1 - Republika WWW

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
Korespondencja stanów wody-stanem wody na wodowskazie B,korespondującym ze
stanem wody w profilu A nazywamy stan zanotowany w czasie t2 gdy woda,która
znajdowała się w profilu A w chwili t1 dopłynie do profiluB. Przy wyznaczaniu
stanów korespondujących należy znać czas przepływu wody przez odcinek pomiędzy
profilem AiB. Czas ten jednak nie jest wielkością stałą i zmienia się zależnie od
napełnienia koryta rzeki h oraz spadku zwierciadła wody i.Stany korespondujące
wyznacza się
na podstawie analizy hydrogramow stanow wody.Najczesciej przyjmuje się jako
korespondujące stany ekstremalne.Równanie związku 2 wodowskazów-w
wyniku analizy hydrogramów wybrany zostaje zbiór korespondujących ze sobą stanów
wody.Zbiór nanosi się na wykres w postaci zbioru punktów,gdzie Ha=xiHb=y. Wykres
ten to diagram korelacyjny.Punkty na wykresie należy wyrównać za pomocą
rachunku wyrównawczego,
najczęściej stosuje się metodę najmniejszych kwadratów. Liniowy związek 2
wodowskazów wyraza się równaniem y=ax+b y-stan wody we wodowskazie
dolnym[cm] x-stan wody we wodowskazie górnym[cm]a,b-parametry związku.
Zazwyczaj związek stanów wody nie jest związkie
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 Apow. 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.
Proces odpływu jest wynikiem oddziaływania wielu różnych czynników, które można
podzielić na klimatyczne oraz fizjograficzne, zwane też fizycznogeograficznymi.
Oddziaływanie poszczególnych czynników na odpływ może być bezpośrednie lub pośrednie
Oddziaływanie bezpośrednie powoduje zmiany wartości odpływu i jego rozkładu w
czasie. Oddziaływanie pośrednie polega na kształtowaniu wielkości zjawisk wpływających
na proces odpływu. W zlewniach dużych rzek odpływ kształtuje się przede wszystkim pod
wpływem czynników klimatycznych. Przeciwnie - w zlewniach małych odpływ
kształtowany jest głównie przez lokalne czynniki fizycznogeograficzne. Im mniejsza
powierzchnia zlewni, tym większy jest wpływ nieklimatycznych czynników lokalnych na
kształtowanie się odpływu.Czynniki klimatyczne: Czynniki klimatyczne dzieli się na
bezpośrednie: opady atmosferyczne i parowanie terenowe, oraz pośrednie: temperatura
powietrza, ciśnienie atmosferyczne, wilgotność powietrza, prędkość wiatru.
Czynniki pośrednie oddziałują na odpływ jedynie pośrednio poprzez kształtowanie
wielkości opadów i parowania. Analizując wpływ opadu i parowania na odpływ, należy
przede wszystkim rozpatrywać wzajemne powiązania między opadem, odpływem i
parowaniem terenowym. Przy bardzo małych wartościach opadu parowanie równe jest jego
wysokości (strefa I). Wraz ze wzrostem opadów wzrasta również parowanie - jest to
zależność prostoliniowa. W tych warunkach odpływu stan taki utrzymuje się do pewnej
granicy, po przekroczeniu której przyrost parowania staje się powolniejszy od przyrostu
opadów (strefa II). Zależność parowania od opadów, staje się krzywoliniowa. Jednocześnie
wraz ze zwiększaniem się opadu pojawia się i wzrasta odpływ, początkowo bardzo powoli,
później coraz szybciej - według linii krzywej. Wzrost parowania trwa aż do momentu
osiągnięcia granicy zdolności ewaporacyjnej terenu. Wartość parowania terenowego
odpowiadająca temu stanowi została nazwana przez Oldekopa największym możliwym
parowaniem terenowym. Od tego momentu, przy dalszym wzroście opadu, parowanie nie
zmienia się, natomiast cała nadwyżka opadu zasila odpływ (strefa III). Zależność odpływu od
opadu staje się prostoliniowa
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.
5.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.
6.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.
7.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.
8.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.
9.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 10.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.
