(Microsoft PowerPoint - Wyk\263\271d

Bilans wodny
Definicje:
1. Zasoby wodne są to wszelkie wody znajdujące się na danym
obszarze stale lub występujące na nim czasowo.
2. Przepływ średni roczny – Qśr -jest to średnia arytmetyczna
przepływów z wielolecia.
3. Średni roczny odpływ - średnia arytmetyczna z odpływów
rocznych z wielolecia. Jest to całkowita ilość wody w mln m3 jaka
przeciętnie w ciągu całego roku przepływa przez profil ujściowy,
przyjęta jako średnia arytmetyczna z wielolecia (Lambor).
4. Moduł odpływu - dzieląc średni roczny odpływ przez
powierzchnię zlewni otrzymamy tzw. moduł odpływu MO.
5. Moduł opadu -odpowiada średniemu rocznemu opadowi z
wielolecia MP. Jest to więc normalny opad roczny wyrażony w mm.
6. Współczynnik odpływu α - jest to liczba niemianowana, mniejsza od
jedności. Wielkość ta charakteryzuje potencjał wodny zlewni i po pomnożeniu
jej przez 100 charakteryzuje procentowy udział odpływu w stosunku do opadu.
α = MO/MP
7. Rok hydrologiczny - jednostka czasu używana w hydrologii przy obliczaniu
bilansu wodnego danego obszaru. Podobnie jak rok kalendarzowy trwa 12 miesięcy.
Rok hydrologiczny w Polsce rozpoczyna się jednak 1 listopada, a kończy 31
października. Związane jest to z retencją opadów w postaci śniegu i lodu w
początkowym okresie roku hydrologicznego, co później uwidocznia się podczas
wiosennych roztopów. W ten sposób nie występuje sytuacja, gdy opady z
poprzedniego roku hydrologicznego mają wpływ na poziom wód w późniejszym
okresie kolejnego roku hydrologicznego.
8. Ewapotranspiracja – proces parowania terenowego (np. w obrębie użytku
zielonego), obejmujący transpirację (parowanie z komórek roślinnych) oraz
ewaporację (parowanie z gruntu lub wody)
Bilansowanie zasobów wodnych
Bilans wodny (zasobów) - liczbowy wyraz obiegu wody w przyrodzie,
czyli równanie ustalające równowagę między ilością wody przybywającej
i ubywającej w określonym miejscu i czasie. Równanie to obrazuje
krążenie wody w cyklu hydrologicznym, obejmującym atmosferę, ziemię
i oceany i składającym się z obiegu dużego i małego. W obiegu dużym
występuje parowanie oceanów, przemieszczenie się chmur i pary
wodnej nad kontynentami, następnie skraplanie oraz spływ z lądów i
oceanów. Obiegiem małym nazywa się lokalną wymianę wody między
atmosferą a wodami powierzchniowymi. Wielkość opadu, odpływu i
retencji dla określonego obszaru wyraża się grubością warstwy wody w
milimetrach albo objętością masy wody w metrach sześciennych lub
kilometrach sześciennych.
Bilanse wodne mogą być opracowywane dla lądów, oceanów, krajów,
regionów, poszczególnych dorzeczy lub zlewni i obejmować okresy
roczne, wieloletnie, lata mokre lub suche, okresy wegetacyjne, letnie,
zimowe. Sporządza się je dla stanów
rzeczywistych lub
przewidywalnych. Poniższy schemat prezentuje obieg wody w
przyrodzie.
Rys. 1. Obieg wody w przyrodzie
Bilans wodny w mieście
W obszarach zurbanizowanych notowane są wyższe sumy opadów niż na
terenach pozamiejskich. Są to przede wszystkim ulewy (opady
krótkotrwałe).
