Фізичні властивості природних вод

ФІЗИЧНІ ВЛАСТИВОСТІ ПРИРОДНИХ ВОД

Мета роботи: навчитись розраховувати основні фізичні характеристики вод, що мають велике екологічне значення, і зрозуміти їх залежність від зміни навколишніх умов.

 

Агрегатні стани і фазові переходи.

Залежність агрегатного стану води від тиску і температури зображена на діаграмі стану води, або фазовій діаграмі (рис.1.1). Крива ВВО називається кривою плавлення. При переході через неї зліва направо відбувається плавлення льоду, а зправа наліво – льодоутворення (кристалізація води). Крива ОК - крива пароутворення. При переході через неї зліва направо відбувається кипіння води, а справа наліво-конденсація водяної пари. АО - крива сублімації. При перетині її зліва направо відбувається випаровування льоду, а справа наліво - конденсація в тверду фазу (сублімація). Точка О називається потрійною точкою. В ній при тиску 610 Па і температурі 0,01 ⁰С (273,16 ⁰К) вода одночасно є у всіх трьох агрегатних станах.

Температура замерзання води Т_зам і температура кипіння води Т_кип залежить від тиску Р. В діапазоні зміни тиску від 610 до 1,013·10⁵ Па (чи 1 атм.) Т_зам трохи знижується (від 0,01 до 0 ⁰С), потім при рості тиску приблизно до 6·10⁷ Па (600 атм.) Т_зам падає до –5 ⁰С, а при збільшенні Р до 2,2·10⁸ Па (2 200 атм.) Т_зам зменшується до –22 ⁰С. При подальшому збільшенні тиску Т_зам починає швидко зростати. При дуже великому тиску утворюються особливі модифікації льоду, що відрізняються своїми властивостями від звичайного льоду.

Температура кипіння зі зменшенням тиску знижується. Тому на великих висотах в горах вода кипить при температурі нижчій, ніж 100 ⁰С. При рості тиску Т_кип зростає до т.зв. "критичної" точки К, коли при Р=2,2·10⁷ Па і Т = 374 ⁰С вода має одночасно властивості і рідини і газу.

На Т_зам води впливає її солоність S[‰]. Солоність – це відношення маси солі до маси розчину, виражене в промілле:

(1.1)

Збільшення солоності знижує Т_зам:

Т_зам = - 0,054 S [⁰С], де (1.2)

S – солоність води в ‰.

Густина води та її зміна в залежності від температури.

Густина ρ [кг/м³] - маса речовини в одиниці об’єму. Для всіх рідин, крім води, вона зростає при зниженні температури аж до точки замерзання. У прісної ж води при нормальному тиску ρ зростає зі зниженням температури лише до 3,98 ⁰С ^≈ 4 ⁰C, а при подальшому охолодженні густина зменшується аж до точки замерзання 0 ⁰С (табл.1.1).Отже температура 4 ⁰С є для прісної води температурою найбільшої густини (Т_нг). Густина льоду значно менша, ніж води в рідкому стані.

 

Таблиця 1.1

Густина води і льоду при різній температурі, кг/м³

 

Агрегатний стан	Температура води,^0С
-20
Вода	-	999,87	999,93	999,99		998,23	995,63
Лід		916,7	-	-	-	-	-

 

Рис. 1.1 Діаграма фазового стану води

Рис. 1.2. Залежність температури замерзання (1) та температури найбільшої густини (2) від солоності (графік Хелланд-Хансена).

 

Ця унікальна властивість води має надзвичайно велике значення для життя на Землі: водойми достатньої глибини взимку не промерзають до дна, бо охолоджена нижче 4 ⁰С вода, як менш важка, займає верхні шари водойми, на поверхні при мінусових температурах повітря вона може замерзнути, утворивши льодову кірку певної товщини. Але біля дна розташується найбільш важка вода при температурі 4 ⁰С і залишатиметься рідкою. Крім того лід плаває по поверхні води, і, як відносно поганий провідник тепла, перешкоджає значному зниженню температури води на глибині. Все це дозволяє перезимувати водним організмам.