11.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
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.
funkcyjnym lecz statycznym.W przypadku zw.statycznego okresla się 2 równania
regresji yx=f(x) oraz xy=(y). Związki te okreslają średnie warunkowe wartości
zmiennej y przy danej wartości zmiennej x oraz srednie warunkowe wartości zmiennej
x przy danej wartości zmiennej y. Współczynnik korelacji r -specjalna miara
charakteryzująca stopień zależności liniowe pomiędzy zmiennymi x i y. Okreslając
związek 2 wodowskazów oblicza się błąd sredni związku zwany standardowym
błędem oceny który jest oceną ścisłości związku.Wielkość ta podaje szerokość
przedziału,w którym zawieraja się na wykresie punkty stanowiace materiał
podstawowy do określania równania związku.Złożone związki 2 wodowskazówwykresy związku 2 wodowskazów często wykazują cechy nieciągłości, można je
opisywać za pomocą 2 lub więcej prostych. Zmiany trwałe związku 2
wodowskazów-występują przy
wszelkiego rodzaju zmianach morfologii koryta rzeki w jednym lub obydwóch
przekrojach wodowskazowych oraz przy zmianie poziomu zera wodowskazu. Zmiany
kształtu koryta- zachodzące w wyniku regulacji rzeki lub jej obwałowania wpływają na
zmianę korespondujących stanów wody w stosunku do okresu poprzedniego. Zmiany
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.
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
12.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.
13.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.
14.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.
15.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. Stan wody mierzy się za pomocą
wodowskazów: wodowskazy łatowe(łata wodowsk i podziałka) w profilach wodnych
łaty umocowuje się do pali lub belek stalowych wbitych w dno rzeki,istotny elementpoziom zera podziałki,ustalany niwelacyjnie,w zasadzie dowolny,w praktyce
przyjmowany poniżej najniższego stanu wody; wodowskazy palowe:szereg pali
wbitych w przekroju poprzecznym rzeki w dno rzeki i skarpy,pomiar polega na
domierzaniu wzniesienia zwierciadła wody ponad główką pala zanurzonego w wodzie,
pływakowe:pływak utrzymujący się na powierzchni wody oraz podnoszącego się i
opadającego wraz ze zmianami stanów wody,zawieszone na lince opasującej koło
sprzężone z mechanizmem wskazującym,samopiszące(limnigrafy)umożliwiają
uzyskanie ciągłej informacji o zmianach stanów w określonym profilu,składają się z
urządzenia pomiarowego (limnigrafy pływakowe,ciśnieniowe,elektroniczne) i
rejestrującego(analogowe,cyfrowe),telelimnigrafy(wodowskazy zdalnie przekazujące),
16.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.
17.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=aT n 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.
Krzywa natężenia przepływu:Punkt denny:gdy przepływ jest równy
0.Załomu:przecięcie się skarpy brzegowej z rzędną koryta niskiej wody. Brzegowy:
znajduje się na poziomie stanu brzegowego(stan wody równy z krawędzią brzegu
koryta.Graniczny łożyska:odpowiada najwyższemu stanowi w danym profilu w okresie
obserwacji. Wyrównanie krzywej:Analityczna:Q=a(H-B) n ; T=H-B; Q=aTn ;
Wyznaczanie stałej B:Metody terenowe:znając stan wody i głębokość max. określa się
B=H-hmax; B=(H-hamx)/n;Metoda Głuszkowa:opiera się na odręcznej wyrównanej
krzywej przepływu, obiera się 2 punkty skrajne leżące na krzywej.Metoda
prób:logQ=loga+nlogT; początek przesuniętego równolegle ukł. współrzędnych
znajduje się w punkcie dennym. Określanie parametrów:Metoda graficzna:polega na
odręcznym wyrównaniu punktów pomiarowych o współrzędne TiQ;wartość loga
odczytuje się z wykresu; n=ctgl=logQ/logT.Ekstrapolacja analityczna:strefy wysokie
polega na obliczaniu wartości przepływów w całym obszarze zmienności stanów
wody,aż do stanów najwyższych. Ekstrapolacja graficzna:strefy wysokie przedłużenie
krzywej przepływu do najwyższego stanu wody(WWW) poza strefą objętą pomiarami
w sposób analogiczny. Trwałe zmiany krzywej przepływu:erozja,akumulacja, zmiana
poziomu zera wodowskazu,zmiany kształty przekroju, zmiany miejsca profilu
wodoskazowego,obwałowanie. Zmiany nietrwałe:spadek zwierciadła
wody(spiętrzanie, depresje);histereza krzywej:powoduje że w fazie przyboru prędkości
więc natężenie jest większe podczas przyboru niż opadania.
18.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.
19.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).
20.Pojęcie retencji. Czasowe zatrzymanie lub ograniczenie prędkości czyli
spowolnienie obiegu wody.Zjawisko: naturalne lub sztuczne zatrzymywania wody na
powierzchni, w glebie i pod ziemia, jej wielkość wyraża się w m3 lub mm. 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.
