П. С. Лопух гідралогія сушы частка 2 (агульная гідралогія)




старонка5/13
Дата канвертавання14.03.2016
Памер2.05 Mb.
1   2   3   4   5   6   7   8   9   ...   13

4. 2. Хуткасць цячэння і расходы вады рэк, метады іх вызначэння
4. 2.1. Хуткасць цячэння і турбулентнае перамешванне вады
Адной з асаблівасцей турбулентнага руху вады з’яўляецца выпадковыя ваганні хуткасці, якія назіраюцца ў рэк ва ўсіх кропках па іх глыбіні і шырыні. Безперапынны характар змены напрамку і велічыні хуткасці ў кожнай кропцы турбулентнай плыні носіць назву пульсацый хуткасці. Але за адпаведны прамежак часу пры бесперапынным вымярэнні імгненных яе значэнняў можна вызначыць сярэднюю хуткасць. Пульсуючы характар руху вады ў рацэ абумоўлівае бесперапынны абмен масамі вады па ўсёй глыбіні воднай плыні. Гэты працэс называецца турбулентным перамешваннем. Пры гэтым вада плыні неаднародна і ўтрымлівае ў сябе элементарныя масы вады з рознай тэмпературай, мінералізацыяй, рознай колькасцю наносаў і г.д. У выніку турбулентнага перамешвання адбываецца працэс перанос гэтых мас з месц, дзе іх больш, у месца, дзе іх менш.

Сярод пульсацый адрозніваюць пульсацыі малых памераў або высокіх частотаў і пульсацыі нізкіх частотаў. Лінейныя памеры высокіх частотаў вельмі малыя адносна глыбіні плыні. І наадварот, пульсацыі нізкіх частотаў маюць папярочныя памеры параўнальныя з глыбінёй плыні. У выніку абмену аб’ёмамі вады пры турбулентным перамешванні ўзнікае эффект узаемнага тармажэння. Для ацэнкі такой з’явы выкарыстоўваецца спецыяльны тэрмін – каэфіцыент турбулентнай (віртуальнай) вязкасці, які адрозніваецца ад фізічнай вязкасці і не з’яўляецца пастаянным для дадзенай вадкасці пры дадзенай тэмпературы. Ён мяняецца ў залежнасці ад умоў, у якіх назіраецца рух вады. У залежнасці ад ламінарнага руху вады, дзе рух залежыць ад фізічнай вязкасці вадкасці, пры турбулентным руху падобную ролю выконвае ўжо турбулентная вязкасць. Для турбулентнага руху можна знайсці выражэнне сярэдняй хуткасці па формуле v = с √H I, дзе с = √g / 3 α, а α – каэфіцыент прапарцыянальнасці. Гэта ўраўненне носіць назву ўраўнення Шэзі.


4.2.2. Размеркаванне хуткасцяў па вертыкалі і жывому сячэнню
З характэрыстыкамі турбулентнага руху выцякае, што імгненная хуткасць у кожнай кропцы бесперапынна пульсуе. Гэта значыць, што яна мяняецца з цягам часу па напрамку і велічыні вакол некаторага сярэдняга значэння. Калі праводзіць вымярэнне хуткасці дастаткова доўга (некалькі хвілін), то можна атрымаць асераднёную хуткасць у дадзенай кропцы. У гідралогіі практычна карыстаюцца асераднённай хуткасцю, якую атрымліваюць пры гідраметрычных назіраннях.

Размеркаванне хуткасці па вертыкалі ў жывым сячэнні можна выразіць у выглядзе крывой размеркавання хуткасцей у дадзенай вертыкалі (рыс. ). Для гэтага на вертыкальнай восі адкладваюць уніз ад паверхні вады глыбіню вады, па гарызантальнай – хуткасці цячэння. Калі вылічыць плошчу атрыманай фігуры, а затым падзяліць яе на глыбіню, то атрымаем сярэднюю хуткасць на вертыкалі.

