42. Розрахунок запасів води в русловій мережі за методом р.А. Нежиховського.

Спосіб Р.О. Нежиховського, який поєднує при розрахунку руслових запасів води морфометричні та гідрометричні дані. За цим способом запаси води у руслі визначаються окремо для річок великих (довжиною більше ніж 100-150 км), середніх (від 10 до 100-150 км) та малих (до 10 км, включаючи водотоки у балках та ярах).

Для підрахунку запасів води в мілкій та середній русловій мережі автор використовує морфометричні характеристики - довжину та площу.

До кожної групи віднесені річки, обмежені створами, відда­леними від витоку на 10, 20 і т.д. км. Для визначення запасів води в середніх та малих річках запропонована формула

W_0-100==(0.5f₀n₀+f₁₀n₁₀+…..+f₉₀n₉₀+f₁₀₀n₁₀₀)10⁴

Тут та V_ср , - осереднені по басейну модуль стоку та швидкість руху вода у руслах річок;

n₀, n₁₀,..., n₁₀₀- число створів, віддалених від витоків на відстань 0, 10,.,., 100 км;

f₀, f₁₀,..., f₁₀₀,- середня площа водозборів для цих же градацій

від витоків.

Число рівновіддалених створів n_i, які попали в кожну групу з довжиною більше ніж 10 км, визначається за даними матеріалів до­відника з водних ресурсів. Підрахунок же числа річок з довжиною менше ніж 10 км утруднений через обмеженість відомостей про них.

Для визначення середньої площі водозбору запропонована залежність

f_i=0.58 i^1.78

де f_i - середня площа водотоку кожної i-ої градації.

Середня швидкість течії V задана функцією

де Q_m - середня багаторічна максимальна витрата води, м/с;

І- середньозважений уклон річки від витоку до пункту спостережень, ‰;

а- параметр, який визначається для річок з площею водозбору від

200 до 5000 км^² .

Для розрахунку руслових запасів у великій русловій мережі її поділяють на окремі ділянки, бажано безприпливні, зі створами спостережень на кінцях ділянок чи з одним створом у середині ділянки.

Визначення запасів вода на різних ділянках великої руслової мережі звичайно ведеться за гідрометричними даними як добуток се­реднього часу добігання на середню витрату води на ділянці, яка обчислена з урахуванням характеру бокового припливу на неї (розподіленого або зосередженого).

43) Прогнози за даними про запаси води у русловій мережі можуть бути як короткостроковими, так і довгостроковими. Короткострокові прогнози випускаються для середніх витрат за пентаду або декаду , довгострокові – для середньо квартальних та середньомісячних витрат.

Руслові запаси обчислюються на дату випуску прогнозу t₀. Якщо завчасність прогнозу більше максимального часу добігання τ_max, то у прогнозі використовуються усі запаси води, накопичені у руслі на момент часу t₀. Коли ж завчасність менша τ_max, то необхідно оцінювати тільки ту частину руслових запасів, яка встигне пройти через замикальний створ за період t, який дорівнює завчасності прогнозу.

44. В період спаду паводків та повеней існує стохастичний (частіше лінійний) зв'язок між близькими за часом витратами. Чим більше відстань у часі між витратами, тим такий зв'язок менш виражений. Ця обставина дозволяє розробляти методики прогнозу величин стоку за тенденцією. Тобто встановлені у попередній період закономірності переносяться на майбутній період. Серед такого роду прогнозів набули поширення прогнози за кривими спаду, в яких використовується формальна екстраполяція та методи аналізу фізики явища.

Експериментальні дані показують, що криві спаду різних паводків чи повеней можуть бути узагальнені у вигляді однієї кривої. Сталість кривих спаду можна пояснити такими причинами:

1. Форма довгих паводкових хвиль залежить не тільки від кліматичних умов, які змінюються від паводку до паводку, а й від параметрів річкової системи, які постійні у межах водозбору. У даному випадку вплив факторів підстильної поверхні більш важливий, ніж факторів кліматичних.

2. Із зменшенням величини наповнення русла зростає час добігання, що приводить до зменшення різниці в інтенсивностях спаду різних паводків та повеней.

3. на формування кривих спаду впливає водообмін та руслове регулювання. Чим інтенсивніша крива спаду, тим більше води надходить з пойми у руслову мережу, стабілізуючи її.

Рівняння виснаження руслових запасів води. Формування стоку меженного періоду відбувається в основному за рахунок виснаження запасів руслових ґрунтових вод. Рівняння виснаження записується у вигляді:

,

де - витрата води у річці у початковий момент часу ; q – базисна витрата за рахунок глибоководного живлення; α – параметр, який є показником інтенсивності виснаження руслових вод; t – час у добах.