Густина води збільшується з ростом її солоності. Одночасно збільшення солоності води веде до зниження температури найбільшої густини (при якій вода найважча) згідно з формулою:

Т_нг = 4 - 0,215 S [⁰C], де (1.3)

S - солоність води в ‰.

Залежність температури найбільшої густини (Т_нг) і температури замерзання (Т_зам) від солоності ілюструє графік Хеланд-Хансена (рис.1.2).

З нього видно, що унікальна властивість води (Т_нг > Т_зам ) проявляється лише при солоності, меншій за 24,7‰.

Теплові властивості води.

В порівнянні з іншими рідинами питома теплота плавлення льоду і питома теплота пароутворення води аномально високі.

Питома теплота плавлення льоду L_л =333 333 (Дж/кг). Стільки ж теплоти виділяється при замерзанні (кристалізації) води.

Питома теплота пароутворення L_пар залежить від температури:

L_пар = 2,5·10⁶ - 2,4·10³ T ⁰C (Дж/т) (1.4)

Для нагрівання води поза точками фазових переходів необхідно затратити велику кількість тепла, бо питома пеплоємність води (С_р) також "аномально" висока в порівнянні з теплоємністю інших рідин і твердих речовин: С_р =4190 (Дж/кг ⁰С).

Дуже високі питома теплота плавлення (замерзання) і випаровування (конденсації), а також велика теплоємність води мають величезний вплив на теплові процеси не тільки в водних об’єктах, але й на всій планеті.

 

ЗАВДАННЯ

Студенту видається таблиця середньорiчних витрат води на водпостi за 30-35 рокiв. Необхiдно:

1. Розрахувати за формулами Чегодаєва та Крицького-Менкеля параметри емпiричних кривих забезпеченостi та накреслити їх на мiлiметровому паперi.

2. Розрахувати параметри аналiтичної кривої забезпеченостi з допомогою таблиці А.Фостера; побудувати її на мiлiметровoму паперi.

3. Оцiнити спiвпадання емпiричної i теоретичної кривих.

4. Розрахувати параметри аналiтичної кривої забезпеченості, використовуючи графоаналітичний метод.

5. Визначити витрати води 0,1%, 2%, 25% i 95% забезпеченостi.

 

Робота 7

ВИЗНАЧЕННЯ МАКСИМАЛЬНИХ ВИТРАТ

ДОЩОВИХ ПАВОДКІВ

 

Мета роботи: навчитися розраховувати максимальні витрати води дощових паводків різної забезпеченості при відсутності матеріалів гідрологічних спостережень за допомогою емпіричної редукційної формули та формули граничної інтенсивності.

В окремих гірських регіонах та районах з мусонним кліматом максимальні витрати дощових паводкових вод перевищують максимуми весняних повеней і їх величини слід обов'язково враховувати при проектуванні. Це справедливо і для Українських Карпат та Криму.

Особливiстю зливових дощiв є невелика площа їх випадання, тому дощовi максимуми мають найбiльше значення для розрахунку максимального стоку малих рiк - при проектуваннi мостiв, труб на дорогах та інших гiдротехнiчних споруд.

Методи розрахунку максимальних витрат паводкiв були узагальненi i опублiкованi в СН 435-72, а потiм, пiсля деякого удосконалення - в нинi дiючих СНиП 2.01.14-83. Розрахунковi формули вiдрiзняються в основному характером та методами визначення розрахункових параметрiв. Можна видiлити два типи формул:

1). Емпiричнi редукцiйнi формули, що враховують редукцiю модуля максимального стоку по площi.

2). Формули граничної iнтенсивностi, що враховують граничну iнтенсивнiсть дощу, який формує паводок.