Bilans wodny dla obszarów naturalnych, poza miejskich, można wyrazić
następującym wzorem:
P=E+R+S
gdzie:
P - opady atmosferyczne, jedyne źródło wody dostarczanej do ekosystemu
E - ewapotranspiracja, czyli parowanie wody z podłoża oraz oddychanie
roślin
R - odpływ, czyli woda, która zostaje odprowadzona z danego terenu;
dzielimy go na odpływ powierzchniowy (czyli woda, która spływa po
powierzchni ziemi np. do rzek) i podziemny (czyli woda, która wsiąka w
podłoże, a następnie przemieszcza się w warstwach skalnych np.
do
poziomów
wodonośnych,
źródeł
czy
rzek)
S - woda gruntowa (tzw. retencja, czyli jakby magazynowanie wody w
ekosystemie); należy zauważyć, że pokrywa śnieżna jest także formą
retencji wody.
Bilans wodny obszarów zurbanizowanych składa się z tych
samych elemetów co bilans wodny terenów poza miejskich, ale
wzajemne proporcje poszczególnych elementów są znacząco inne.
Opady są zwykle wyższe niż poza miastem, ewapotranspiracja jest
znacznie niższa, odpływ powierzchniowy jest znacznie większy (zaś
podziemny jest bardzo niewielki) i retencja jest znacznie niższa.
Zmiany prezentuje rysunek 2. grubość strzałek na rysunkach 1 i 2
oznacza zmianę danego elementu.
Wpływ miasta na wilgotność powietrza, opady i występowanie mgieł
nie jest jednoznacznie określony, w różnych miastach obserwuje się
różne tendencje. Dla wielu miast zanotowano wzrost liczby dni z mgłą
w roku i częstsze występowanie chmur typu Cumulus i
Cumulonimbus. Sprzyja temu duża zawartość zanieczyszczeń
(stanowiących tzw. jądra kondensacji) w powietrzu i większa
wilgotność powietrza. Ponadto tworzeniu się chmur o budowie
pionowej sprzyja konwekcja (proces przenoszenia ciepła związany z
różnicą temperatur), którą wzmaga miejska wyspa ciepła, zaś
tworzeniu się mgieł - mała prędkość wiatru lub brak wiatru. Jednakże
każde miasto jest położone w danej formie terenu, w danej szerokości
geograficznej, odległości od morza itp.
1. Główne elementy obiegu wody w
obszarze poza miejskim
Rys. 2. Główne elementy obiegu wody
w mieście
(Grubość strzałek oznacza zmianę
danego elementu!)
Te lokalne czynniki mogą znacznie modyfikować klimat danego miasta.
Ponadto funkcjonowanie dużych zakładów przemysłowych i elektrociepłowni
w mieście może powodować wzmożenie niektórych procesów
atmosferycznych, np. dostarczać zanieczyszczeń powietrza (czyli jąder
kondensacji), dostarczać dużych ilości ciepła antropogenicznego czy pary
wodnej np. w pobliżu chłodni kominowych elektrociepłowni.
W mieście, szczególnie latem, sumy opadów są wyższe niż na
terenach poza miejskich. Przypadki intensywnych opadów, np.
burzowych w mieście są częstsze. Większe opady są skutkiem
oddziaływania tych samych czynników, które powodują wzrost
zachmurzenia.
Ewapotranspiracja jest w mieście w znacznym stopniu
zredukowana.
Może
stanowić
nawet
zaledwie
38% ewapotranspiracji występującej na terenach sąsiadujących z
miastem. Jest to głównie parowanie, a nie transpiracja bo udział
terenów zielonych w mieście jest stosunkowo niewielki, jest więc
mało roślin, które oddychają. Parowanie jest niskie, ponieważ w
mieście jest mało wody, która mogłaby parować, a opady są
odprowadzane z miasta przez system kanalizacji miejskiej, nie
wsiąkają więc i nie parują na obszarze miasta.
Rys. 3 przedstawia
średnie miesięczne
wartości temperatur
y i opadów w
wybranych
miastach w Europie.
Ilość wody
dostarczanej do
miasta zależy
przede wszystkim
od strefy
klimatycznej i typu
klimatu w jakim
leży dane miasto,
jednak wpływ
miasta może
spowodować
zwiększenie rocznej
sumy opadów
nawet o 20-30%.