45. Загальна формула для обчислення запасів води у руслі має вигляд:

Об’єм води у руслі від витоку до замикального створу можна представити у вигляді: (*),

де τ_max – час добігання від витоку до створу (якщо завчасність прогнозу більше максимального часу добігання τ_max, то у прогнозі використовуються усі руслові запаси).

Представимо (*) у диференціальній формі:,

де Q – витрати у замикальному створі.

Під час спаду стік у замикальному створі формується за рахунок зменшення руслових запасів, отже можна записати, що

,

Звідки.

Після інтегрування отримаємо такий вираз:,

який може бути записаний в узагальненій формі

,

де - початкова витрата;

коефіцієнт ;

t – інтервал часу від дати спостереження Q₀ до дати, на яку випускається прогноз.

Отримане аналітичне рівняння є теоретичною основою прогнозів за кривими спаду.

46. Прогноз стоку у період спаду паводку та водопілля у випадку відсутності значного притоку визначається закономірностями виснаження руслових та підземних запасів води. Ці закономірності добре відображаються кривими спаду водопілля та дощового паводку.

Криві спаду можна типізувати у залежності від факторів, які визначають характер спаду водопілля (паводку). До них відноситься: максимальна витрата води, кількість опадів у період спаду, розподіл руслових запасів по довжині річки та ін. типові(розрахункові) криві спаду установлюються графічно або аналітично. Відомі різноманітні прийоми визначення типових кривих спаду: Воскресенського, Огієвського, Змійової тощо.

Використання кривих спаду для цілей прогнозу дозволяє випускати останні із завчасністю від декількох діб до місяця у залежності від розміру і водного режиму річки.

47. Прогноз витрат води за тенденцією та кривим спаду засновані на використанні інерційності в гідрологічних явищах. Припускається, що існуюча у момент випуску прогнозу тенденція у зміні рівня або витрати води зберігається протягом деякого часу. Ця властивість дозволяє застосувати методи екстраполяції ходу рівнів та витрат води за тенденцією їх зміни на деякий час вперед. Один з прийомів заснований на використанні зв’язку між приросту рівнів (витрат) води за короткий та більш довгий інтервали часу або між витратами, які взяті у різні моменти часу. Така екстраполяція на невеликий період (більший на спаді та менший на підйомі) дає непогані результати для великих річок. При збільшенні завчасності формальна екстраполяція може призводити до нереальних результатів.

Більш обґрунтованим є прогноз стоку за кривими спаду паводку чи повені, у якому використовують як прийоми формальної екстраполяції, так і методи фізичного аналізу явища виснаження. Досвід довів, що при відсутності значного притоку води у річкову мережу криві спаду різних паводків можуть бути узагальнені у вигляді однієї типової кривої. Для річок, які витікають з озер, криві спаду найбільш стійкі та між стоком попереднього і наступного періодів протягом тривалого часу зберігається зв'язок.

Найкращі умови для прогнозу по тенденції є у низинах великих річок, де підйом та спад характеризується плавністю і великою тривалістю. У цьому випадку вказаний метод може бути не тільки менше трудомістким, але й більш точним, особливо при прогнозі з малою завчасністю (2–3).

Можливість впевненого екстраполювання рівня або витрати води на середніх річках значно зменшується через різкі нетривалі підйоми і спади рівня. Метод тенденцій на малих річках, із середньою тривалістю стійких підйомів та спадів 5–6 діб, не може бути використаний навіть при малій завчасності прогнозу в 1 добу.

48. Побудова типової кривої за осередненою залежністю Q(t+∆t)=f[Q(t)] відбувається таким чином. Задається найбільша витрата Q₁ й за допомогою лінії регресії визначається найбільша витрата води через період ∆t, яка позначається як Q₂. Далі по Q₂ знов таки за лінією регресії визначається Q(t+∆t)=Q₂ і т. д. Отже, можна отримати витрати Q₁, Q₂, Q₃,… у відповідності із часом їхнього настання t=0, t=∆t, t=2∆t,… За цими даними й будується гарантійна крива спаду.

49. Спосіб Воскресенського зводиться до побудови типової кривої спаду паводку шляхом осереднення ординат для кожного моменту часу. Ці криві будуються у відносних величинах: витрати води виражають у долях від максимальної витрати, час – у долях загальної тривалості спаду:

,

де - витрата води на t-й момент часу, рахуючи від дати максимальної витрати води ; - тривалість спаду.