 

З першого типу формул в СНиП 2.01.14-83 рекомендується наступна

Q_р% = q₂₀₀ (200/F)ⁿδ_оз δ_б F λ_р% , де (7.1)

Q_р% - миттєва максимальна витрата води розрахункової забезпеченостi Р_% , (м³/с);

q₂₀₀ - миттєвий максимальний модуль стоку забезпеченiстю 1%, приведений до площi водозбору 200км² при δ_оз = δ_б = 1, (м³/с км²);

n-показник ступеня редукцiї модуля максимальної витрати;

F- площа водозбору, (км²);

λ_р% - перехiдний коефiцiєнт вiд забезпеченостi 1% до розрахункової забезпеченостi;

δ_оз- коефiцiєнт, що враховує зниження максимальних витрат води проточними озерами, δ_б - болотами;

В цiй формулi використовується модуль максимального стоку q при фiксованому значеннi площi (конкретно 200 км²) - q_200, для визначення якого використовується карта iзолiнiй цiєї величини (рис.7.1). Показник ступеня редукцiї n для України змiнюється вiд 0,4 до 0,8 (конкретно визначається за спеціальними картами, рис.7.2). Коефiцiєнт λ_р% визначається з таблиці 7.1 в залежностi вiд площi водозбору F i району розташування водозбору, який визначається з карти (рис.7.3).

Таблиця 7.1

Значення коефiцiєнта λ_р%

Рай-он	Площа водозбору F, км^2	Забезпеченiсть,%
0,1	0,3
II	>0	1,45	1,25		0,87	0,69	0,55	0,36
III	>100	1,54	1,32		0,85	0,64	0,48	0,28
	50..100	1,54	1,35		0,85	0,64	0,47	0,25
10...50	1,54	1,4		0,82	0,6	0,42	0,22
1...10	1,54	1,45		0,77	0,5	0,34	0,15
<1	1,54	1,5		0,74	0,46	0,3	0,12
IV	>100	1,62	1,35		0,81	0,58	0,4	0,21
50..100	1,62	1,5		0,77	0,5	0,34	0,15
10...50	1,62	1,6		0,73	0,44	0,26	0,1
1...10	1,62	1,65		0,72	0,4	0,23	0,08
<1	1,62	1,65		0,72	0,4	0,23	0,08

 

Емпiричнi редукцiйнi формули вiдображають процеси формування стоку в узагальненiй iнтегральнiй формi. Бiльш детально це робиться в формулах граничної iнтенсивностi. Проте використання останнiх для великих водозборiв обмежено малою надiйнiстю розрахунку шару опадiв i втрат стоку та iншими причинами.

Тому формула граничної iнтенсивностi використовується переважно для рiк з площею водозбору меншою 50-100км². Вона дозволяє розрахувати максимальний стiк за даними про опади, спостереження за якими ведуться значно повнiше i кращої якостi.

З цього типу формул в СПиП 2.01.14-83 включена наступна:

Qр = A_1% φ H_1% δ_оз F λ_р, де (7.2)

Q_р - максимальна миттєва витрата води розрахункової забезпеченостi Р_% ,(м³/c);

А_1% - вiдносний максимальний модуль стоку 1% забезпеченостi, виражений в долях вiд добутку φ H_1% при

 

δ_оз= 1,0;

φ- коефiцiєнт паводкового стоку;

Н_1% - максимальний добовий шар опадiв 1% забез-печеностi,(мм);

δ_оз , λ_р - те ж, що i в формулi емпіричній редукційній (7.1)

Добовий шар опадiв одновiдсоткової забезпеченостi Н_1% визначається за картою ізоліній цієї величини (рис.7.4). Величини Н_1% для гірських водозборів отримують з рис.7.5 і 7.6.

Коефiцiєнт паводкового стоку φ залежить вiд середньозваженої для водозбору категорiї поверхнi вбирання грунту, добового шару опадiв Н_1% i площi водозбору F. Значення φ приведенi в табл. 7.2.

В таблиці 7.2 при сильнiй задернiлостi грунтiв i потужностi гумусового шару > 20см, категорiї II, III пiдвищуються на один ступiнь, а V,VI - понижуються на один ступiнь.

