wyznaczenia natężani opadu służą między innymi wzory Hellmannu `lamboru. W zależności od rozkładu natężani w czasie wyróżniamy 1)opad o stałym natężeniu 2) opad o zmiennym natężeniu na początku, na środku zdarzenia. 3.Krzywa sumowa odpływu nanosząc na wykres w układzie osi współrzędnych prostokątnych t_V objętość odpływu V sumowane od początku okresu widzimy obraz wzrastającej objętości odpływu V w rozpatrywanym okresie. Wykres ten nosi nazwę krzywej sumowej odpływu. Przybiera on kształt krzywej wznoszącej z licznymi punktami przegięcia. Łącząć końcowy punkt krzywej sumowej z początkiem układu współrzędnych otrzymamy prostą sumową odpływu średniego. Na podstawie tej krzywej możemy obliczyć średni pzrzepływ w danym okresie czy chwilowy. W celu ułatwienia obliczenia przepływów na wykresie podaje się skale kątową przepływó stanowiącą pęk prostych wychodzących z początku układu współrzędnych. Nachylenie każdej prestej odpowiada określonej wartości przepływu. Na krzywa sumowa odpływu biegnie cały czas ponad prostą sumową odpływu. Przypadek taki ma miejsce gdy w pierwszych miesiącach roku hydrologicznego są większe odpływy a później maleją. Natomiast na rys.c) jest sytuacja odwrotna odlewy w półroczu zimowym małe natomiast wezbrania nastąpiły w półroczu letnim 4.Wezbrania, powodzie, niżówka wezbraniem nazywamy podniesienie się poziomu wody w ciekach spowodowane intensywnym zasilaniem lub w wyniku jakiś przeszkód następuje po piętrzenie wody. Zjawisko to rozpatrujemy w dwóch wymiarach wysokości stanów wody i czasu trwania wezbrania. Wezbrania różnią się między sobą przyczyną powstania, przebiegiem, i okresem powijania się. Wyróżniamy wezbrania: -wezbranie opadowe(nawalne-wywołane przez deszcze nawalne; frontalne wywołane przez deszcze w strefie frontów atmosferycznych; rozlewne wezbranie spowodowane deszczem uzależnionym od rzeźby terenu) -wezbrania roztopowe- powstałe w wyniku rozpuszczania się pokrywy śnieżnej, przyśpieszane czasami przez deszcze padające w tym okresie, występują najczęściej w marcu lub kwietniu. -wezbrania zimowe (śryżowe- powstałe w wyniku tworzenia się śryżu, który powoduje spiętrzenie wody w ciekach, zatorowe powstałe w wyniku spiętrzenia się kry lodowej, lodowe wody wypływu na lód tworząc wał lodowy -wezbrania szturmowe spowodowane są wiatrami sztormowymi wiejącymi na wybrzeżach na wykresie wezbrania wyróżniamy strefę przyboru oraz opadania. W Polsce wezbrania roztopowe występują na rzekach nizinnych oraz opadowe na rzekach górskich. Gdy wody występują z koryt w skutek czego powstają szkody ekonomiczne to takie wezbranie nazywamy powodzą. Powódź więc przynosi straty społeczne, gospodarcze i narusza środowisko przyrodnicze. Powodzie wg Lamboru dzielimy na opadowe, roztopowe, sztormowe, zatorowe. Niżówka jest sekwencją przepływów a trwającym c najmniej 10 dni o wartościach mniejszych równych od pewnej wartości granicznejQ90 odczytanej z krzywej sumowej czasów trwania określony z krzywej przepływu. Przepływy rzeczne zasilane są przez wody podziemne. Wyróżniamy niżówki głębokie poniżej SNQ, niżówki płytkie są w granicach powyżej SNW. Wyróżniamy 4 fazy niżówki- ciszę atmosferyczną, suszę glebową, niżówkę wody podziemnej, niżówkę przepływów rzecznych. Przyczynami suszy atmosferycznej są niedobory opadów, większe nasłonecznienie, wyższa temperatura, gorący wiatr, intensywne parowanie. Przyczyny suszy glebowej: spadek wilgotności gleby, niedosyt wodny warstwy korzennej, wysychanie gleby.