21.Rumowiskiem nazywamy produkty mechanicznej lub chemicznej działalności wody
występującej w korytach rzek. Rumowiska dzielimy na unoszone i
wleczone.Transportem rumowiska rzecznego nazywamy proces poruszania cząstek
rumowiska przez płynącą wodę i przenoszenia w dół rzeki.Miary transportu:masa
transportu,objętość i natężenie transportu. Pomiary natężenia transportu unoszonegopomiar w określonym punkcie przekroju wartości zmącenia za pomocą np. batometrów
(różnego rodzaju zbiorniki,które pobierają w dowolnym punkcie przekroju określoną
objętość wody wraz z unoszonym rumowiskiem, próbka wpływać powinna z prędkością
=prędkości przepływu, czas poboru dostatecznie długi) metoda
fotometryczna(fotometry),metoda elektroporowa(wykorzystuje zjawisko różnicy
oporności w przepływie prądu między elektrodami umieszczonej w wodzie czystej a z
unosinami)metoda ultradźwiękowa(zjawisko tłumienia energii wiązki ultradźwięków
przy przepuszczaniu jej przez wodę z zawartymi w niej unosinami)metody
radioizotopowe,Pomiary transportu rumowiska wleczonego-pomiary
łapaczkowe(skrzynie metalowe zaopatrzone w ster kierunkowy,opuszczane dno i
zatrzymujące w swym wnętrzu ziarna wleczone po dnie)
22.Ewaptranspiracja -proces ulatniania się wody do atmosfery poprzez parowanie
terenowe, transpirację roślin i sublimację. 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.
23.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.
24.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.
25.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.
26.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.
27.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.
28.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.
29.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
rzędnej zera wodowskazu-uwidaczniają się na wykresie równoległym przesunięciem
linii związku o stałą wartośćH mierzona wzdłuż osi współrzędnych. Zmiany
nietrwałe-występują przy czasowych podpiętrzeniach stanów wody przez czynniki
naturalne lub sztuczne.Naturalne-gdy poniżej profilu wodowskazowego oddziaływać
będą czynniki utrudniające przepływ(zatory lodowe itp.).Sztuczne-spowodowane są
przez budowle piętrzące znajdujące się na rzece poniżej profilu wodowskazowego lub
na odbiorniku.Zminy sezonowe-są wynikiem podpiętrzenia stanów wody jakie
występuje w określonych sezonach roku.W okresie letnim-zarastanie koryt rzecznych
roślinnością wodną zima-zjawiska lodowe. Zastosowanie związków-1.korekta stanów
wody odczytywanych przez obserwatorów,błędy wykrywane za pomocą wykresów
kontrolnych.2.uzupełnianie brakujących stanów wody za pomocą związków
wodowskazów można uzupełnić luki w chronologicznych ciągach obserwowanych
stanów wody.3.kontrola zmian zachodzących w korycie rzeki i w położeniu
wodowskazów4.opracowanie prognoz hydrologicznych,przewidywanie przebiegu
stanów wody w rozpatrywanym posterunku wodowska
podziemnej, niżówki przepływów rzecznych. Przyczynami suszy atmosferycznej są:
niedobór opadów, większe nasłonecznienie, wysoka temperatura powietrza, gorący
wiatr.
30.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.
31.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.
32.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.
33.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.
34.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. 35.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 k L 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)
36.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
37.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
38.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)
39.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. 40.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.
41.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
42. Bilans wodny zlewni rzecznej –bilans wodny wykorzystując prawo zachowania
masy, stanowi porównianie przybytków i ubytków wody,charakteryzując obieg wody w
danej przestrzeni bilansowania. Równianie bilansu wodnego (wg Dębskiego):
Z+P=H+S+R (Z-zapas wody zmagazynowanej na obszarze zlewni na początku;P-opad
atmosferyczny;H-odpływ;S-straty wody na parowanie lub woda opuszczająca obszar w
inny sposób;R-retencja końcowa) Okres bilansowania powinien być dość długi,aby było
można uzyskać przeciętną dla wielolecia charakterystykę stosunków bilansowych
rozpatrywanej zlewni.Gdy przyjmiemy okres zbyt krótki,może wystąpić sytuacja,że
będzie pokrywał się on z seria lat suchych lub mokrych i będzie odbiegał od
przeciętnego.Chociaż jeśli będzie zbyt długi to może nastąpić niezachowanie
jednorodności elementów bilansu. Rodzaje:Bilanse wodne naturalne(charakteryzują
naturalny obieg wody w zlewni,wynikający z warunków klimatycznych i
fizjograficznych oraz zwykłego użytkowania zlewni)sztuczne(odnoszą się do
stosunków obiegu wody,będących wynikiem celowego sterowania przez człowieka,lub
skutkiem działalności gospodarczej) (na ściądze tej od czesia 25-sposoby
rozwiązywania równań bilansu)
43. Osłona hydrologiczna-schemat działań i powiązań składających się na całość
procesu opracowywania i rozpowszechniania ostrzeżeń i prognoz.Obejmuje
podsystemy obserwacji,transmisji i przetwarzania danych,opracowywania i
rozpowszechniania ostrzeżeń i prognoz oraz ich sprawdzalności.