Таблиця 7.2

Значення коефiцiєнту дощового стоку φ

Категорiя поверхнi вбирання	Добовий шар опадiв Н1%, мм	Площа водозбору, км^2
<0,1	0,1-1	1,1-10	10,1-100	>100
I	-
ІІ	<80	0,8	0,7	0,65	0,65	0,6
81-150	0,9	0,85	0,80	0,80	0,8
151-200	0,95	0,9	0,9	0,9	0,9
>200	0,95	0,95	0,95	0,9	0,9
III	<80	0,7	0,6	0,55	0,5	0,45
81-100	0,8	0,75	0,7	0,65	0,65
101-150	0,85	0,8	0,75	0,65	0,65
151-200	0,85	0,86	0,8	0,7	0,7
>200	0.9	0,9	0,8	0,75	0,75
IV	<80	0,55	0,55	0,45	0,35	0,2
81-150	0,65	0,63	0,56	0,45	0,3
151-200	0,75	0,7	0,65	0,55	0,4
>200	0,8	0,75	0,7	0,65	0,5
V	<80	0,35	0,28	0,2	0,2	0,15
81-150	0,45	0,35	0,25	0,25	0,2
151-200	0,55	0,45	0,4	0,35	0,3
>200	0,6	0,55	0,5	0,45	0,4
VI	-	0,25	0,2	0,15	0,1	0,1

 

Величина А_1% змiнюється в залежностi вiд трьох параметрів:

1) гiдроморфометричної характеристики русла Ф_р^гм;

2) типiв кривих редукцiї опадiв в даній місцевості;

3) тривалостi схилового добiгання τ_cх.

Розрахувавши ці параметри, за таблицею 7.5 визначаємо А_1% .

А_1% визначається згiдно зі схемою:

 

А_1%

Ф_р^гм Тип кривих τ_cх

редукцiї опадiв

 

Ф_р φ Н_1% Ф_сх^гм Тип кривих

редукцiї опадiв

Н_1% F

Катег.

поверхнi вбиpання

 

Параметр Ф_р^тм=Ф_р/(φН_1%)^0,25, де

Ф_р – морфометрична характеристика головного русла водозбору.

Тип кривих редукцiї опадiв в часi залежить вiд фiзико-географiчних умов району (клiмат i рельєф) і визначається з карти (рис. 7.7).

Тривалiсть (час) схилового добiгання τсх визначаємо з табл. 7.3 в залежностi вiд: 1) гiдроморфометричної характеристики схилiв, по яких стiкає вода Ф_сх^гм;

2) кiлькостi та iнтенсивностi опадiв, що вiдображається типом кривих редукцiї опадiв.

Таблиця 7.3

Тривалiсть схилового добiгання, τсх,хв

Фсх^гм	Тип кривих ред. опадiв	Фсх^гм	Тип кривих ред. опадiв
	4,4a	3,3a		4,4a	3,3a
0,5	2,3	2,3	2,7
		5,2	5,3
1,5			8,5
2,5

 

Параметр Ф_сх^гм = Ф_сх/(φH_1%)0,5, де (4)

 

Ф_сх – морфометрична характеристика схилів водозбору.

Визначивши всi необхiднi допомiжнi параметри, за таблицею 7.5 визначаємо А_1%. Для руслової мережi з неясно вираженими тальвегами А_1% визначається з табл. 7.5 при Ф_р^гм = 0.

 

 

Таблиця 7.4

Максимальний модуль дощового стоку А1%

Типи кривих редукції опадiв	Час схилового добігання τсх, хв	Гiдроморфометрична характеристика русла Фр^гм
		0,530	0,510	0,410	0,310	0,190	0,120	0,093	0,072	0,059
	0,350	0,33	0,26	0,21	0,14	0,10	0,08	0,064	0,053
	0,190	0,18	0,16	0,14	0,11	0,082	0,066	0,054	0,047
	0,120	0,120	0,11	0,10	0,084	0,07	0,058	0,048	0,041
	0,088	0,086	0,08	0,075	0,065	0,055	0,047	0,04	0,035
	0,070	0,068	0,065	0,06	0,055	0,05	0,039	0,034	0,031
4, 4a		0,520	0,47	0,37	0,28	0,16	0,11	0,084	0,066	0,054
	0,27	0,26	0,22	0,18	0,13	0,094	0,073	0,059	0,049
	0,17	0,16	0,14	0,13	0,096	0,077	0,062	0,052	0,044
	0,11	0,11	0,10	0,09	0,074	0,06	0,051	0,045	0,039
	0,082	0,08	0,075	0,07	0,06	0,05	0,045	0,038	0,034
	0,066	0,065	0,06	0,055	0,05	0,042	0,037	0,032	0,029
3, 3a		0,450	0,420	0,320	0,250	0,150	0,10	0,076	0,060	0,050
	0,25	0,24	0,21	0,17	0,12	0,085	0,067	0,054	0,046
	0,16	0,15	0,14	0,12	0,088	0,07	0,058	0,049	0,042
	0,11	0,10	0,095	0,085	0,068	0,058	0,05	0,047	0,038
	0,075	0,074	0,07	0,065	0,055	0,045	0,043	0,038	0,034
	0,062	0,06	0,055	0,053	0,048	0,042	0,036	0,032	0,029