Powierzchnia miasta uniemożliwia wsiąkanie wody w
podłoże, gdyż jest pokryta asfaltem, betonem,
kamieniami. Dlatego też odpływ powierzchniowy jest
prawie cztery razy większy w mieście niż poza nim, zaś
odpływ podziemny jest niższy o 50%. Powoduje to niską
retencję. Pokrywa śnieżna jest formą czasowej retencji
wody w mieście. Jednakże zanika ona szybciej w mieście
niż na terenach je otaczających wskutek wpływu
miejskiej wyspy ciepła i działalności człowieka
(usuwanie śniegu z terenów ulic, placów). Ponadto
zanieczyszczenie powietrza osiadające na śniegu obniża
jego albedo (jest parametrem określającym zdolność
odbijania promieni przez daną powierzchnię), sięgające w
warunkach naturalnych nawet 90%. Zwiększa to
pochłanianie
energii,
podwyższa
temperaturę
i
przyspiesza topnienie śniegu.
Bilansowanie zasobów wodnych
Bilansowanie zasobów wodnych polega na porównaniu ilości wody jaka
dostaje się do zlewni z ilością jaka z niej odpływa w danym przedziale czasu
(np miesiąc, rok, wielolecie). Możemy utworzyć ogólne równanie bilansu dla
wybranej zlewni, porównując ilości wody dopływającej do niej (wejście) z
ilością , która odpływa (wyjście) .
Przyjmując, że retencja początkowa zlewni oraz opad atmosferyczny stanowią
wejście zaś odpływ ze zlewni straty (głównie na parowanie) i retencja
końcowa stanowią wyjście, możemy napisać ogólne równanie bilansu:
Wejście = Wyjście
Niech :
Wejście = Z + P
Wyjście = H + S + R
gdzie: Z - retencja początkowa
zlewni w mm,
P - opad atmosferyczny w mm
H - odpływ ze zlewni w mm
S – straty, głównie na parowanie w mm
R - retencja końcowa w mm
Stosując ww. oznaczenia możemy napisać:
Z+P=H+S+R
Przekształcając kolejno, otrzymujemy:
Z-R=H+S–P
R – Z = P – (H + S)
R – Z = ∆R
∆R = P – H - S
Uwaga!. Wielkość ∆R (retencja) może być ujemna lub dodatnia. Możemy
wówczas napisać:
P = H + S ±∆R
±∆
W przypadku kiedy różnica retencji (∆R) równa się zero mówimy o
uproszczonym bilansie wodnym zlewni. Równanie przybierze wówczas
postać uproszczoną.
P=H+S
Dzieląc równanie bilansu przez opad otrzymamy:
H/P + S/P = 1
Oznaczając: S/P = β otrzymamy zależność współczynnika odpływu α
od parametru β - współczynnika strat.
Możemy napisać:
α=1-β
Uproszczony bilans wodny stosujemy często w przypadku kiedy
rozpatrujemy dłuższy okres, np wielolecie. Zdarza się bowiem, że
retencja Z na początku okresu równa jest retencji końcowej R.
Wielkość opadu i odpływu określane są bezpośrednio na podstawie
obserwacji (deszczomierze, pluwiografy, łaty wodowskazowe,
limnigrafy).
Określając bilans z wielolecia dla danego obszaru posługujemy się
wielkościami średnimi czyli:
P - średnią roczną wysokością opadu obszarowego z wielolecia w mm,
H - średnią roczną wielkością odpływu z wielolecia w mm,
S - średnią roczną wysokością strat bilansowych, tzw. deficytem odpływu w
mm.
Średni roczny opad obszarowy z wielolecia obliczamy przy zastosowaniu
jednej z metod graficznych, służących do wyznaczania opadu średniego dla
danego obszaru. Metody te bazują na danych pochodzących z posterunków
opadowych rozmieszczonych na badanym terenie. W przypadku braku stacji
pomiarowych opad średni można określić na podstawie atlasu klimatycznego.
Średnią roczną wielkość odpływu z wielolecia w przypadku prowadzonych
na rzece obserwacji wodowskazowych ustalamy jako średnią arytmetyczną
rocznych odpływów (policzonych przy wykorzystaniu przepływu QS)
podzielonych przez powierzchnię zlewni. W przypadku braku obserwacji do
obliczenia przepływu średniego rocznego z wielolecia stosujemy wzory
empiryczne (np. wzór Iszkowskiego, Kajetanowicza, Punzeta ).