Звычайна хуткасць у дна мінімальная (нулявая) і павялічваецца спачатку вельмі хутка, а затым з некаторай глыбіні назіраецца параўнальна раўнамернае размеркаванне хуткасцей. Найбольшая хуткасць назіраецца ў паверхні вады. Аднак пры ветры і ледаставу яна тармазіцца.

Часцінкі вады, якія сутыкаюцца з дном, змочваюць яго і нерухомыя. У дадзеным выпадку можна сведчыць аб нулявым значэнні хуткасці вады непасрэдна у дна. Аднак гідраметрычныя вымярэнні “прыдоннай хуткасці” сведчаць аб тым, што яе велічыня рэдка бывае менш ½ паверхневай, і звычайна звыш ⅔.

Супраціўленне руху вады, звязанае з трэннем аб дно рэчышча і берагі, памяншае хуткасць (рыс.).

Практычна найбольшая хуткасць назіраецца на глыбіні 0,2, сярэдняя – прыблізна 0,6 глыбіні ад паверхні вады.

Ледзяное покрыва надае дадатковае трэнне паверхневага слоя вады аб лёд, хуткасці цячэння памяншаюцца, размеркаванне іх па вертыкалі мяняецца: найбольшая хуткасць размяшчаецца глыбей, чым пры адкрытым рэчышчы.

У гідраметрычнай практыцы хуткасць цячэння звычайна вымяраецца гідраметрычнымі вяртушкамі або паверхневымі паплаўкамі. Найбольш дакладны першы метад, які дазваляе вызначыць хуткасць у любой кропцы плыні.


4.2.3. Вымярэнне хуткасці вады з дапамогай гідраметрычнай вяртушкі. Характарыстыкі сцёку
4.2.3. 1. Рачны сцёк. Характарыстыкі сцёку

Сцёк – гэта перамяшчэнне вады і ўсіх раствораных у ёй рэчываў і наносаў. Сцёк з’яўляецца асноўным фактарам у вадазабяспячэнні любой мясцовасці. З другога боку сцёк забяспечвае премяшчэнне і размеркаванне па тэрыторыі раствораных у вадзе хімічных элементаў і наносаў. Без такога працэсу немагчыма жыццё, развіццё і эвалюцыя глебы і раслін, жыццё на мацерыках і у акіяне. У працэсе сцёку удзельнічаюць у рознай ступені ўсе водныя аб’екты сушы (рэкі, азёры, балоты, ледавікі і падземныя воды). Гідралагічны рэжым кожнага з іх абумоўлен яго месцам у агульным працэсе сццёку.

Водны сцёк характэрызуецца асноўнымі колькаснымі паказчыкамі: расходам вады (Q), сярэднім расходам вады (Qo), аб’ёмам сцёку (W), слоем сцёку (h), модулем сцёку (M), каэфіцыентам сцёку (ŋ) і нормай сцёку.

Характарыстыкі сцёку могуць быць вызначаны для любога прамежка часу (суткі, месяц, пара года, год) і за шматгадовы перыяд (норма сцёку). Расход вады вымяраецца з дапамргай гідраметрычнай вяртушкі, вызначаецца графічна з дапамогай крывых расходаў і прыблізна – паплаўкамі.

Сярэдні расход вады (Qo) вызначаецца як сярэдняя арыфметрычная велічыня із расходаў вады за разглядаемый прамежак часу:

Qo = (∑n0 Qi) / n,

дзе n – колькасць членаў гідралагічнага рада.



Абём сцёку (W) – аб’ём вады (км3), які сцякае з басейна ў замыкаемым створы за некаторы прамежак часу (суткі, месяц, пара года, год). Ён роўны здабытку сярэдняга за гэты прамежак часу расходу вады Qo на час Т (на працягласць гэтага прмежка часу, у секундах):

W = Qo Т, м3 ; W =( Qo Т) / 106, км3.

Модулём сцёку (M) назывецца колькасць вады (расход Qo), якая сцякае з адзінкі плошчы басейна (F) у адзінку часу:

М = (Qo 103)/ F, л/с км2.