Продовження таблицi 7.4

Типи кри вих редукції опадi	Час схи- лового добігання τсх, хв	Гiдроморфометрична характеристика русла Фр^гм
		0,050	0,041	0,036	0,031	0,019	0,013	0,0100	0,0083
	0,045	0,038	0,034	0,03	0,018	0,013	0,010	0,0083
	0,04	0,035	0,031	0,028	0,018	0,013	0,010	0,0083
	0,036	0,032	0,028	0,026	0,017	0,012	0,0097	0,0081
	0,031	0,028	0,026	0,023	0,016	0,012	0,0094	0,0079
	0,028	0,025	0,023	0,021	0,015	0,011	0,0091	0,0076
4, 4a		0,045	0,038	0,034	0,030	0,019	0,013	0,010	0,0084
	0,042	0,037	0,032	0,029	0,018	0,013	0,0100	0,0083
	0,038	0,033	0,03	0,027	0,017	0,013	0,0100	0,0083
	0,035	0,031	0,028	0,025	0,017	0,013	0,0100	0,0082
	0,03	0,028	0,025	0,023	0,018	0,012	0,0096	0,0080
	0,027	0,025	0,023	0,021	0,015	0,011	0,0091	0,0077
3, 3a		0,043	0,037	0,033	0,030	0,018	0,014	0,0110	0,0085
	0,04	0,035	0,031	0,028	0,018	0,013	0,0100	0,0084
	0,036	0,032	0,029	0,026	0,017	0,013	0,0100	0,0082
	0,033	0,03	0,027	0,024	0,017	0,013	0,0100	0,0082
	0,027	0,027	0,025	0,023	0,016	0,012	0,098	0,0080
	0,027	0,025	0,023	0,021	0,015	0,012	0,094	0,0078

 

 

Знаючи величину всiх характеристик, що входять в формулу граничної інтенсивності, можна розрахувати максимальну витрату дощових паводкiв певної забезпеченостi

 

ЗАВДАННЯ.

На основі морфометричних характеристик конкретного водозбору, що були визначені в роботі 5, розрахувати максимальні витрати води 0,1%, 2% i 10% забезпеченостi за емпiричною редукцiйною формулою та формулою граничної iнтенсивностi стоку.

 

Робота 8

ВИЗНАЧЕННЯ МАКСИМАЛЬНИХ ВИТРАТ ВОДИ ПІД ЧАС ВЕСНЯНИХ ПОВЕНЕЙ.

Мета роботи: навчитись розраховувати максимальні витрати повеневих вод різної забезпеченості при відсутності даних гідрометричних спостережень.

 

Згідно з нині діючими нормативними документами визначення максимальних витрат води, що стікає з водозбору під час весняних повеней, здійснюється на основі розробок Д.Соколовського, К.Воскресенського та В.Водогрецького. Даний метод іноді називають уніфікованим методом і він придатний для рік з водозборами від елементарних до 20 000 км². Ріки при цьому поділяються на рівнинні і гірські.

До рівнинних відносяться такі ріки, водозбори яких розташовані в межах рівнин і платоподібних підвищень (плоскогір), де відносне коливання висот не перевищує 400м і тому сніготанення охоплює майже одночасно весь водозбір чи більшу його частину. Вони поділяються на ріки лісової та лісостепової зон.

До гірських відносять ріки гірських районів з різким коливанням висот на водозборі (більше 400м). Це обумовлює нерівномірне танення снігу в різних висотних зонах і, відповідно, нерівномірний притік води з різних частин водозбору в русло.