Zestaw IV
1.Sposób rozwiązania bilansów wodnych Bilans wodny jest równoważnością przybytku i ubytków wody w danej przestrzeni. Bilans może być sporządzony oddzielnie dla litosfery ale może być również stworzony dla całej hydrosfery. Ta ilość wody, która paruje powraca do obiegu a więc występuje równowaga. Bilans wodny przyjmuje postać równania matematycznego, po lewej stronie są przybytki a po lewej ubytki. Stosunki bilansowe ulegają zmianie w czasie. W wyniku rozwoju zwiększają się straty na parowanie i zmniejsza się odpływa. Pogarsza się jakość wód, zmniejsza się czystość pochodzących z opadów na podstawie parowania oblicza się wartości opadu. Równanie bilansu przyjmuje postać: Z+P=H+E+R, Z-zapas wody, H-odpływ, E- straty (parowanie),, R- retencja W celu pozyskania danych E i S postępujemy w podobny sposób:- obliczamy parowanie terenu E na podstawie wielkości wskaźnikowych oraz zmian retencji;- obliczamy zmiany retencji , parowanie terenu E oblicza się z równania bilansu wodnego E=P-(H+∆R);- polega na niezależnym od siebie obliczenia parowania terenowego E i zmian retencji R tzn. bilans wodny kontrolowany. 2.Modelowanie w hydrologii stosujemy wiele różnorodnych modeli matematycznych. Modelem nazywamy odwzorowanie pewnej rzeczywistości, może być ścisłe, mniej ścisłe jest to odwzorowanie obiegu wody od opadu do odpływu. W praktyce stosuje się modele fizyczne, laboratoryjne, analogowe (polegające na wyznaczeniu prawdopodobieństwa przebiegu zjawisk z przebiegiem innych procesów), matematyczne (wyrażamy relacje między zmiennymi a parametrami za pomocą funkcji matematycznych. Modele matematyczne znajdują zastosowanie w hydrologii i gospodarce wodnej w wyznaczaniu m.in. Wyznaczaniu przepływów miarodajnych i kontrolnych, przewidywaniu wezbrań i niżówek, do przetwarzania danych obserwacyjnych jak i użytkowanie modeli w badaniach naukowych. Modele mogą opisywać zjawiska w określonym momencie (modele statyczne) lub budujące zmienności w czasie- modele dynamiczne. Modele możemy podzielić ze względu na role czynnika czasu, jednorodności wyników, ze względu na metodę opisu i rozwiązań, ze względu na strukturę i przedmiot modelowania. Przykłady modeli:- opad -odpływ, wyznaczamy metodą SCS (opad spada zlewnie i skutkiem tego jest odpływ). Jest to model typu integralnego. Mamy do czynienia z interpretacją infiltracji retencji. Do SCS musimy mieć dane 2 parametry wielkości czasu trwania opadu; -model białej skrzynki bazuje na równaniu fizyki matematycznej, opisuje zasadę zachowania masy, pędu i energii; -model czarnej skrzynki , prawa fizyki rządzące ruchem wody w zlewni, odpływ formuje się na podstawie opadu. Wyróżniamy jeszcze między innymi modele liniowe, nieliniowe, stacjonarne i niestacjonarne. 3.Stan wody jest to wzniesienie wody ponad pewien poziom przyjęty za zerowy. Stany wody należą do podstawowych charakterystyk rzek. Miejsce prowadzenia pomiarów to poterunek wodowskazowy, natomiast punkt na rzecze na którym mierzymy stany wody nazywamy profilem wodowskazowym. W celu wykonania pomiaru stosuje się wodowskazy. W przeciwieństwie do głebokości stan wody jest jednakowy dla całego przekroju poprzecznedo cieku. 4.Metody pośrednie natężenia przepływu dzieli się na punktowe i odcinkowe -metody punktowe polegają na pomiarze prędkości w danym profilu w danym punkcie i pomiarze przekroju poprzecznego. Prędkości najczęściej mierzymy młynkami hydrometrycznymi. Natężenie średnie wylicza się jako iloczyn prędkości V i pola przekroju. Wyznaczenie przepływu można również przez obliczenie bryły przepływu, w tym celu bryłę tę dzieli się na mniejsze elementy płaszczyznami pionowymi lub poziomymi -metody odcinkowe polegają na pomiarze przekroju poprzecznego cieku, prędkości przepływu metodą odcinkową. Do pomiaru prędkości na odcinku służą specjalne pływaki. Natężenie mierzymy wzorem Q=VF, V -prędkość F- pole przekroju poprzecznego w środku odcinka pomiarowego. Wyróżniamy również powierzchniowe pomiary odcinkowe.