Слой сцёку (h) – слой вады, які атрымліваецца калі аб’ём сцёку раўнамерна размеркаваць па паверхні вадазбору:

H= (W 103 ) / ( F 106) = W 103 / ( F 103), мм.

Слой сцёку выкарыстоўваецца для параўнання з колькасцю атмасферных ападкаў і велічыні выпарэння з плошчы басейна.



Каэфіціент сцёку (ŋ) – адносіны слоя сцёку да слою атмасферных ападкаў (х) за той жа прамежак часу:

Ŋ = h/ х.

Каэфіцыент сцёку характэрызуе долю ападкаў, якія сцяклі ўрэкі.

Найбольшае значэнне для географо-гідралагічнай характэрыстыкі ракі, планіравання і арганізацыі выкарыстання водных рэсурсаў мае сярэдняе значэнне характарыстык сцёку за шматгадовы перыяд (норма сцёку) і экстэрмальные характэрыстыкі сцёку за шматгадовы перыяд.

Характарыстыкі сцёку , аднесеныя да плошчы вадазбору, дазваляюць параўноўваць розныя па воднасці басейны. Гэтыя велічыні наносяцца на геаграфічныя карты і атрымліваюцца карты сцёку, па якім можна вызначыць характарыстыкі сцёку для любога вадазбора. Карты сцёку будуюцца шляхам нанясення значэнняў характарыстык сцёку да цэнтра кожнага басейна і затым шляхам інтерпаляцыіі праводзяцца ізалініі сцёку.

Першая карта сцёку была пабудавана для Еўрапейскай часткі СССР Д.І.Качэрыным у 1927 годзе ў маштабе 1 : 20 000 000. Не гледзячы на тое, што Д.І.Качэрын меў толькі звесткі аб сцёку па 32 пунктам, пабудаваная ім карта давала даволі правільнае прадстаўленне аб размеркаванні сцёку па тэрыторыі СССР. Амаль да 1937 года яна была адзінай картай, якой капысталіся практыкі і вучоныя. У 1937 годзе Б.Д.Зайкоў і С.Ю Белінкоў пабудавалі новую карту сцёку ўжо па матэрыялам назіранняў па 1280 пунктаў. У1946 годзе Б.Д.Зайковым была пабудаванакарта па дадзеным назіранняў ужо па 2360 станцыям. На тэрыторыі СССР доўгі час карысталіся картай сцёкуК.П.Васкэсенскага (1962), пабудаваная па 5690 сцёкавым пунктам і складзеная ў маштабе 1 : 5 млн. і 1 : 10 млн.

Сярэдні модуль сцёку рачнога басейна можа быць вызначаны па карце сцёку з дапамогай формулы:



М = (M1f1 + M2 f2 + … + Mnfn) / F,

Дзе M1 , M2 , M3 , …, Мn - сярэднія значэнні модулей сцёку на ўчастках басейна, заключаных паміж двумя суседнімі ізалініямі; f1 , f2 , f3 …, fn – плошча ўчасткаў, заключаных памі двумя суседнімі ізалініямі сцёку; F – плошча вадазбора.

Пры розных геаграфічных і гідралагічных даследаваннях розных тэрыторый і басейнаў рэк, праектаванні і гаспадарчым выкарыстанні рэк, ад пастаўленых задач выкарыстоўваюцца розныя характарыстыкі сцёку. Пры праектаванні вадсховішчаў, гідраэлектрастанцый, арашальных сістэм, вадазабяспячэння прадпрыенмстваў, для аналізу размеркавання сцёку і паселішчаў заўсёды патрэбна ведаць велічыні сярэдніх расходаў і аб’ёмы сцёку.
4.3.1. Характэрыстыкі сцёку
Асноўнымі колькаснымі паказчыкамі вызначэння воднасці рэк і параўнання іх паміж сабой для розных басейнаўслужаць характарыстыкі сцёку.