І. Визначення максимальної витрати повеневих вод для рівнинних рік.

Розрахунок ведеться за формулою:

, де (8.1)

K₀ – параметр, що характеризує дружність весняної повені;

h_p% - шар сумарного весняного стоку розрахункової забезпеченості, мм;

μ - коефіцієнт, що враховує нерівність статистичних параметрів шару стоку і максимальних витрат води; приймається за табл. 8.12;

δ_оз - коефіцієнт, що враховує вплив водосховищ, ставків і проточних озер;

δ_л, δ_б, - коефіцієнти, що враховують зниження максимальних витрат води відповідно в заліснених і заболочених басейнах;

δ_м - коефіцієнт, що враховує зниження максимальних витрат води під впливом агротехнічних заходів на ріках з площею басейну ‹ 200 км²;

F – площа водозбору до даного створу;

 

b – емпіричний параметр, що враховує зниження інтенсивності редукції максимального модуля стоку зі зниженням площі водозбору; приймається за табл. 8.15;

n - показник ступеня редукції максимального модуля стоку; приймається за табл. 12.

Розглянемо порядок визначення параметрів, що входять в формулу (8.1).

1. Параметр К₀ змінюється по території в залежності від природної зони і типу рельєфу α, який характеризує відносний ухил місцевості: α = І F^0,5/25, де І – середньозважений ухил головного русла, ‰. Розрахувавши α, можна визначити К₀ з таблиці 8.1.

Найкраще К₀ розраховувати зворотнім шляхом з формули (8.1), використовуючи опубліковані дані для рік-аналогів і приймаючи середнє по кількох ріках. На дружність повені впливає форма водозборів, тому при підборі рік-аналогів необхідно прагнути до їх найбільшої подібності. Для цьогоповинні виконуватися наступні приблизні рівняння:

L/F^0,56 ≈ L_aF_a^0,56 i I F^0,5 ≈ I_a F_a^0,5, де

L, L_a - відповідно довжина русла досліджуваної ріки і ріки-аналога;

I, I_a - ухил русла досліджуваної ріки і ріки-аналога.

2. Визначення шару стоку повені певної забезпеченості h_p% здійснюється наступним чином. На основі величини середнього шару весняного стоку за багато років h₀, коефіцієнту його варіації С_v і коефіцієнту асиметрії С_s спочатку ведеться розрахунок проміжної величини h_p%І, використовуючи таблицю Фостера для біномінальної кривої, подібно як це робилося в роботі 6 (табл.6.5).

Середній багатолітній шар весняного стоку h₀ визначається за даними рік-аналогів чи за картою (рис. 8.1) з врахуванням поправок на вплив місцевих факторів, що відрізняються від зональних, з врахуванням яких проведені ізолінії шару весняного стоку.

 

h₀ = h_к* k₁* k₂* k₃* k_л* k₄, де (8.2)

 

h_к – величина шару стоку, взятого з карти;

k₁ - поправний коефіцієнт на площу водозбору. Вона вводиться для рік степової зони, якщо площа їх водозборів ‹ 3000 км² і береться з табл. 8.2.

k₂.- поправний коефіцієнт на ухил водозбору. Вона вводиться для малих рівнинних рік з F‹ 200 км² лісостепової і степової зон і визначається за формулами:

а) для лісостепової зони при і ‹ 70‰

k₂ = 0.18(і + 1)0,45, де (8.3)

і – середній ухил водозбору.

Для рік, в яких і › 70‰, значення k₂ = 1.

б) для степової зони

k₂ = 0.15(і + 1)0,80 (8.4)

k₃ - поправний коефіцієнт, що враховує зменшення шару весняного стоку під впливом розташованих на водозборі озер. Визначається з табл. 8.3.

k_л – поправний коефіцієнт, що враховує вплив на шар весняного стоку розташованих на водозборі лісів. Визначається з табл.8.9 на основі співвідношення

 

 

f_л/f_лр, де f_л – фактична лісистість водозбору, %; f_лр – районне значення лісистості, визн. з таблиці 8.8.

k₄ - поправний коефіцієнт, що враховує вплив карсту. Враховується для водозборів з площею › 500 км² і визначається з табл.8.10 або за ріками-аналогами. При F ‹ 500 км² закарстованість може збільшувати або зменшувати шар весняного стоку порівняно з зональною величиною. Для уточнення розрахунків слід проводити спеціальні дослідження.