Zestaw V
1.Krzywa natężenia przepływów - krzywa konsumcyjna jest relacją między stanami wody w rzece a jej przepływami. Znajomość tej krzywej pozwala na określenie wartości codziennych i ekstremalnych przepływów na podstawie na podstawie obserwacji wodowskazowych. Krzywa konsumcyjna wyznaczona dla okresu poza zarastaniem i zlodzeniem nosi nazwę krzywej podstawowej natomiast krzywa obrazująca całą zmienność przepływów od Q=0 do Q=Qmax nosi nazwę krzywej zupełnej. Postać analityczna krzywej natężenia przepływu Q=a(H-B)n H-stan wody B-stan wody na wodowskazie dla którego Q=0 a i n parametry. Stała B możemy wyznaczyć: metodą analizy różnic na podstawie przekroju poprzecznego cieku, z profilu podłużnego dna, metodą Głuszkowa. Jeśli H-B=T teoretyczne napełnienie koryta Q=aTn ln Q=ln a+n ln T Parametry a i n wyznaczamy graficznie nanosząc na wykres w skali logarytmicznej punkty o współrzędnych T i Q(linia prosta) a parametr n wyliczamy jako ctg nachylenia prostej. 2.Rodzaje zjawisk lodowych - Lepa gęsta masa powstająca na powierzchni wody z opadów śniegu; Lód brzegowy pokrywa lodowa tworząca się przy brzegu rzeki; Śryż lód gąbczasty tworzący się w masie płynącej wody tworzy charakterystyczne krążki o średnicy 0.3-3m; Pokrywa lodowa pokrywa lodu obejmująca całą szerokość rzeki. Współczynnik redukcji zimowej to iloraz przepływu w okresie występowania zjawisk lodowych Qz do przepływu odczytanego z krzywej podstawowej Qo(przy tym samym stanie wody) kz=Qz/Qo 0<kz<1. Współczynnik ten przyjmuje różne wartości w zależności od zjawisk lodowych. Najmniejszy w okresie zamarzania rzeki. Wartość kz odczytujemy na podstawie pomiarów albo przyjmujemy standardowe wartości współczynników albo jeszcze metodą chronologicznych wykresów współczynników redukcji zimowej. 3.Rodzaje bilansów hydrologicznych rozróżniamy bilansy wodne naturalne i sztuczne. Bilanse naturalne wynika z naturalnego obiegu wody w zlewni(naturalne warunki klimatyczne). Wśród bilansów naturalnych wyróżniamy - bilans szczegółowy; bilans surowy przedstawia zależność opadu od odpływu P(opad)=H(odpływ)+D(deficyt); bilans perspektywiczny okresu charakterystyki bilansu jaki będzie określany w najbliższej przyszłości (opiera się na prognozowaniu) Bilanse sztuczne są stosowane w przypadkach celowej działalności człowieka. Bilanse szczegółowe dzielimy na bilans normalny z dłuższego okresu obserwacji i bilans okresowy(okresy z wielolecia jednak krótkie). 4.Pojęcie retencji. Retencja polega na masowym zatrzymaniu wody w zlewni. Woda ta znajduje się w jeziorach i zbiornikach, pozostaje tam zanim odpłynie lub wyparuje. Wyróżniamy retencję powierzchniową i podziemną. Do powierzchniowej zaliczamy retencję śniegową i lodową, terenu dolin i koryt oraz jeziorową i zbiorników. Natomiast retencją podziemna może być związana lub wolna. Retencja śniegowa polega na zmierzeniu grubości szaty śnieżnej przy pomocy łat śniegowych, retencja ta służy do przewidywania odpływu w okresie roztopów. Retencja koryt w celu oszacowania ilości wody wykonuje się pomiary przekrojów poprzecznych rzeki. Zdolność retencyjna jest tym większa im większa jest powierzchnia jezior. Retencja podziemna jest tym większa im grunt jest bardziej przepuszczalny. Cześć tej wody zostaje związana z cząstkami gruntu a reszta wsiąka w grunt. Strefa nasycona to strefa saturacji natomiast strefa nad nią to strefa aeracji. Retencję powierzchowną określa się drogą pomiarów geodezyjnych. Retencję podziemną bada się przez położenie zw. wody podziemnej.
Zestaw VI