Сцёк характэрызуецца наступнымі асноўнымі колькаснымі пакакзчыкамі: сярэднім расходам вады (Q, м3/с), аб’ёмам сцёку (W, м3 або км3), слоем сцёку (h, мм), модулем сцёку (М, л/с.км2), каэфіціентам сцёку (ђ). Яны могуць разлічвацца для розных прамежкаў часу (дзень, тыдзень, дэкада, пара года, год), а таксама за шматгадовы адрэзак часу (норма сцёку). Найбольш часта ў гідралагічнай практыцы карыстаюцца сутачным, гадавым, сезонным і шматгадовым разліковым прамежкам часу.

Воднасць ракі у канкрэтным гідраметрычным створы вызначаецца расходам вады (Q, м3). Для невялікіх вадацёкаў, ручайкоў і прыродных малаводных крыніц можна карыстацца больш дробнай адзінкай вымярэння расхода вады – л/с.

Для разліку гадавых характэрыстык сцёку ў першую чаргу выкарыстоўваецца велічыня сярэдняга гадавога расходу вады (Q0), які разлічваецца па дадзеным сярэднім сутачным расходам вады за год:



Q0 = ∑ Qі /n,

дзе n – лік дзен у гадзе, Qі – сярэдні сутачны расход вады. Сярэдні расход вады можа разлічвацца за любы прамежак часу.



Аб’ём сцёку (W) – аб’ём вады (км3, м3), які сцякае з басейна ў дадзеным гідраметрычным створы за некаторы прамежак часу (дзень, месяц, пара года, год). Ён роўны здабытку сярэдняга за дадзены прамежак часу расходу вады (Q0) на працягласць гэтага прамежка часу (Т) у секундах:

W = Q0 Т м3; W = (Q0 Т)/106 км3.

Для разліку прамаюцца: 1 дзень – 86 400 сек, 1 год – 31,5 106 секунд.



Модулем сцёку (М) называецца колькасць вады, якая сцякае з адзінкі плошчы басейна (F) у адзінку часу:

M = (Q0 103) / F л/с.км2.

Для таго, каб параўнасць сцёк з выпаўшымі атмасфернымі ападкамі і выпарэннем з басейна, яго паказваюць у выглядзе слоя сцёку (h), які атрымаецца ў выніку раўнамернага размеркавання аб’ёму сцёку па паверхні басейна:



h = (W 103) / (F 106) = W / (F 103) мм,

дзе ў лічніку 103 – колькасць міліметраў у метры, у назоўніку – 106 – колькасць квадратных метраў у квадратным кіламетры.



Каэфіцыент сцёку (ђ) – адносіны слоя сцёку (h) да слою ападкаў (x) на паверхню басейна за той жа прамежак часу:

Ђ =h / x.

Паказчык адлюстроўвае частку атмасферных ападкаў, якія сцяклі з паверхні басейна ў раку і ўдзельнічае ў сцёку ракі.

Для пераходу адных характэрыстык да другіх можна карыстацца наступнымі залежнасцямі, якія выцякаюць з раней прыведзеных формул:

H = MT / 106 мм, (для года h = 31,5 М мм);

M = h / T 106 л/с.км2, (для года M = h / 31,5 мм);

W = h F , м3.

Для практыкі для географа-гідралагічнай характарыстыкі ракі, планавання і арганізацыі выкарыстання яе водных рэсурсаў вялікае значэнне мае разлік сярэдніх (норм сцёку), а таксама экстэрмальных (найбольшых і найменшых) характарыстык сцёку за шматгадовы прамежак часу.

Веды аб аб’ёмах сцёку, расходах вады неабходны пры праектаванні і выкарыстанні вадасховішчаў, меліярацыйных сістэм, вадазабеспячэнні прадпрыемстваў і населеных пунктаў, для аналізу размеркавання сцёку. Характэрыстыкі сцёку, аднесеныя да плошчы басейна (модуль, слой) дазваляюць параўноўваць розныя па воднасці басейны. Гэтыя паказчыкі часцей наносяцца на карты сцёку, па якім можна вызначыць сцёк у любой кропцы басейна. Для таго, каб пабудаваць карты сцёку значэнне сцёку кожнага басейна адносіцца да яго цэнтру. Потым шляхам інтэрпаляцыі праводзяцца ізалініі роўнага сцёку.