Для визначення шару стоку певної забезпеченості h_p%І, крім середнього шару стоку h₀ слід мати значення коефіцієнтів варіації С_v та асиметрії С_s.

Коефіцієнт варіації С_v шару весняної повені h слід визначати за ріками-аналогами чи за картою (рис.8.2). Для рік з F ‹ 200 км² в значення, зняті з карти, вводять поправку d (табл.8.11). Уточнення величини d допускається проводити за регіональними залежностями С_v = f(F) для рівнинних рік і С_v = f(H) для гірських рік, де Н – середня висота водозбору.

Величину відношення С_s/С_v визначають за картою (рис. 8.3). Для районів, де в формуванні стоку в значній мірі приймають участь дощові опади, приймається С_s = 3 С_v.

Розрахувавши шар стоку певної забезпеченості h_p%І, вносимо в нього поправку ∆h_p% , що враховує вплив на шар весняного стоку агротехнічних заходів і отримуємо величину hp%, яку підставляємо в основну формулу (8.1):

h_p% = h_p%І ± Δ h_p% (8.5)

 

, де (8.6)

hк- середній шар весняного стоку, визначений на карті, мм;

∆Y_п – зменшення шару весняного стоку, %;

k – перехідний коефіцієнт від схилового стоку до сумарного в руслі ріки, визначається за табл. 8.4.

λ_р% – перехідний коефіцієнт від поправки в середні за водністю роки до поправки в роки іншої забезпеченості, визначається з табл. 8.5

Значення ∆Y_п вираховується за формулою:

, де (8.7)

∆Y – коефіцієнт, визначається за табл. 8.6 або 8.7.

F_п – середня розораність в межах району на період побудови карти ізоліній шару весняного стоку;визначається в % від площі водозбору за найближчими вивченими ріками чи за табл. 8.8.

f_п – фактична розораність водозбору, %.

Таблиця 8.1

Величина коефіцієнту дружності повені К₀ для рівнинних рік.

Природна зона	Значення α
›1	0,5-1	‹0,5
Лісова зона	0,01	0,008	0,006
Лісостепова зона	0,03	0,017	0,012

 

 

Таблиця 8.2

Поправний коефіцієнт k₁ на площу водозбору

h0, мм	Площа водозбору, км^2
‹200
‹10	1,8	1,5	1,3	1,0
	1,6	1,3	1,2	1,0
	1,4	1,2	1,1	1,0
	1,2	1,1	1,0	1,0

Для проміжних значень h₀ і F використовуємо інтерполяцію.

Таблиця 8.3

Коефіцієнт k₃ зниження шару стоку весняної повені

при наявності озер на водозборі.

Середньозважена озерність (%) при розташуванні озер в басейні	Коефіцієнт зниження шару стоку весняної повені
в нижній частині	в верхній частині
0 – 8,6	0 – 2,8	0,9 – 0,8
8,7 – 19,5	2,9 – 6,4	0,8 – 0,6
›19,5	›6,4	0,6

Примітка: дані таблиці не розповсюджуються на ріки, на водозборах яких є внутріболотні і промерзаючі озера.

Таблиця 8.4

Перехідний коефіцієнт k від схилового стоку до сумарного в руслі ріки на водозборах площею ‹ 200 км².

Природна зона	Забезпеченість, %
Лісова	1,3	1,4	2,5	3,0	5,0
Лісостепова і степова	1,2	1,3	2,0	2,5	4,0

Таблиця 8.5

Перехідний коефіцієнт λ_р% для визначення ∆h_p%

в роки з різною щорічною забезпеченістю

Природна зона (характерні грунти)	Забезпеченість Р%
‹ 5	10-25		75-90
Лісостепова (суглинисті)	0,4/0,2	0,5/0,3	1,0	0,8	0,6
Степова (суглинисті)	0,5/0,3	0,6/0,4	1,0	0,3	0,2

Примітка: в чисельнику-для тимчасових водостоків, в знаменнику-для постійних.