1.Rozmiar rumowiska rumowiskiem nazywamy produkty mechanicznej lub chemicznej działalności wody występującej w korytach rzek. Rumowiska dzielimy na unoszone i wleczone. ROZMUARY rumowiska wleczonego polegają na obliczeniu wartości zmącenia. Pomiary wykonuje się za pomocą batometrów czyli zbiorników pobierających wodę wraz z rumowiskiem dowolnym punkcie. Czas próby powinien być dostatecznie długi. Wyróżniamy min. Batometry natychmiastowego napełnienia, szybkiego, powolnego. Inne met. pomiaru to metoda fotometryczna, elektrooporowa, ultradźwiękowa i radioaktywna. POMIARY TRANSPORTU RUMOWISKA WLECZONEGO pomiar ten jest uzależniony od formy ukształtowania dna. Transport w dolny nurt rzeki jest nieciągły gdyż następuje tam erozja jak i odkładanie rumowiska. Przyrządami służącymi do pomiarów natężenia transportu rumowiska wleczonego są łapaczki. Są to skrzynie metalowe opuszczane na dno i zatrzymujące materiał wleczony po dni. Pomiary te obdarzone są błędami, gdyż łapaczki powodują zaburzenie przebiegu wody i powstanie małych wirów. 2.Ewaptranspiracja jest to ilość pary wodnej, która uchodzi do atmosfery. Parowanie następuje z powierzchni terenu i z powierzchni roślin. W skład ewapotranspiracji wchodzi również parowanie biologiczne. Wśród metod określania EWAPO. Określamy: a) met. określania ewapotranspiracji potencjalny EIp wzór Turca, uzależnia temperaturę powietrza i roślin).b) równanie Renmana. c) określanie ewapotran. Potencjalnej w funkcji parowania z wolnej przestrzeni wody. Metoda określania ewapo. Rzeczywistej ETr .Ma ona miejsce przy pełnym rozwoju roślinności. Ewaewapotr. Rzeczywista wyraża się wzorem Etr=k*Etp gdzie k to współczynnik biologiczny zależny od rodzaju roślin i ich fazy rozwoju. Metody obliczania ETr: wzory oparte na bilansie radiacji zakładające uproszczone równanie bilansu cieplnego. Wzory oparte na niedosycie wilgotności powierzchni. Najnowsze metody obliczania ewapor. aktualnej. 3.Metody określania pomiarów: metoda decyli Dembskiego opiera się na rozkładzie prawdopodobieństwa opracowanym przez Dębskiego. Parametry rozkładu szacuje się metodą kwantyli przy czym okresla się wartości kwantyli dla p=10%50%90%.Wyrównana krzywa sumowania częstotliwości przechodzi przez trzy punkty charakterystyczne o odciętych p=10%50%90% i odpowiadającym im rzędnym x10=d1 (decyl górny) x50=d5 (decyl środkowy) x90=d9 (decyl dolny). Powstałe punkty układają się wzdłuż linii teoretycznej. Jeśli ciąg rozdzielczy jest długi i regularny to wartości kwantyli można ustalić drogą interpolacji między wartościami ciągu. Metoda FOSTERA jest oparta na rozkładzie Persona typu III. Do szacowania parametrów rozkładu została zastosowana metoda kwantyli. Parametry rozkładu wyraża się na podstawie prób losowych, rzeczywista wartość wyraża się wzorem: xp= x[1+Cv f(p,s)]. Wartość funkcji f(p,s) dla różnych Cs i p% odczytujemy z tablic. Metoda KACZMARKA oparta na rozkładzie Persona III typu przy zastosowaniu metody kwantyli. Charakterystyczne miary ciągów to mediana i odchylenie decylowe. Matoda GUMBELLA oparta na rozkładzie wartości ekstremalnych. Do obliczania przepływów minimalnych Gumel opracował dwie metody oparte na rozkładzie prawdopodobieństwa.
4.Parowanie terenowe to proces fizyczny polegający na przejściu wody znajdującej się w stanie ciekłym lub stałym w stan lotny. Proces parowania zachodzi wówczas gdy ciśnienie pary wodnej nasyconej jest wyższe od aktualnego ciśnienia pary wodnej w zależności od powierzchni parcia. Wyróżniamy parowanie z wolnej przestrzeni sublimacyjnej śniegu i ludu, parowanie wody zatrzymanej na roślinach i z pokrycia terenu w procesie intercepcji. Wymienione wyżej procesy rozpatruje się łącznie i określa sumaryczną wielkość strat. Natężenie parowanie zależy od wielu czynników m.in. dopływ energii cieplnej i promieniowanie słońca, tem. Powietrza, wilgotność czy wiatr. Ważnym czynnikiem są opady atmosferyczne od których zależą ilości wody występujące na danym obszarze. Ważną rolę odgrywa ich natężenie jak i częstotliwość. Do czynników środowiskowych należy: temperatura wody i jej otoczenie, wielkość kształt zbiornika. Ważnymi czynnikami są również wzniesienia terenu nad poziomem morza, ukształtowanie terenu i stan gruntu. Wraz ze wzrostem m.n.p.m. obniża się tem. powietrza a co za tym idzie natężenie parowania. Wyróżniamy natężenie występujące wówczas gdy istnieją optymalne warunki uchodzenia pary wodnej. Natomiast parowanie aktualne dotyczy warunków w rozpatrywanej chwili.