Zmienna losowa X:jest to taka wielkość która na wskutek przypadkowego
współdziałania różnych czynników może przybierać różne z określonym
prawdopodobieństwem różne wartości liczbowe.Zmienne typu ciągłego:może
przyjmować wszystkie wartości rzeczywiste x należące do obszaru zmienności
badanego zjawiska;Przykład:Q[m3/s], zmienna X może przyjmować dowolne wartości
w przedziale zmienności przepływu.Zmienna typu skokowego:może przyjmować
skończoną lub przeliczaną liczbę wartości; Przykład:jest liczba przypadków pojawienia
się przepływu max Qmax>Qkr w ciągu założonego czasu trwania obiektu T, zmienna
losowa może przyjmować wartości m=1,2,…,n. Rozkład prawdopodobieństwa
zmiennej losowej X:jest to funk. określająca jakie jest prawdopodobieństwo że zmienna
losowa X przyjmie jedną wartość zawierających się w
przedziale liczbowym S na osi zmiennej X.Metoda momentów:opiera się na tzw.
momentach rozkładu zmiennej losowej.Momentem rzędu k zmiennej losowej X
względem wartości a nazywa się średnią arytmetyczną odchyleń wartości zmiennej xi
od wartości a,podniesionych do k. Moment początkowy(zwykły) dla a=0.Moment
centralny (środkowy):dla a=x.Metoda kwantyli:opiera się na określonych
szczególnych wartościach zmiennej X zwanych kwantylami.Kwantylem rzędu p
nazywa się wartość zmiennej xp spełniającą wyrażenie P(X>x p)=p; (taką wartość xp,
której prawdopod. Przekroczenia wynosi p.Kwantyle rozkładu przyrównuje się do
kwantyli z próby.Kwantylem z próby xp nazywa się taką wartość liczbową zmiennej X
od której p% wyrazów w próbie będzie większych lub będzie jej równch. Jeżeli ciąg
rozdzielczy jest regularny i długi to kwantyle można ustalać drogą interpolacji między
wyrazami ciągu. Kwantyle odczytuje się z wyrównanego wykresu sumowanych
częstotliwości.wykres taki otrzymuje się przez na niesienie ciągu rozdzielczego na
podziałkę prawdopod. i odręczne wyrównanie za pomocą krzywej.Miara
asymetrii:wykazuje jaki jest rozdział spostrzeżeń po obydwu stronach wartości
najczęściej powtarzającej wskazują spostrzeżenia(wartości układają się symetrycznie
lub niesymetrycznie);jeśli zbiór jest symetryczny to miara asymetrii jest zero,median
zaś jest identyczna ze średnią.Brak asymetrii wartość asymetrii jest tym większa im
większa jest różnica liczby spostrzeżeń po obu stronach dominanty.Asymetria może być
dodatnia jeśli ponad połowa wyrazów zbioru jest większa od wartości modalnej
(wartość średnia i mediana są większe od modalnej)Ujemna gdy ponad połowa
wyrazów zbioru jest mniejsza od wartości modalnej(wartość średnia i mediana są
mniejsze od modalnej). Przedział ufności:gdyby z tej samej zbiorowości generalnej
wziąć kilka różnych prób losowych o jednakowej liczebności to otrzyma się różne
wartości xp.Więc oszacowane na podstawie różnych prób losowych charakterystyki
statystyczne są nowymi zmiennymi losowymi tworzącymi nowe wtórne
zbiorowości.Wartość średnia tej zbiorowości jest szukaną charakterystyką.Z własności
rozkładu normalnego wynika że w przedziale ±σ wokół wartości średniej zawarte jest
68% elementów zbiorowości itp.Liczby te podają jakie jest prawdopodobieństwo że
dowolny element badanej zbiorowości będzie różnił się wartości średniej nie więcej niż
o szerokość przedziału,będzie zawierał się w przedziale:(x p-tσxp;xp+σxp).Im to
prawdopod. jest wyższe tym granice przedziału będą szerszei odwrotnie.Przedział
ufności:P(xp-tσ xp<xp<xp+tσ xp)=Pα ; xp-rzeczywista wartość badanego kwantyla;xp-ocena
badanego kwantyla oszacowana na podstawie próby;σ xp-odchylenie średnie wtórnej
zbiorowości wielkości xp. Metoda decyli:parametry rozkałdu szacuje się metodą
kwantyli, określa się wartość kwantyli dla p=10;50;90%.