Таблиця 8.6

Зменшення весняного схилового стоку∆Υ під впливом агротехнічних заходів, % (для рік з тимчасовим стоком)

Середній річний модуль стоку по карті, л/с км^2

Ухил схилів, ‰

Лісостепова зона

‹3

›3

Степова зона

‹1

›1

 

 

Примітка. 1). Для схилів з глибиною оранки 25 см і більше необхідно отримане значення ∆Υn помножити на коеф. 1,5 для суглинистих (сг) і 1,2 для супіщаних (сп) грунтів.

2). Для схилів з глибиною оранки 25 см і більше в поєднані з протиерозійними заходами коефіцієнти дорівнюють 1,7 (сг) і 1,4(сп).

 

Таблиця 8.7

Зменшення весняного схилового стоку ∆Υ під впливом агротехнічних заходів,

% для рік з постійним стоком (глибина оранки ›25 см).

Ухил схилів, ‰	Середній річний модуль стоку по карті, л/с км^2	Глибина до рівня грунтових вод, м
≤2		≥10
Лісостепова зона
›50	›3
	‹3
‹50	›3
	‹3
Степова зона
›50	›1			(39)
	‹1			(44)
‹50	›1			(39)
	‹1			(44)

Примітка. Дужки вказують на зникаючо мале живлення рік грунтовими водами.

 

Таблиця 8.8

Середня зональна розораність і лісистість водозборів

Район	Природна зона	Розораність,%	Лісистість,%
Західна Україна	Лісова
Лісостепова
Середнє і нижнє Подніпров’я	Лісова
Лісостепова
Степова
Басейни рік Сіверського Дінця і рік Приазов’я	Лісостепова
Степова
Крим	(Степова)	‹20

Таблиця 8.9

Вплив лісистості на величину повеневого стоку (величина коефіцієнту k_л)

Групи рік	f л/fл.р.
0,6	0,8	1,0	1,2	1,4	1,6	›2
1. Зменшення стоку під впливом лісу	1,2	1,1	1,0	0,9	0,8	0,7	0,6
2. Збільшення стоку під впливом лісу	0,8	0,9	1,0	1,1	1,2	1,3	1,6

Примітка. 1. Для рік 1-ї групи характерно:

· наявність на водозборі переважно хвойних порід;

· чергування відкритих богарних ділянок водозбору, представлених суглинистими грунтами, з ділянками на піщаних і супіщаних грунтах;

· відносно глибоке (›5м) залягання грунтових вод під лісом;

 

 

· при відносно неглибокому заляганні грунтових вод (до 5м) чергування на водозборі лісових ділянок з болотами і озерами.

2. Для рік 2-ї групи характерно:

· наявність переважно змішаних лісів;

· переважання легкосуглинистих, супіщаних і піщаних грунтів під лісом і полем;

· неглибоке (‹5м) залягання грунтових вод під лісом, що сприяє швидкому дренуванню талих вод грунтовим шляхом в русло рік за період повені;

·

Таблиця 8.10

Поправний коефіцієнт k₄ до шару стоку h_р% на водозборах з розвитком карсту.

Закарстованість водозбору,%	0-50	50-100
Поправний коефіцієнт	1,0-0,8	0,8-0,6

Слід звернути увагу на те, що всі розглянуті досі поправки стосуються шару весняної повені, а не максимальної витрати повеневих вод.

 

Таблиця 8.11

Поправний коефіцієнт d до значення коефіцієнту варіації Сv шару весняної повені

Площа водозбору, км2	0-50	51-100	100-150	151-200
Поправочний коефіцієнт	1,25	1,25-1,20	1,20-1,15	1,15-1,05

 

3. Коефіцієнт μ для формули (8.1), що враховує нерівність статистичних параметрів шару стоку і максимальних витрат води, приймається за табл. 8.12;

 

Таблиця 8.12

Значення коефіцієнту μ для розрахунку максимальних витрат води весняних повеней.