Zestaw VII
1.Obieg wody w przyrodzie duży. Zjawisko poruszania się wody w przyrodzie nazywamy krążeniem wody. Proces ten przebiega w obiegu zamkniętym i jest przebiegiem o charakterze cyklicznym. Proces ten nazywany jest cyklem hydrologicznym w którym wyróżnia się dwie fazy: atmosferyczną i kontynentalną. Faza atmosferyczna zaczyna się procesem parowania wody z powierzchni mórz i oceanów. Para wodna przenoszona jest przez wiatry na kontynenty, następuje kondensacja pary wodnej oraz opadanie wody pod wpływem sił grawitacji. Woda opada w postaci deszczu, gradu, śniegu. Z chwilą osiągnięcia przez deszcz powierzchni terenu kończy się faza atmosferyczna i zaczyna faza kontynentalna. Woda opadowa wsiąka w głąb litosfery oraz spływa po powierzchni terenu. W czasie spływu woda tworzy cieki wodne. Ciekami tymi woda spływa do zbiorników wodnych , woda które wsiąkły uchodzą bezpośrednio do zbiorników. Tak kończy się faza kontynentalna. Ponowne parowanie wody ze zbiorników rozpoczyna kolejny cykl. 2.Zasady wykonywania pomiarów prędkości przepływów za pomocą młynków hydrometrycznych. Do punktowych pomiarów prędkości służą młynki hydrometryczne. Pomiary prowadzi się zarówno w korytach otwartych jak i przewodach zamkniętych. Pomiar polega na rejestracji liczby obrotów osi wiertnika, w określonym czasie. Młynki dzielimy ze względu na konstrukcję osi na: młynki z osią poziomą i osią pionową. Wirnik mogą stanowić skrzydełka lub koła łopatkowe. Po opuszczeniu młynka do wody na żądaną głębokość rozpoczyna się pomiar prędkości. Z dźwiękiem sygnału uruchamiamy stoper w chwili wystąpienia następnego sygnału odczytujemy czas oraz wartość, zapisujemy je następnie w dzienniku. Pomiary wykonywane są w poszczególnych porach hydrometrycznych. Pomiary te służą do określania tachoid - krzywych rozkładu prędkości w pionach. Dzieląc pole tachoidy przez wysokość otrzymujemy średnie prędkości w pionach. Młynki różnią się między sobą kształtem skrzydełek, wymiarami jak i sposobem mocowania podczas pomiaru. Wyróżniamy młynki kieszonkowe, młynki uniwersalne oraz młynki specjalne wśród których wyróżnia się młynki magnetyczne, fotoelektryczne, całkujące, mikromłynki laboratoryjne. 3.Współczynnki redukcji zimowej - sens i sposób ustalania. W przypadku zjawisk lodowych istnieje konieczność redukowania wartości przepływów określonych z funkcji krzywej konsumcyjnej. Współczynnik redukcji zimowej jest to iloraz przepływu w okresie występowania zjawisk lodowych(Qz) do przepływu odczytanego z krzywej podstawowej Qo (przy tym samym stanie wody) kz=Qz/ Qo 0<k<1 k-wsp. redukcji zimowej. Współczynnik ten przyjmuje różne wartości w zależności od zjawisk lodowych. Najmniejsze w okresie zamarzania rzeki. Wartości kz obliczamy na podstawie pomiarów albo przyjmujemy standardowe wartości współczynników lub określamy metodą chronologicznych wykresów współczynnika redukcji zimowej. W okresie występowania pokrywy lodowej wartości kz zwiększają się wskutek wygładzenia dolnej powierzchni lodu, co powoduje zmniejszanie oporów ruchu wody. 4.Metody obliczania średniego opadu w zlewni. Wartość średnia wysokości opadu na dużym obszarze w określonym czasie wyznaczamy ilorazem całkowitej objętości wody opadowej, która spadła na dany obszar i powierzchni tego obszaru. Do stosowanych metod należą metody izohiet, wielokątów równego zagęszczenia i siatki geograficznej. -Metoda izohiet polega na wykreśleniu linii o jednakowej wysokości opadu(izohiet). Izohiety nanosimy na mapę warstwicową. Przyjmuje się okrągłe wartości izohiet. Średnią wysokość opadu w rozpatrywanym polu określamy jako średnią arytmetyczną wysokości opadu, między dwiema izohietami. - Metoda hipsometryczna wykorzystuje wykresy krzywej gradientowej opadu oraz krzywej hipsometrycznej.- Metoda wielokątów równego zagęszczenia polega na konstrukcji wielokątów wewnątrz których znajduje się stacja opadowa, przyjmując iż opady w danym wielokącie są identyczne i są równe wysokości w stacji badawczej.