Першая карта сярэдняга гадавога сцёку была састаўлена для Еўрапейскай часткі СССР Д.І. Качэрыным у 1927 годзе ў маштабе 1 : 20000000. Не гледзячы на тое, што карта была састаўлена па дадзеным назіранняў па 32 вадамерным пастам, яна давала даволі правільнае размеркаванне сцёку па тэрыторыі і да 1937 года яна была амаль галоўнай крыніцай для вызначэння сцёку недаследаваных раёнаў. У 10937 годзе Б.Д. Зайкоў і С.Ю. Белінкоў склалі карты нормаў сцёку для Еўрапейскай часткі СССР па матэрыялах назіранняў па 1280 кропках. У 1946 годзе Б.Д.Зайковым была складзена першая карта сцёку для ўсёй тэрыторыі СССР па назіранням на 2360 вадамерным пастам. Пазней вучоныя і практыкі карысталіся больш поўнай картай сярэдняга мнагалетняга сцёку СССР К.П.Васкрэсенскім, якая была пабудавана па дадзеным 5690 вадамерным пастам. У 70 – 80 –е гады вучоныя і практыкі карысталісь картамі сцёку Дзяржаўнага гідралагічнага інстытута. Што датычыцца тэрыторыі Беларусі, то ў канцы 60-х гадоў Інстытутам водных праблем АН БССР была распрацавана карта сцёку рэк Беларусі, якая ўвесь час удакладнялася.

Карыстаючыся картамі сцёку для любога рачнога басейна можна вызначыць сярэдні модуль сцёку па дадзенай формуле:

M0 = (M1f1 + M2 f2 + … + Mn fn) F, л/с.км2 ,

дзе М1, М2, М3, … Мn – сярэднія модулі сцёку на ўчастках басейна паміж ізалініямі сцёку, якія знаходзяцца як сярэдняе арыфметрычнае паміж значэннямі сцёку двух суседніх ізаліній; f1, f2, f3, … fn, адпаведна плошча гэтых участкаў, F = (f1 + f2 + f3,+ … +fn) – плошча басейна. Адсюль можна вызначыць усе астатнія характарыстыкі сцёку маючы на ўвазе, што M0 = (Q0 103) / F л/с.км2.


4.3.2. Водны баланс рачнога вадазбору

Дажджавыя і талыя воды запаўняюць адмоўныя формы рэльефу і шляхам фільтрацыі прасочваюцца ў глебу. Такім чынам фарміруецца падземны сцёк. Частка вады рухаецца па паверхні схілаў і лагчын, у верхніх слаях глебы. Паверхневы сцёк з’яўляецца схілавым , калі вада рухаецца па паверхні зямлі да рачной сеткі і рэчышчавым пры руху вады ў самой рачной сетцы. У выніку рэчышчавы сцёк з’яўляецца сумарным, гэта значыць замыкаючым для рачных вадазбораў. Ён акумулюе схілавы і падземны сцёк. Колькасна ён характэрызуе воднасць басейна.

Велічыня сцёку і яго размеркаванне па тэрыторыі і па часу абумоўлена суадносінамі ападкаў і выпарэннем, у меншай ступені ваганнямі запасаў вады ў басейне. Колькасна гэта можна адлюстраваць у выглядзе ў выглядзе ўраўнення воднага балансу рачнога вадазбору за некаторы прамежак часу:

Х = У + Z-+ ∆W,

дзе Х – атмасферныя ападкі, У – рэчышчавы сцёк, Z выпарэнне, W – змены ў запасах вады ў басейне.

Улічваючы, што за шматгадовы перыяд часу назапашванне і страты вады, якія назіраюцца ў асобныя гады (W), узаемна кампенсуюцца, то ураўненне воднага балансу прыме выгляд:

Хо = Уо + Zо, альбо Уо = Хо- Zо,

дзе Хо, Уо, Zо – сярэднія шматгадовыя значэнні ападкаў, паверхневага сцёку і выпарэння.