50. Спосіб Огієвського складається з побудови декількох кривих спаду за даними, які згруповані за інтервалами . Цим побічно враховуються розбіжності у ході спаду, які пов’язані зі ступенем наповнення русла.

Криві спаду можна апроксимувати рівняннями:

,

Де - витрата води у початковий момент спаду (; - витрата води у момент t; α і β – параметри, які залежать від особливостей побудови річкової мережі басейну, а також від розподілу запасів води у ній та ступені його наповнення водою.

Спосіб Воскресенського зводиться до побудови типової кривої спаду паводку шляхом осереднення ординат для кожного моменту часу. Ці криві будуються у відносних величинах: витрати води виражають у долях від максимальної витрати, час – у долях загальної тривалості спаду:

,

де - витрата води на t-й момент часу, рахуючи від дати максимальної витрати води ; - тривалість спаду.

51. Розглядається рівняння

(*).

Головна проблема полягає у встановленні параметру α. Якщо прийняти, що Q₀=Q_max та t=τ_max, Q_t – це витрата у кінці спаду, то логарифмування виразу (*) дозволяє визначити середнє значення по даних спостережень за декількома паводками.

.

Надалі установлені значення параметру α узагальнюються. Наприклад. Можна побудувати залежність α від запасу води у басейні. Після цього параметр α обчислюється за більш короткі інтервали часу: 5, 10 діб і т. д. отримані значення α суттєво змінюються в залежності від обраної дати початку спаду. З метою урахування цієї обставини будується залежність відношення від інтервалу часу, який підраховується від початку спаду.

52. Критерієм ефективності методики є відношення S/σ (для довгострокових прогнозів) чи S/σΔ (для короткострокових прогнозів). Це відношення показує, у скільки разів розсіювання прогнозованої величини менше за розсіювання вихідних даних.

По суті, середнє квадратичне відхилення σ можна представити як середню квадратичну похибку прогнозу за осередненою величиною. Отже, прогноз за представленою методикою можна вважати більш ефективним, ніж прогноз за нормою, коли S<σ. Якість методики вважається задовільною (при n>25, де n – кількість перевірних прогнозів), коли S/ σ=0,51-0,80; доброю, коли S/σ≤0,50; та відмінною, коли S/σ≤0,30.

53. Дощовий стік проходить дві стадії: силового стікання та руслового руху. У різноманітних погодних умовах, у різних фізико-географічних зонах, геоморфологічних областях і т. п. схиловий стік набуває різних якісних особливостей: зустрічаються території чисто поверхневого ливньового, зарегульованого і незарегульованого стоку, райони поверхневого стоку, під поверхневого стоку, області змішаного стоку, створеного різнохарактерними складовими. Тому математичні моделі схилового стоку мають регіональний характер.

54)Аналітичний вигляд залежності шару паводкового стоку від опадів можна представити таким чином:

(1)

де Y- шар стоку за паводок; X - шар опадів, які сформували паводок; Рm - максимально можливі втрати опадів під час формування стоку на водозборі. Залежність (1) встановлюють для кожного водозбору окремо по таких етапах. 1. Визначення значень шару стоку та шару опадів за даними багатьох паводків. Шар стоку Y за паводок визначають без підземної складової (для відокремлення підземного стоку роблять горизонтальну «зрізку» за мінімальною передпаводковою витратою). При побудові залежносте" краще використовувати одномодальні паводки. Якщо ж таки, паводок ма« багатомодальний характер, то його треба розчленувати на одномодальні ї урахуванням типової кривої спаду. Шар опадів X розраховують тільки по стокотвірних опадах. Невеликі дощі, які випадали до головної зливи, виключають із категорії стокотвірних опадів. Для розрахунку шару опадів використовують матеріали метеорологічних станцій. З метою визначення шару опадів у межах усього водозбору найчастіше звертаються до методу ізогієт.2 Визначення максимально можливих, втрат опадів Р т відбувається за даними минулих років на основі (1) оберненим розрахунком з використанням вже визначених величин X та Y. 3. Встановлення залежності Р т від чинників, які обумовлюють втрати дощового стоку. Такими чинниками можуть бути: вологість грунту перед паводком, тривалість випадіння дощу Т, сезон (місяць року) та інш.

Даних вимірювань вологості грунту, як правило, замало, отже для характеристики вологості грунту перед паводком використовують індекс зволоженості:

Іw = X₁ +0,7X_2-4 +0,5X_5-9 +0,3X_10-14 +0,2X_15-30 +0,1X_31-60 (2)

Де Х - опади, які випали за добу до розрахунку Іw;X_2-4 - опади, що випали за другу,третю та четверту добу до розрахунку Іw й т.д. Із зростанням попереднього зволоження Іw, втрати дощового стоку зменшуються.