Zestaw VIII
1.Opisz pojęcie wezbrania niżówki i powodzi. Wezbraniem nazywamy podniesienie się wody w cieku spowodowane intensywnym zasilaniem lub w wyniku przeszkód powodujących piętrzenie. Zjawisko to rozpatrujemy w wymiarze wysokości stanu wody i czasu trwania wezbrania. Wezbrania różnią się między sobą przyczyną powstania przebiegiem i okresem pojawiania się. Wyróżniamy: wezbrania opadowe(nawalne wywołane przez burze, deszcze nawalne; frontalne wywołane przez deszcze w strefie frontów atmosferycznych; rozlewne) wezbrania roztopowe powstają w wyniku rozpuszczania się śniegu występują najczęściej w marcu i kwietniu, wezbrania zimowe(śryżowe powstałe w wyniku tworzenia się śryżu powodującego spiętrzenie wody, zatorowe powstałe w wyniku spiętrzenia się kry lodowej) wezbranie sztormowe(spowodowane wiatrami sztormowymi) gdy woda występuje z koryt wskutek czego powstają szkody wówczas mamy do czynienia z powodzią. Powodzie dzieli na opadowe, roztopowe, sztormowe i zatorowe. Niżówka jest to okres niskiego stanu wody w korycie rzeki. Przepływy rzeczne zasilane są przez wody podziemne. Wyróżniamy niżówki głębokie poniżej SNQ, niżówki płytkie są w granicach powyżej SNW. Wyróżniamy 4 fazy niżówki: suszę atmosferyczną, suszę glebową, niżówki wody podziemnej, niżówki przepływów rzecznych. Przyczynami suszy atmosferycznej są: niedobór opadów, większe nasłonecznienie, wysoka temperatura powietrza, gorący wiatr. 2.Ukształtowanie się odpływów w Polsce. Roczna normalna objętość odpływu rzek polskich wynosi ok.60km3. Największe średnie roczne odpływy jednostkowe mają rzeki karpackie, nieco mniejsze są odpływy rzek sudeckich. Dużymi odpływami odznaczają się rzeki Pomorza Zachodniego. Najniższe odpływy występują w rzekach na terenach nizinnych ok. 4l/skm2 a w rzekach tatrzańskich Sq > 50l/skm2. W półroczu zimowym z obszaru Polski odpływa 60% a w półroczu letnim 40% odpływu rocznego. Najwyższe odpływy miesięczne przypadają na marzec, kwiecień, maj natomiast najmniejsze na wrzesień, październik. 3.Hydrogram wodny stanów wody. Hydrogram stanów wody jest to przebieg stanów wody w ciągu roku przedstawiony graficznie a postaci wykresu przebiegu codziennych stanów wody. Wykres ten przedstawia zmienność stanów wody w funkcji czasu. Z wykresów tych możemy zauważyć okresy o dużych ilościach prowadzonej wody, są to okresy wezbraniowe. Linia tu przybiera postać fali wezbraniowej. Podobnie możemy zauważyć okresy ubogie w wodę czyli kształtowanie się niżówek. Różne typy rzek przedstawiają różne wykresy stanów wody. Stany wody 1stopnia. Zaliczamy do nich wartości stanów skrajne a więc stan maksymalny WW i minimalny NW. Wyróżniamy jeszcze stan zwyczajny ZW. Stany główne określane są na postawie stanów dobowych z roku, półrocza czy wielolecia. 4.Przepływy o określonym prawdopodobieństwie przewyższenia. Wartości liczbowe zjawisk hydrologicznych o określonym prawdopodobieństwie przewyższenia obliczamy na postawie metod statystycznych i rachunku prawdopodobieństwa. Podstawą obliczeń są ciągi obserwacyjne. Wartości porządkuje się w ciąg rozdzielczy a następnie nanosimy na wykres. Rzędnymi wykresów są wartości badanego zjawiska, zaś odciętymi są sumowe częstości występowania poszczególnych wartości zmiennej wraz z wyższymi wyrażone w %. Wykresy te noszą nazwę krzywych prawdopodobieństwa. W celu wyznaczenia tej krzywej sztywności wzór Kaczmarka. Q=d5[1+CvFp(p,s)]. Parametry krzywej wyznaczamy metodą decyli. Decyal jest to wartość przepływu o danym prawdopodobieństwie przewyższenia. Cv-współcz. zmienności Fp- funkcja przewyższenia. Krzywą empiryczną porównujemy z krzywą teoretyczną. Sprawdzamy zgodność tych krzywych za pomocą statystycznych testów zgodności.
Zestaw IX
1.Stan wody to wzniesienie zwierciadła wody ponad pewien poziom, przyjęty za poziom porównawczy zerowy. Stan wody mierzy się za pomocą wodowskazów. Miejsce prowadzenia pomiarów to posterunek wodowskazowy a punkt na rzece , w którym zainstalowany jest wodowskaz to profil wodowskazowy. Lokalizując profil wodowskazowy należy spełnić warunki: koryto rzeki powinno by zwarte; dno rzeki nie powinno ulęgać zmianom; dobre warunki techniczne do umieszczenia wodowskazu; powinien znajdować się w pobliżu miejsca zamieszkania obserwatora i aby nie był utrudniony dojazd do niego; wodowskaz musi być łatwo dostępny dla obserwatora także w nocy. Obserwacje dzielimy na: terminowe pomiar wykonywany raz na dobę o 7.00, na rzekach o regularnych wahaniach 3razy/dobę o godz. 7, 13, 19; nadzwyczajne wykonuje się tam gdzie stan wody się szybko zmienia; ciągłe wykonywane za pomocą samopisów limnigrafów. 