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.
Korespondencja stanów wody-stanem wody na wodowskazie B,korespondującym ze stanem wody w profilu A nazywamy stan
zanotowany w czasie t2 gdy woda,która znajdowała się w profilu A w chwili t1 dopłynie do profiluB. Przy wyznaczaniu stanów
korespondujących należy znać czas przepływu wody przez odcinek pomiędzy profilem AiB. Czas ten jednak nie jest wielkością stałą i
zmienia się zależnie od napełnienia koryta rzeki h oraz spadku zwierciadła wody i.Stany korespondujące wyznacza się
na podstawie analizy hydrogramow stanow wody.Najczesciej przyjmuje się jako korespondujące stany ekstremalne.Równanie związku 2
wodowskazów-w
wyniku analizy hydrogramów wybrany zostaje zbiór korespondujących ze sobą stanów wody.Zbiór nanosi się na wykres w postaci zbioru
punktów,gdzie Ha=xiHb=y. Wykres ten to diagram korelacyjny.Punkty na wykresie należy wyrównać za pomocą rachunku
wyrównawczego,
najczęściej stosuje się metodę najmniejszych kwadratów. Liniowy związek 2 wodowskazów wyraza się równaniem y=ax+b y-stan
wody we wodowskazie dolnym[cm] x-stan wody we wodowskazie górnym[cm]a,b-parametry związku. Zazwyczaj związek stanów wody
nie jest związkiem
funkcyjnym lecz statycznym.W przypadku zw.statycznego okresla się 2 równania regresji yx=f(x) oraz xy=(y). Związki te okreslają
średnie warunkowe wartości zmiennej y przy danej wartości zmiennej x oraz srednie warunkowe wartości zmiennej x przy danej wartości
zmiennej y. Współczynnik korelacji r -specjalna miara charakteryzująca stopień zależności liniowe pomiędzy zmiennymi x i y. Okreslając
związek 2 wodowskazów oblicza się błąd sredni związku zwany standardowym błędem oceny który jest oceną ścisłości związku.Wielkość
ta podaje szerokość przedziału,w którym zawieraja się na wykresie punkty stanowiace materiał podstawowy do określania równania
związku.Złożone związki 2 wodowskazów-wykresy związku 2 wodowskazów często wykazują cechy nieciągłości, można je opisywać za
pomocą 2 lub więcej prostych. Zmiany trwałe związku 2 wodowskazów-występują przy
wszelkiego rodzaju zmianach morfologii koryta rzeki w jednym lub obydwóch przekrojach wodowskazowych oraz przy zmianie poziomu
zera wodowskazu. Zmiany kształtu koryta- zachodzące w wyniku regulacji rzeki lub jej obwałowania wpływają na zmianę korespondujących
stanów wody w stosunku do okresu poprzedniego. Zmiany rzędnej zera wodowskazu-uwidaczniają się na wykresie równoległym
przesunięciem linii związku o stałą wartośćH mierzona wzdłuż osi współrzędnych. Zmiany nietrwałe-występują przy czasowych
podpiętrzeniach stanów wody przez czynniki naturalne lub sztuczne.Naturalne-gdy poniżej profilu wodowskazowego oddziaływać będą
czynniki utrudniające przepływ(zatory lodowe itp.).Sztuczne-spowodowane są przez budowle piętrzące znajdujące się na rzece poniżej
profilu wodowskazowego lub na odbiorniku.Zminy sezonowe-są wynikiem podpiętrzenia stanów wody jakie występuje w określonych
sezonach roku.W okresie letnim-zarastanie koryt rzecznych roślinnością wodną zima-zjawiska lodowe. Zastosowanie związków-1.korekta
stanów wody odczytywanych przez obserwatorów,błędy wykrywane za pomocą wykresów kontrolnych.2.uzupełnianie brakujących stanów
wody za pomocą związków wodowskazów można uzupełnić luki w chronologicznych ciągach obserwowanych stanów wody.3.kontrola
zmian zachodzących w korycie rzeki i w położeniu wodowskazów4.opracowanie prognoz hydrologicznych,przewidywanie przebiegu
stanów wody w rozpatrywanym posterunku wodowska
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.
Proces odpływu jest wynikiem oddziaływania wielu różnych czynników, które można podzielić na klimatyczne oraz fizjograficzne, zwane też
fizycznogeograficznymi. Oddziaływanie poszczególnych czynników na odpływ może być bezpośrednie lub pośrednie Oddziaływanie bezpośrednie
powoduje zmiany wartości odpływu i jego rozkładu w czasie. Oddziaływanie pośrednie polega na kształtowaniu wielkości zjawisk
wpływających na proces odpływu. W zlewniach dużych rzek odpływ kształtuje się przede wszystkim pod wpływem czynników klimatycznych.