Велика тривалість опадів Т обумовлює великі втрати: залежність між шаром дощового стоку та тривалістю опадів зворотна й близька до прямолінійної.

Можливий аналітичний вигляд прогностичних залежностей стоку від стокотвірних опадів такий: Y = f(X, Іw), (3)

або Y = f (Х,Іw,Т, сезон). (4)

У останньому випадку графічний вигляд залежності досить складний Рис.(1).

55) Одиничним називається паводок, який був сформований у результаті випадіння рівномірно розподілених по поверхні водозбору опадів у вигляді одного ізольованого дощу, який пройшов у розрахункову одиницю часу з тривалістю меншою від максимального часу добігання поверхневих вод на водозборі.

У природі одиничний паводок спостерігається досить рідко. Для низначення ординат гідрографа одиничного паводка використовують таку схему.

1. Співставляють хід опадів та стоку. Знаходять опади, які випали за одну розрахункову одиницю часу, та відповідний ім стік.

Х Q у_n

t t

Q_і

2. На гідрографі стоку відокремлюють підземну складову.

3. Обчислюють ординати гідрографа стоку шляхом ділення витрат води за кожну розрахункову одиницю часу на загальний шар стоку за паводок, виходячи з припущення, що шар стоку за одиничний паводок дорівнює шару стокотвірних або ефективних опадів.

[].

Але краще ординати одиничного паводка виразити у відносних одиницях

∑ = 1

Ординати багатьох одиничних паводків осереднюють й отримують узагальненний одиничний гідрограф. Одиничним гідрографом називається гідрограф, який показує зміну витрат води під час проходження одиничного паводка.

Вважається що об'єм (шар) ефективних опадів дорівнює об'єму (шару) стоку, тобто Wвходу = Wвих. Але на виході (у замикальному створі водозбору) об'єм (шар) опадів, які випали за одну розрахункову одиницю часу, надходить до замикального створу частками на протязі декількох одиниць часу. Ці частки виражені ординатами узагальненого одиничного гідрографа, які можна представити як функцію r(∆t). Гідрограф замикального створу визначається таким чином:

Qt = r(∆t)dt

r(∆t) – це деяка функція (так звана функція добігання) розподілу в часі витрат води у замикальному створі, які утворилися при рівномірному надходженні води на поверхню басейну упродовж заданої одиниці часу ∆t. Функція добігання має таку властивість:

∑ r(∆t) = 1

Отже, гідрограф, сформований опадами, які випадали на протязі декількох розрахункових одиниць часу ∆t, можна визначити шляхам підсумовування ординат одиничних гідрографів, одержаних окремо для кожної одиниці часу випадання опадів.

56Розглянемо басейн, на який нанесено ізохрони - лінії однакового часу добігання до замикального створу. За розрахункову одиницю ∆t - через замикальний створ пройде об'єм ∆W= Q∆t. Цей об'єм, за пропозицією М.А. Веліканова, можна

розглядати як суму, яка складається з елементарних об'ємів води

∆Wі, що сформувалися на різних частинах басейну й пройшли

ч

f_і

ерез замикальний створ в один і той же ж час

2

W = ∑∆Wі 1

Кожен елементарний об'єм можна представити таким чином

∆Wі = ∆f_і(hі - Pі)

де ∆f_і елемент площі; hі - шар води, що надходить на поверхню басейну у вигляді опадів; Рі - шар втрат.

У диференціальній формі рівняння набуде вигляду

dW= q_t-τdfdt

Похідна від об'єму дозволить визначити витрату у замикальному створі, яка була утворена надходженням опадів на поверхню водозбору, тобто опадів, що випали на площу df:

=q_t-τdf

У один і той же час через замикальний створ пройде об'єм води з різних площ з різним часом добігання. Розподіл площ, які формують стік у замикальному створі, запишемо в залежності від τ

df=dτ

стік можна розглянути як суму ординат елементарних гідрографів, тобто

Qt = dτ

Функцію = ψ(τ) можна представити у графічному вигляді. Графічний вигляд функції добігання має назву кривої добігання. Але ця "крива добігання" за своїм фізичним змістом відрізняється від функції r(∆τ)

Функція ψ(τ) показує розподіл у часі відносних площ водозбору, вода з яких одночасно досягає замикального створу. Останню формулу називають генетичною, у зв'язку з тим, що в ній відображений перехід від схилового стоку, утвореного опадами, до стоку у замикальному створі з урахуванням динаміки розподілу площ, з яких вода надходить до створу. У отриманому рівнянні функція r(τ)є характеристикою басейну, яка відображує як відносно постійні морфометричні умови, так і змінні гідравлічні. Останні й визначають зміну кривої добігання у часі.