2.Przyrządy do pomiaru rumowiska rzecznego unoszonego polega na pomiarze wartości zmęcenia w określonym punkcie przekroju. Batometry są to różnego rodzaju zbiorniki które pobierają określoną objętośćwody wraz z rumowiskiem. Batometry dzieli się na: powolnego napełniania zwykle butelki o objętości 1l; wymuszonego napełniania; szybkiego napełniania; natychmiastowego napełniania. Otrzymane próbki są przesączane przez sączek z bibuły. Po wysuszeniu obliczamy masę rumowiska. Pomiar natężenia rumowiska wleczonego oblicza się metodą analityczną lub graficzną. Metoda analityczna polega na podziale obwodu zwilżonego na odcinku o danej szerokości B dla których oblicza się natężenie wleczenia G. Metoda graficzna wykorzystuje rozkład wleczenia w przekroju poprzecznym. 3.Współczynnik redukcji letniej kL jest ilorazem rzeczywistego stanu przepływu w okresie zarastania QL do przepływu odczytanego z krzywej konsumpcyjnej (dla tego samego stanu wody) kL=QL/Qo. Współczynnik redukcji letniej wyznacza się najczęściej metodą chronologicznych wykresów współczynnika. Wartość kL możemy również wyznaczyć także na podstawie metody Puławskiego poprzez odczytanie z nomogramu metodą Ostrowskiego. 4.Parowanie terenowe jako proces fizyczny polega na przejściu wody znajdującej się w stanie ciekłym lub stałym w stan lotny. Proces parowania zachodzi wówczas gdy ciśnienie pary wodnej nasyconej jest niższe od aktualnego ciśnienia pary wodne. W zależności od rodzaju powierzchni parującej wyróżniamy parowanie z wolnej powierzchni zbiorników wodnych sublimację śniegu i lodu, parowanie wody zawartej w roślinach. Sposoby ustalania parowania terenowego: metoda bilansu cieplno radiacyjnego; metoda dyfuzji turbulentnej, intensywności procesu turbulencyjnego wymiany w atmosferze zależy od pionowego zróżnicowania czynników warunkujących parowanie (temp. wilgotność powietrza, prędkość wiatru); metoda bilansu wodnego; metoda Konstantinowa (w metodzie tej potrzebna jest znajomość gradientu wilgotności powietrza i prędkości wiatru); metoda kombinowana(matoda ta stanowi kombinację metody bilansu cieplnego i dyfuzji turbulętnej)
Zestaw X
1.Pojecie tachoidy - Tachoida jest wykresem przedstawiającym rozkład prędkości w pionie. Rozkład ten jest nierównomierny. Najniższe wartości występują przy dnie wskutek oporów materiału dennego. Wartość prędkości na dnie nie jest równa 0, gdyż występuje tam ruch wody miedzy cząsteczkami materiału dennego. Wraz ze zbliżeniem się do zwierciadła prędkości rosną osiągając wartości maks w strefie przypowierzchniowej. Na kształt tachoidy ma wpływ m.in. kierunek wiatru, zjawiska lodowe, zarastanie koryt i brzegów. Typowe tachoidy: rzeka górska, pozarastana brzegowo, wpływ wiatru wiejącego pod prąd. Pod pojęciem rumowiska rzecznego określa się wszelkie produkty mechanicznej lub chemicznej działalności wody znajdującej się w korycie rzeki. Mogą tworzyć nieruchome ławice i być poruszane przez wodę. Rumowiska rzeczne ze względu na sposób transportowania przez wodę dzielimy na: a) toczyny, rumosz skalny, zalegający w postaci bloków skalnych i gruzów w korytach potoków górskich, przesuwany, toczony w okresie największych wezbrań b) wleczony - produkty rozkładu i scierania się rumoszu skalnego o mniejszych wymiarach wleczone po dnie rzecznym poprzez ślizganie, przetaczanie lub przerzucanie na krótsze odlegloscie (żwiry, piaski) c) unosiny - mniejsze ziarna materialu skalnego d) zawiesiny - unosza również w wodzie stojacej czastki pochodzenia organicznego e) roztwory - rumowisko rozpuszczalne 2.Miary względne odpływu - Odplyw polega na poruszaniu się wody na powierzchni terenu lub gruntu ku miejscom położonym nizej. Miary względne odpływu: jest to zależność miedzy wartością odpływu a powierzchnia zlewni czy innymi elementami: a)„q” odplyw jednostkowy ilości wody odpływającej w jedn czasu z jedn pow. q=1000*Q/A b) „H” wysokość warstwy odpływu , jest to wysokość warstwy wody [mm] odpływającej w danym czasie z rozpatrywanego dorzecza H=(10^(-3))*V/A=86,4*Q*s*d/A c) „c” współczynnik odpływu, jest to stosunek wody odpływającej z obszaru zlewni do wysokości warstwy opadu c=H/P 3.Sposobny rozwiązania równań bilansu wodnego - Występujące w równaniu bilansu wodnego składniki określane SA na podst danych pomiarowych