Wzór Iszkowskiego
Wzór służy do obliczania przepływu średniego rocznego SQ przy danych
parametrach zlewni:
SQ = Qs = 0,03171 CS — P — A [m3/s]
P - opad normalny roczny w m,
A - powierzchnia zlewni w km2,
Cs - współczynnik odpływu - wartość stabelaryzowana.
0,03171 - zamiennik wartości wskaźnika opadu wyrażonego w m na
przepływ w m3/s
Wartości współczynnika Cs zawiera tabela 1.
Wartości współczynnika odpływu Cs do wzoru Iszkowskiego
Tabela 1
Grupa topograficzna zlewni
Współczynnik odpływu Cs
Bagna i niziny
Niziny i płaskie wysoczyzny
Częściowo niziny, częściowo
pagórki
Pagórki o łagodnych stokach
Częściowo przedgórza,
częściowo pagórki lub strome
pagórki
Karkonosze, Sudety, Beskidy
(średnie)
Wysokie góry
0,20
0,25
0,30
0,35
0,40
0,55
0,6 - 0,7
Bilans cieplny powierzchni terenu, z której może odbywać się parowanie
można przedstawić następująco:
R = EL + A +G
gdzie:
R – radiacja netto zwana również saldem promieniowania lub bilansem
promieniowania. Jest to różnica między promieniowaniem dochodzącym do
powierzchni terenu a promieniowaniem przez tę powierzchnię traconym,
inaczej jest to część promieniowania słonecznego, która nie zostaje zwrócona
do atmosfery [W/m2],
E – natężenie parowania z powierzchni terenu [mm/s],
L – ciepło utajone parowania [2,512 106 J/m2 mm], odnosi się do ciepła
straconego przez powietrze, kiedy woda przechodzi w parę wodną - jest ilością
energii potrzebną do zamiany 1 kg cieczy w gaz przy stałej temperaturze.
A – wymiana ciepła z atmosferą [W/m2],
G – wymiana ciepła z gruntem [W/m2].
Powyższy wzór Stachý oparty został wyłącznie na czynnikach
klimatycznych przy wpływie czynników fizycznogeograficznych zlewni
dla rzek pojeziornych, wyżynnych i nizinnych.
Dla obszarów górskich (Karpaty, Sudety) zależności nie zostały
opracowane.
Wzór Krzanowskiego
Uzupełnieniem omówionych powyżej wzorów Stachý jest wzór dla
obszaru Karpat Polskich, opracowany przez Krzanowskiego. Do
ustalenia wzoru posłużyły dane hydrometryczne dla 29 profili
wodowskazowych z lat 1951-1960. Autor wzoru, podobnie jak Stachý,
uzależnił współczynnik odpływu c od czynnika fizycznogeograficznego,
jakim jest średnia wysokość zlewni hs.
Ogólna postać wzoru to:
hs – średnia wysokość zlewni nad poziomem morza [km].
A1 – teoretyczny współczynnik odpływu będący funkcją opadu i
maksymalnego parowania terenowego, określany ze wzoru:
Wzory określające wysokość odpływu
jednostkowego
Wzory mogą odnosić się zarówno do dużych obszarów, jak i do
pojedynczych zlewni.
Ze wzorów należy wymienić wzór Wołoszyna określony dla zlewni
Bobru:
H = 0,905 P – 340
gdzie:
H – odpływ roczny średni z wielolecia [mm],
P - opad roczny średni z wielolecia [mm].
Ze wzorów za pomocą których oblicza się bezpośrednio
odpływ jednostkowy, należy wymienić wzór Punzeta oraz
Byczkowskiego i Mandes.
Wzór Punzeta
Opracowany został dla dorzecza górnej Wisły. Do ustalenia równania
posłużyły dane dla 66 profili wodowskazowych, zamykających zlewnie
A < 600 km2 w Karpatach oraz A < 800 km2 .
Wzór służy do obliczania przepływu średniego rocznego na terenach
całego dorzecza górnej Wisły.