Przeciwnie - w zlewniach małych odpływ kształtowany jest głównie przez lokalne czynniki fizycznogeograficzne. Im mniejsza powierzchnia
zlewni, tym większy jest wpływ nieklimatycznych czynników lokalnych na kształtowanie się odpływu.Czynniki klimatyczne: Czynniki
klimatyczne dzieli się na bezpośrednie: opady atmosferyczne i parowanie terenowe, oraz pośrednie: temperatura powietrza, ciśnienie
atmosferyczne, wilgotność powietrza, prędkość wiatru.
Czynniki pośrednie oddziałują na odpływ jedynie pośrednio poprzez kształtowanie wielkości opadów i parowania. Analizując wpływ opadu i
parowania na odpływ, należy przede wszystkim rozpatrywać wzajemne powiązania między opadem, odpływem i parowaniem terenowym. Przy
bardzo małych wartościach opadu parowanie równe jest jego wysokości (strefa I). Wraz ze wzrostem opadów wzrasta również parowanie - jest
to zależność prostoliniowa. W tych warunkach odpływu stan taki utrzymuje się do pewnej granicy, po przekroczeniu której przyrost parowania
staje się powolniejszy od przyrostu opadów (strefa II). Zależność parowania od opadów, staje się krzywoliniowa. Jednocześnie wraz ze
zwiększaniem się opadu pojawia się i wzrasta odpływ, początkowo bardzo powoli, później coraz szybciej - według linii krzywej. Wzrost
parowania trwa aż do momentu osiągnięcia granicy zdolności ewaporacyjnej terenu. Wartość parowania terenowego odpowiadająca temu
stanowi została nazwana przez Oldekopa największym możliwym parowaniem terenowym. Od tego momentu, przy dalszym wzroście
opadu, parowanie nie zmienia się, natomiast cała nadwyżka opadu zasila odpływ (strefa III). Zależność odpływu od opadu staje się prostoliniowa
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.
5.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.
6.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.
7.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.
8.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.
9.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: Qnatężenie 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 10.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.
11.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
12.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.
13.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.
14.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.
15.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. Stan wody mierzy się za pomocą wodowskazów: wodowskazy łatowe(łata wodowsk i
podziałka) w profilach wodnych łaty umocowuje się do pali lub belek stalowych wbitych w dno rzeki,istotny element-poziom zera
podziałki,ustalany niwelacyjnie,w zasadzie dowolny,w praktyce przyjmowany poniżej najniższego stanu wody; wodowskazy palowe:szereg
pali wbitych w przekroju poprzecznym rzeki w dno rzeki i skarpy,pomiar polega na domierzaniu wzniesienia zwierciadła wody ponad
główką pala zanurzonego w wodzie, pływakowe:pływak utrzymujący się na powierzchni wody oraz podnoszącego się i opadającego wraz ze
zmianami stanów wody,zawieszone na lince opasującej koło sprzężone z mechanizmem wskazującym,samopiszące(limnigrafy)umożliwiają
uzyskanie ciągłej informacji o zmianach stanów w określonym profilu,składają się z urządzenia pomiarowego (limnigrafy
pływakowe,ciśnieniowe,elektroniczne) i rejestrującego(analogowe,cyfrowe),telelimnigrafy(wodowskazy zdalnie przekazujące),
16.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.
17.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.
Krzywa natężenia przepływu:Punkt denny:gdy przepływ jest równy 0.Załomu:przecięcie się skarpy brzegowej z rzędną koryta niskiej
wody. Brzegowy: znajduje się na poziomie stanu brzegowego(stan wody równy z krawędzią brzegu koryta.Graniczny łożyska:odpowiada
najwyższemu stanowi w danym profilu w okresie obserwacji. Wyrównanie krzywej:Analityczna:Q=a(H-B)n ; T=H-B; Q=aTn ;
Wyznaczanie stałej B:Metody terenowe:znając stan wody i głębokość max. określa się B=H-hmax; B=(H-hamx)/n;Metoda
Głuszkowa:opiera się na odręcznej wyrównanej krzywej przepływu, obiera się 2 punkty skrajne leżące na krzywej.Metoda
prób:logQ=loga+nlogT; początek przesuniętego równolegle ukł. współrzędnych znajduje się w punkcie dennym. Określanie
parametrów:Metoda graficzna:polega na odręcznym wyrównaniu punktów pomiarowych o współrzędne TiQ;wartość loga odczytuje się z
wykresu; n=ctgl=logQ/logT.Ekstrapolacja analityczna:strefy wysokie polega na obliczaniu wartości przepływów w całym obszarze
zmienności stanów wody,aż do stanów najwyższych. Ekstrapolacja graficzna:strefy wysokie przedłużenie krzywej przepływu do
najwyższego stanu wody(WWW) poza strefą objętą pomiarami w sposób analogiczny. Trwałe zmiany krzywej
przepływu:erozja,akumulacja, zmiana poziomu zera wodowskazu,zmiany kształty przekroju, zmiany miejsca profilu
wodoskazowego,obwałowanie. Zmiany nietrwałe:spadek zwierciadła wody(spiętrzanie, depresje);histereza krzywej:powoduje że w fazie
przyboru prędkości więc natężenie jest większe podczas przyboru niż opadania.