bądź tez droga posrednia na podst wielkości wskaźnikowych. Do pierwszej grupy należą: opad P oraz odplyw H, do drugiej zas, parowanie terenowe E, retencji R oraz zmiany retencji ΔR. Ponieważ występują tu dwie wielkości nieokreślone w sposób bezpośredni (E i ΔR), a do dyspozycji mamy jedno równanie wiec rozwinęły się następujące sposoby: a) polega na obliczeniu parowania terenowego E na podst wielkości wskaźnikowych oraz zmian retencji ΔR, ΔR=P-(H+E) b) sposób drugi polega na obliczeniu zamian retencji ΔR przy uzyciu jednej z metod, a parowanie terenowe E oblicza się z równania bilansu wodnego, E=P-(H+ΔR) c) sposób trzeci polega na niezależnym od siebie obliczeniu parowania terenowego E i zmian retencji ΔR (bilans wodny kontrolowany)
Zestaw XI
1.Krzywa sumowa odpływu. Nanosząc na wykres w układzie osi współrzędnych prostokątnych t V objętości odpływu V sumowane od początku okresu widzimy obraz wzrastającej objętości odpływu V w rozpatrywanym okresie. Wykres ten nosi nazwę krzywej sumowej odpływu. Przybiera on kształt krzywej wznoszącej się z licznymi punktami przegięcia. Łącząc końcowy punkt krzywej sumowej z początkiem układu współrzędnych otrzymujemy prostą sumowa odpływu średniego. Na podstawie tej krzywej możemy obliczyć średni przepływ w danym okresie czy chwilowy. W celu ułatwienia określenia przepływów podaje się na wykresie skalę kątową przepływów stanowiącą pęk prostych wychodzących z początku układu współrzędnych. Nachylenie każdej prostej odpowiada określonej wartości przepływu. Jeśli w pierwszych miesiącach roku hydrologicznego są większe odpływy a później maleją to krzywa biegnie cały czas ponad prostą sumowania odpływu, natomiast jeśli przepływy w półroczu zimowym są małe a wezbrania nastąpiły w półroczu letnim to krzywa biegnie pod prostą sumowania odpływu. 3.Metody pośrednie pomiaru natężenia przepływu. Polegają one na pomiarze elementów od których jest ono uzależnione. Najczęściej tymi elementami są: prędkości przepływu V oraz powierzchnia przekroju poprzecznego. Natężenie przepływu obliczamy wówczas ze wzoru Q=VF. Metody pośrednie dzielimy na odcinkowe i punktowe. Pomiary punktowe polegają na pomiarze prędkości metodą punktową oraz na pomiarze elementów przekroju poprzecznego cieku. Pomiary wykonuje się w tym samym przekroju. Po zmierzeniu sondą głębokości lokalizuje się w przekroju piony pomiarowe-gdzie przeprowadzamy pomiar predkości przy pomocy młynków hydrometrycznych. Metoda Harlachera-elementarne części bryły natężenia przepływu otrzymuje się wyniku jej podziału. Bryły te przedstawiają plastry, których równoległe ściany są powierzchniami tachoid w pionach hyd rologicznych, w których płaszczyzna podziału przecina powierzchnię przekroju poprzecznego. Całkowita objętość bryły przepływów a tym samym natężenie przepływów w przekroju poprzecznym równa jest sumie objętości części elementarnych. 4.Omów wyniki rządzące procesem odpływu. Dzielą się na czynniki klimatyczne i fizycznogeograficzne. Czynniki klimatyczne dzielimy na bezpośrednie (opady atmosferyczne i parowanie terenowe) i na pośrednie takie jak: wilgotność powietrza, temp wiatru, cisn atmosf, temp pow maja wplyw na opad i parowanie. Miedzy opadem a parowaniem można zauważyć zależność ze przy maych opadach parowanie jest równe wys opadu i ze przy wzroscie opadow wzrasta rowniez parowanie terenowe. Wśród fizyczno geograficznych czynników możemy wymienić ukształtowanie terenu, przepuszczalność podłoża, pokrycie terenu, jeziora, bagna, jak i wielkość i kształt zlewni. Im większe zlewnie tym wiesze obj odpływu, ale maleje odpływ jednostkowy. W przypadku małych rzek jest odwrotnie, odpływ jednostkowy rośnie wraz ze wzrostem powierzchni. Kształt zlewni oddziaływuje przede wszystkim na wielkość i przebieg wezbrań, zwłaszcza na czas koncentracji. Wraz ze wzrostem wys n.p.m opady pocztowo zwiększają się a po osiągnięciu granicy maleją natomiast parowanie maleje wraz ze wzrostem wysokości ponieważ temp obniża się. Stoczystość wpływu na prędkość spływu powierzchniowego, im spadki terenu są większe tym mniejsze jest wsiąkanie. Z hydrologicznego punktu widzenia najważniejszym czynnikiem geologicznym oddziaływującym na odpływ jest przepuszczalność. Warunkuje ona wsiąkanie. Pokrycie terenu kształtuje odpływ w następujący sposób: zatrzymuje opad na częściach roślin, cześć wody zużywana jest na transpiracje, zmniejszone jest parowanie gruntu gdyż jest on zakryty przez szatę roślinna