Адсюль выцякае, што асноўнымі фактарамі сцёку з’яўляюцца кліматычныя - Х і Z. Велічыня сцёку залежыць у першую чаргу ад суадносін у басейне паміж вільгаццю, якая прыносіцца ападкамі, і цяпла сонечнай радыяцыі, якое абумоўлівае ў адпаведных умовах велічыню выпарэння.

Пры састаўленні воднага балансу колькасць атмасферных ападкаў і велічыня выпарэння вывзначаюцца па адпаведным методыкам. Для прыкладнай ацэнцы велічыні ападкаў і выпарэння можна карыстацца картамі нормаў ападкаў і выпарэння, разлічаных для ўсіх гідралагічныхраёнаў ці асобных басейнаў.



4.3.3. Расчляненне гідрографаў па тыпам жыўлення
Агульныя звесткі аб змене фаз воднага рэжыму даюць тыпавыя графікі ваганняў узроўняў вады. За тыпавы, альбо нармальны, прыймаюць такі гідрограф, які адлюстроўвае агульныя рысы гідрографа за шэраг гадоў и разам з тым выключае выпадковыя асабливасци кожнага года. Для пабудовы тыпавога гідрографа карыстаюцца сярэднімі значэннямі расходаў вады за шматгадовы перыяд гідралагічных назіранняў. Навосі ардынат адкладваюцца расходы вады, на восі абсцыс – час наступлення характэрных расходаў вады (пачатак паўнаводдзя, наступленне максімальнага расхода, заканчэнне паўнаводдзя, паводак і г.д.). Па пабудаваным такім апорным кропкам будуецца плаўны графік гідрографа з такім разлікам, каб выніковы гадавы аб’ём сцёку вызначаны па тыпавому гідрографу, адказваў сапраўднаму сярэдняму значэнню за шматгадовы перыяд назіранняў. Часта на тыпавым гідрографу наносяцца граніцы ваганняў расходаў па велічыні (па вертыкалі) і часу наступлення (па гарызанталі) характэрных расходаў на гідрграфу (рыс.).

Для колькаснай ацэнкі розных крыніц жыўлення ў агульным жыўленні ракі праводзіцца раздзяленне гідрографа па тыпам жыўлення. Для ўмоў Беларусі і другіх раўнінных тэрыторый з выразна акрэсленым вясеннім паўнаводдзем найбольш складаным з’яўляецца выдзяленне падземнага сцёку і сцёку дажджавых паводкаў.

Часта выдзяленне грунтовага жыўлення праводзіцца плаўнай альбо прамой лініяй праз кропкі на гідрографу з ардынатамі наіменшых расходаў вады.

Пры гэтым, значэнне грунтовага жыўлення ў перыяд веснавога паўнаводдзя некалькі павялічваецца. Гэты метад выдзялення падземнага сцёку носіць некаторую неазначальнасць.

Некаторыя даследчыкі спрабавалі пераадолець гэтуюасаблівасць вельмі простай схемай. Так, напрыклад, А.В.Агіеўскі прапанаваў спачатку правесці на гідрографу лінію глыбокаводнага жыўлення АА*, якая адпавядае мінімуму жыўлення засушлівых гадоў. Далей па дадзеным для суровых зім вызначаецца наібольшае падзенне інтенсіўнасці памяншэння падземнага жыўлення і праводзіцца лінія падзення жыўлення ВС. Кропка перасячэння лініі ВС з лініяй АА* паказвае межы падзення падземнага жыўлення ў канцы зімы – пачатку вясны. Ад гэтага моманту і да даты наступлення піка вясенняга паўнаводдзя падземнае жыўленне прыймаецца пастаянным (да кропкі Д). Ад гэтай даты адбываецца павялічэнне падземнага жыўлення. З атрыманай кропкі Е лінію падземнага жыўлення праводзяць да кропкі летняга мінімума (F). Ад даты летняга мінімума падземнае жыўленне павялічваецца за кошт асенніх дажджоў.