18.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) k z=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.
19.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).
20.Pojęcie retencji. Czasowe zatrzymanie lub ograniczenie prędkości czyli spowolnienie obiegu wody.Zjawisko: naturalne lub sztuczne
zatrzymywania wody na powierzchni, w glebie i pod ziemia, jej wielkość wyraża się w m3 lub mm. 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.
21.Rumowiskiem nazywamy produkty mechanicznej lub chemicznej działalności wody występującej w korytach rzek. Rumowiska dzielimy
na unoszone i wleczone.Transportem rumowiska rzecznego nazywamy proces poruszania cząstek rumowiska przez płynącą wodę i
przenoszenia w dół rzeki.Miary transportu:masa transportu,objętość i natężenie transportu. Pomiary natężenia transportu unoszonego-pomiar
w określonym punkcie przekroju wartości zmącenia za pomocą np. batometrów (różnego rodzaju zbiorniki,które pobierają w dowolnym
punkcie przekroju określoną objętość wody wraz z unoszonym rumowiskiem, próbka wpływać powinna z prędkością =prędkości przepływu,
czas poboru dostatecznie długi) metoda fotometryczna(fotometry),metoda elektroporowa(wykorzystuje zjawisko różnicy oporności w
przepływie prądu między elektrodami umieszczonej w wodzie czystej a z unosinami)metoda ultradźwiękowa(zjawisko tłumienia energii
wiązki ultradźwięków przy przepuszczaniu jej przez wodę z zawartymi w niej unosinami)metody radioizotopowe,Pomiary transportu
rumowiska wleczonego-pomiary łapaczkowe(skrzynie metalowe zaopatrzone w ster kierunkowy,opuszczane dno i zatrzymujące w swym
wnętrzu ziarna wleczone po dnie)
22.Ewaptranspiracja -proces ulatniania się wody do atmosfery poprzez parowanie terenowe, transpirację roślin i sublimację. 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.
23.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.
24.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.
25.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.
26.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.
27.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.
28.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.
29.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.
30.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.
31.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.
32.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.
33.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.
34.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. 35.Współczynnik
redukcji letniej kL jest ilorazem rzeczywistego stanu przepływu w okresie zarastania QL do przepływu odczytanego z krzywej
konsumpcyjnej (dla tego samego stanu wody) k L=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)
36.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
37.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
38.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)
39.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. 40.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.
41.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
42. Bilans wodny zlewni rzecznej –bilans wodny wykorzystując prawo zachowania masy, stanowi porównianie przybytków i ubytków
wody,charakteryzując obieg wody w danej przestrzeni bilansowania. Równianie bilansu wodnego (wg Dębskiego): Z+P=H+S+R (Z-zapas
wody zmagazynowanej na obszarze zlewni na początku;P-opad atmosferyczny;H-odpływ;S-straty wody na parowanie lub woda
opuszczająca obszar w inny sposób;R-retencja końcowa) Okres bilansowania powinien być dość długi,aby było można uzyskać przeciętną
dla wielolecia charakterystykę stosunków bilansowych rozpatrywanej zlewni.Gdy przyjmiemy okres zbyt krótki,może wystąpić sytuacja,że
będzie pokrywał się on z seria lat suchych lub mokrych i będzie odbiegał od przeciętnego.Chociaż jeśli będzie zbyt długi to może nastąpić
niezachowanie jednorodności elementów bilansu. Rodzaje:Bilanse wodne naturalne(charakteryzują naturalny obieg wody w
zlewni,wynikający z warunków klimatycznych i fizjograficznych oraz zwykłego użytkowania zlewni)sztuczne(odnoszą się do stosunków
obiegu wody,będących wynikiem celowego sterowania przez człowieka,lub skutkiem działalności gospodarczej) (na ściądze tej od czesia 25sposoby rozwiązywania równań bilansu)
43. Osłona hydrologiczna-schemat działań i powiązań składających się na całość procesu opracowywania i rozpowszechniania ostrzeżeń i
prognoz.Obejmuje podsystemy obserwacji,transmisji i przetwarzania danych,opracowywania i rozpowszechniania ostrzeżeń i prognoz oraz
ich sprawdzalności.