QR = qR — A
2 , 05576
0,00001151 ⋅ P
qR =
0 , 04435
N
⋅J
0 , 0647
gdzie:
qR – średni roczny spływ jednostkowy, [l/s—km2],
A - powierzchnia zlewni, [km2],
P - średni roczny opad atmosferyczny w dorzeczu, [mm],
J - umowny wskaźnik spadku podłużnego ∆W/L, w ‰,
∆W - różnica wzniesień pomiędzy źródłami a wysokością przekroju
(badanego profilu) [km],
L - długość cieku, [km],
N - wskaźnik nieprzepuszczalności gleb w dorzeczu Bołdakowa,
charakteryzujący stosunki geologiczno - glebowe, zagospodarowanie
zlewni wg tabeli (J. Ratomski, H. Witkowska, Podstawy projektowania
regulacji potoków górskich przy uwzględnianiu ruchu rumowiska, Tab.
3.9).
Wzór Byczkowskiego i Mandes
Opracowany został dla dorzecza Narwi i rzek sąsiednich na podstawie
danych z 68 profili wodowskazowych z lat 1951-1985. Dobór
parametrów wzoru przeprowadzono metodą quasi-optymalizacyjną
Kaczmarka.
Wzór ma postać:
gdzie:
J – jeziorność zlewni [%]
• Wskaźnik jeziorności można obliczyć z następującego wzoru:
J = Fj /A
gdzie:
Fj – powierzchnia jezior w zlewni [km2],
A – całkowita powierzchnia zlewni [km2].
ψ - wskaźnik stoczystości, obliczony ze wzoru wg Kajetanowicza
Współczynnik odpływu wg Kajetanowicza uzależnia jego wielkość od
średniej wysokości nadmorskiej zlewni oraz od jej powierzchni.
αg = 0,095 ⋅ Ws0,2 ⋅ ψ0,084
αn = 0,063 ⋅ Ws0,25 ⋅ ψ0,1
gdzie:
αg - współczynnik odpływu dla rzek górskich,
αn - współczynnik odpływu dla rzek nizinnych,
Ws - średnia wysokość nadmorska zlewni liczona wg wzoru:
Ws = 0,5 ⋅ (Wz + Wu) [m n.p.m.]
Wz – wysokość źródeł, w m n. p. m.,
Wu - wysokość ujścia w m n.p.m.
ψ - średnie nachylenie zboczy liczone wg wzoru:
∆W
Ψ=
A
(%)
∆W = Wz − Wu
A – powierzchnia zlewni w km2.
Wzory na przepływ średni roczny stanowią podstawę (dla cieków nie
obserwowanych ) do obliczeń przepływów niższych od średniego.
-przepływ
absolutni e
n a j n i ż s z y Q0
Q0 = 0,2 * ν* Qs
-p r z e p ł y w
średni
n i s k i Q1
Q1 = 0.4 * ν * Qs
-przepływ
z w y c z a j n y (środkowy) Q2
Q2 = 0.7 * ν * Qs
-
gdzie:
ν - współczynnik zależny od zdolności retencyjnej zlewni (Lambor, str 324,
Hydrologia Inżynierska).
S - Średnia roczna wieloletnia wysokość strat bilansowych to straty na:
- parowanie fizyczne (ze zbiorników, gleby, roślin),
- parowanie fizjologiczne (poprzez żywe organizmy),
- parowanie poprzez reakcje chemiczne,
- ubytki spowodowane przez trudne do zmierzenia odpływy wód
podziemnych, a niekiedy powierzchniowych.
Wśród w/w strat grupę
najliczniejszą stanowi parowanie fizyczne i
fizjologiczne określane często parowaniem terenowym, zależne od
wysokości rocznej sumy opadowej, natężenia opadu , od podziału opadu na
poszczególne miesiące, średniej temperatury miesięcznej, wilgotności
powietrza, wysokości n p. m. , rodzaju upraw, gruntu, rzeźby terenu itp.
Największy jednak wpływ wywierają opady, szata roślinna i temperatura. Na
tych wiec parametrach opiera się większość wzorów empirycznych.