Б.В.Палякоў і Б.І.Кудзелін рэкамендавалі схемы выдзялення падземнага жыўлення, ў якіх падземнае жыўленне з пачаткам вясенняга паўнаводдзя памяншаецца і дасягае нуля ў перыяд найбольшых расходаў веснавога паўнаводдзя.



Метад Б.В.Палякова.

Метад Б.І.Кудзеліна. (см.практыкум).
4.3.4. Уплыў геаграфічных фактараў на сцёк
Розныя геаграфічныя фактары, якія дзейнічаюць у межах рачных басейнаў, маюць магчымасць уплываць на рачны сцёк і змяняць яго. Сярод іх найбольш важнымі фактарамі з’яўляюцца: марфаметрычныя паказчыкі вадазбору, рэльеф, карст, лясістасць, балоцістасць, зарэгуляванасць сцёку і іншыя.

Марфаметрычныя паказчыкі вадазбору. Устаноўлена, што уплыў мясцовых фактараў на сцёк значна большы на малых вадазборах і нават могуць перавышаць занальныя кліматычныя фактары. З павялічэннем плошчы вадазбору роля мясцовых фактарў зніжаецца. Пры некаторай плошчы размеркаванне сцёку па тэрыторыі падпарадкоўваецца толькі геаграфічнай занальнасці мала залежыць ад азанальных фактараў.Розніца велічыні сярэдняга сцёку вялікіх і малых рэк у адной і той жа геаграфічнай зоне звязаны з неаднолькавымі суадносінамі паверхневага і падземнага жыўлення.

У той жа час плошча вадазбору павялічваецца у малых вадацёках з павялічэннем эразіённага урэза далины и рэчышча. Такая залежнасць абумощлена рэгрэсийнай эрозияй, пры якой з панижэннем мясцовага базиса эрозии павяличваецца даўжыня схилаў и вадападзельная линия аддаляецца ад раки. Чым большы ўрэз, тым больш ваданосных слаёў дрэнируецца ракой і тым больш шчодрае і ўстойлівае падземнае жыўленне, як найбольш устойливая частка сцёку. Таким чынам, плошчай вадазбора ва ўмовах дастатковага ўвільгатнення характэрызуюцца ўмовы і велічыня падземнага жыўлення рэк.

Акрамя памераў вадазблору на сцёк уплывае яго нахіл, разчляненнасць рэльефу і гушчыня рачной сеткі. З павялічэннем нахілу і гушчыні рачной сеткі сцёк рэк павялічваецца.

Рэльеф вадазбору. Непасрэдны ўплыў рэльефу на сцёк абмяжоўваецца павялічэннем альбо паніжэннем хуткасці сцякання вады з паверхні басейну ў залежнасці ад нахілу і ступені разчлянення ярамі, лагчынамі, западзінамі. Пры значных ухілах сцёк адбываецца хутка, памянаецца час дабягання вады да рэчышча, страты на інфільтрацыю і выпарэнне. Па ярам і лагчынам сцёк таксама ідзе больш інтенсіўна. Пры запаволеным сцёку на палогіх схілах павялічваюцца страты вады.

Ускосны ўплыў рэльефу на сцёк больш значны. Ён выяўляецца ўздзеяннем рэльефу на састаўляючыя воднага балансу: ападкі, выпарэнне, акумуляцыі вады ў басейне, інфільтрацыю. У многіх выпадках рэльеф уплывае на размеркаванне снегу па вадазбору. Ён здуваецца ветрам з раўнінных прастораў і накопліваюцца ў ярах і лагчынах.



Карст. У залежнасці ад характару вадаабмену паміж падземнымі і паверхневымі водамі ўплыў карста на сцёк розны. Непасрэдна ў карставых абласцях адбываецца інтенсіўнае паглынанне дажджавх і талых вод панорамі, варонкамі, трэшчынамі. У выніку паверхневы сцёк памяншаецца альбо зусім знікае. Размеркаванне сцёку на працягу года нераўнамернае, так як практычна адсутнічае падземнае жыўленне. Есць выпадкі, калі рэкі знікаюць у карставых пустотах. Па краях карставых раёнаў назіраецца выхад падземных вод у рачных далінах і рэчышчах у выглядзе крыніц, якія дадаткова жывяць рэкі.