Zmienna losowa X:jest to taka wielkość która na wskutek przypadkowego współdziałania różnych czynników może przybierać różne z
określonym prawdopodobieństwem różne wartości liczbowe.Zmienne typu ciągłego:może przyjmować wszystkie wartości rzeczywiste x
należące do obszaru zmienności badanego zjawiska;Przykład:Q[m3/s], zmienna X może przyjmować dowolne wartości w przedziale
zmienności przepływu.Zmienna typu skokowego:może przyjmować skończoną lub przeliczaną liczbę wartości; Przykład:jest liczba
przypadków pojawienia się przepływu max Q max>Qkr w ciągu założonego czasu trwania obiektu T, zmienna losowa może przyjmować
wartości m=1,2,…,n. Rozkład prawdopodobieństwa zmiennej losowej X:jest to funk. określająca jakie jest prawdopodobieństwo że zmienna
losowa X przyjmie jedną wartość zawierających się w
przedziale liczbowym S na osi zmiennej X.Metoda momentów:opiera się na tzw. momentach rozkładu zmiennej losowej.Momentem rzędu
k zmiennej losowej X względem wartości a nazywa się średnią arytmetyczną odchyleń wartości zmiennej x i od wartości a,podniesionych do
k. Moment początkowy(zwykły) dla a=0.Moment centralny (środkowy):dla a=x.Metoda kwantyli:opiera się na określonych szczególnych
wartościach zmiennej X zwanych kwantylami.Kwantylem rzędu p nazywa się wartość zmiennej x p spełniającą wyrażenie P(X>xp)=p; (taką
wartość xp, której prawdopod. Przekroczenia wynosi p.Kwantyle rozkładu przyrównuje się do kwantyli z próby.Kwantylem z próby xp
nazywa się taką wartość liczbową zmiennej X od której p% wyrazów w próbie będzie większych lub będzie jej równch. Jeżeli ciąg
rozdzielczy jest regularny i długi to kwantyle można ustalać drogą interpolacji między wyrazami ciągu. Kwantyle odczytuje się z
wyrównanego wykresu sumowanych częstotliwości.wykres taki otrzymuje się przez na niesienie ciągu rozdzielczego na podziałkę
prawdopod. i odręczne wyrównanie za pomocą krzywej.Miara asymetrii:wykazuje jaki jest rozdział spostrzeżeń po obydwu stronach
wartości najczęściej powtarzającej wskazują spostrzeżenia(wartości układają się symetrycznie lub niesymetrycznie);jeśli zbiór jest
symetryczny to miara asymetrii jest zero,median zaś jest identyczna ze średnią.Brak asymetrii wartość asymetrii jest tym większa im większa
jest różnica liczby spostrzeżeń po obu stronach dominanty.Asymetria może być dodatnia jeśli ponad połowa wyrazów zbioru jest większa od
wartości modalnej (wartość średnia i mediana są większe od modalnej)Ujemna gdy ponad połowa wyrazów zbioru jest mniejsza od wartości
modalnej(wartość średnia i mediana są mniejsze od modalnej). Przedział ufności:gdyby z tej samej zbiorowości generalnej wziąć kilka
różnych prób losowych o jednakowej liczebności to otrzyma się różne wartości xp.Więc oszacowane na podstawie różnych prób losowych
charakterystyki statystyczne są nowymi zmiennymi losowymi tworzącymi nowe wtórne zbiorowości.Wartość średnia tej zbiorowości jest
szukaną charakterystyką.Z własności rozkładu normalnego wynika że w przedziale ±σ wokół wartości średniej zawarte jest 68% elementów
zbiorowości itp.Liczby te podają jakie jest prawdopodobieństwo że dowolny element badanej zbiorowości będzie różnił się wartości średniej
nie więcej niż o szerokość przedziału,będzie zawierał się w przedziale:(xp-tσxp;xp+σxp).Im to prawdopod. jest wyższe tym granice przedziału
będą szerszei odwrotnie.Przedział ufności:P(xp-tσxp<xp<xp+tσxp)=Pα; xp-rzeczywista wartość badanego kwantyla;xp-ocena badanego
kwantyla oszacowana na podstawie próby;σxp-odchylenie średnie wtórnej zbiorowości wielkości xp. Metoda decyli:parametry rozkałdu
szacuje się metodą kwantyli, określa się wartość kwantyli dla p=10;50;90%.