Лясистасць. Уплыў леса на сцёк галоўным праяўляецца праз уздзеянне на вадапранікальнасць глебаў. Карнявая сістэма разрыхляе глебу і павялічвае яе порыстасць і вадапранікальнасць. Лясная падсцілка інтенсіўна паглынае ваду. Зімой назіраецца меншае прамярзанне глебы. Вясной запавольваецца таянне снегу. Усё гэта разам прыводзіць да значных страт вады на фільтрацыю. Памяншаецца паверхневы сцёк і вада паступае ў раку падземным шляхам. У басейнах вялікіх рэк рачная сетка дрэніруе глыбокія слаі і падземны сцёк пападае ў раку.

Рачная сетка малых рэк закранае толькі верхнія слаі. Таму большая частка інфільтрацыйных вод разам з падземным сцёкам выходзіць за межы такіх басейнаў.

Агульны сцёк за год аблесеных вадазбораў большы, чым бязлесных. Для іх характэрна павяличэнне падземнага і памяншэнне паверхневага сцёку. У сярэднім гадавы сцёк аблесеных вадазбораў большы на 10-20 % у лясной і на 20-40 % у стэпавай зонах.

Некаторае памяншэнне сцёку у лясных вадазбораў дае затыманне ападкаў дрэвамі і іх выпарэнне. Гэтыя страты могуць дасягаць да 30-50 % ад сумы ападкаў, асабліва вадкіх.



Прыродная і штучная зарэгуляванасць. Азёры і вадасховішчы рэгулюць сцёк, больш рўнамерна размяркоўваюць яго па порам года. У паўнаводдзе і і паводкі вада паступае ў вадаёмы і размяркоўваецца раўнамерна па іх паверхні. Пры гэтым пад’ём узроўня значна менш, xsv у рацэ. Адпаведна сцёк у раку з возера павяличваецца на невяликую величыню. І, наадварот, у межань накопленая ў вадаёме вада паступова вяртаецца ў раку. Таму, межанны сцёк азёрны рэк большы, а сцёк у часы паводкаў меншы, xsv безазёрных. У вадасховішчах у паўнаводдзе вада штучна затрымліваецца з мэтай яе назапашвання і выкарыстання ў малаводны перыяд і рэгулявання сцёку. Аднак страты вады з паверхні азёр і вадасховішчаў на выпарэнне нязначныя.

Балоцістасць. Уплыў балот на сцёк вызначаецца геаграфічнымі ўмовамі і велічынёй выпарэння з балот і незабалочаных зямель. У раёнах лішкавага і дастатковага увільгатнення, дзе судносіны паміж выпарэннем забалочаных і незабалочаных участкаў невялікая, балоты не памяншаюць гадавы сцёк. У раёнах недастатковага альбо няўстойлівага ўвільгатнення балоты ў выніку значнай велічыні выпарэння памяншаюць сцёк.

Балоты памяншаюць найбольшыя расходы паўнаводдзяў і паводак. Гэта добра відаць на прыкладзе рэк Беларусі, якія маюць роўныя па плошчы вадазборы і аблесенасць, але адрозніваюцца паказчыкам балоцістасці.

Паводкі, якія ўзнікаюць пры дажджах поўнасцю паглынаюцца балотамі. Пры асушэнні балот увільгатнённых раёнаў павялічваюцца пікі паўнаводдзяў і паводак, а гэта значыць узрастае нераўнамернасць сцёку. Сярэдні гадавы сцёк пры асушэнни са слабым падземным жыўленнем амаль не адрозніваецца ад сцёку неасушаных балот і сухадолаў. У недастаткова ўвільгатнённых раёнах балоты памяншаюць як веснавы, так і летні сцёк.

1   2   3   4   5   6   7   8   9   ...   13


База данных защищена авторским правом ©shkola.of.by 2016
звярнуцца да адміністрацыі

    Галоўная старонка