57) Об'єм літньо-осіннього меженного стоку (середня витрата води) за деякий період часу ∆t, який перевищує максимальний час добігання води τ_mах по руслах річок можна представити рівнянням:

Q∆t = Q_г∆t+Q_Д∆t +W_t0 (1)

де Q∆t - меженний стік за час ∆t, ; Q_г∆t,Q_Д∆t — стік річок, обумовлений відповідно припливом підземних і дощових (поталих) вод; W_t0- запас води в річковій мережі в початковий момент часу t₀. Для періоду зимової межені за наявності зимових відлиг дощова складова Q_Д∆t замінюється тало-дощовою Q_тД∆t і рівняння має вигляд

Q∆t = Q_г∆t+Q_тД∆t +W_t0 (2)

На сьогодні з складових рівняння (1) і (2) з достатньою точністю можна визначити лише запас води в річковій мережі W_t0 (наприклад, за гідрометричними або морфометричними даними). Ця складова має суттєве значення для крупних річок з максимальним часом руслового добігання, який дорівнює або перевищує період завчасності прогнозу (наприклад, місяць). За відсутності даних для розрахунку руслових запасів води, величину W_t0 можна приблизно оцінити через витрату води у замикаючому створі в момент часу t₀.

Підземне живлення, як вже говорилося, відбувається за рахунок першого від поверхні безнапірного водоносного горизонту та більш глибокого, у тому числі напірного, горизонту підземних вод, визначення яких має певні труднощі.

Дощовий приплив води Q_Д∆t може бути отриманий через кількість опадів, які приймають участь у формуванні стоку розглядуваного періоду. У зв'язку з цим для прогнозів меженного стоку рівняння (1) і (2) не можуть бути використані безпосередньо. Тому в практиці гідрологічних прогнозів будуються емпіричні залежності меженного стоку від факторів, які його визначають. При цьому краща якість прогнозів отримується для річок з незначною долею дощового стоку і для великих річок лісостепової і степової географічних зон.

Спад витрат води у часі за рахунок виснаження цих запасів води можна описати рівнянням вигляду:

Q(t)= (Q₀ - q)ехр(-αt) + q (3)

де Q₀- витрата води в річці в початковий момент часу tо, м ³/с; q— базисна витрата, яка обумовлена глибоководним живленням, м 3 /с; t- час в добах від моменту часу tо, на який приймається початкова витрата води Q₀; α - параметр, який є показником інтенсивності виснаження підземних вод.

Параметри α і q залежать від гідрогеологічних умов і змінюються для різних за площею басейнів. Так, параметр α зменшується зі збільшенням площ водозборів та змінюється з року в рік у зв'язку зі змінами запасів ґрунтових вод. Рівняння (3) є рівнянням виснаження запасів води в річковому басейні, яке може бути представлене графічно (рис.1). Відповідно до рис.1 базисний стік q не значно змінюється у часі і може бути оцінений за мінімальною витратою води у межень. Ґрунтова складова меженного стоку рівнинних річок є основною частиною підземного живлення, а його інтенсивність значно змінюється по сезонах року і з року в рік. Так, наприкінці весни після сходу снігу ґрунтові води активного водообміну найбільш близько знаходяться від поверхні землі, а при тривалої відсутності опадів та після холодної зими рівень їх значно знижується.

58) Основними видами довгострокових прогнозів стоку у періоди літньої, осінньої та зимової межені є: - прогнози стоку за весь період межені; - прогнози квартального та місячного стоку; - прогнози середніх та мінімальних рівнів води за період межені. Головна проблема при випуску цих прогнозів полягає в урахуванні опадів, які випадають за період завчасності прогнозів. Найбільш ефективними є прогностичні залежності, які розробляються для водозборів зони недостатнього зволоження, де незначні дощові опади мало впливають на стік річок за період межені.

Предиктор це величина яка розміщається по осі Х наприклад:

Залежність між середніми місячними значеннями припливу води за попередні (Х) Qn та наступні (У)Q_n+1 місяці меженного періоду

Залежність середньої витрати(У) Q від запасу (Х)W води у річковій мережі

Залежність квартального(У)Q_IVкв стоку від попереднього припливуQ_IХ води у водосховище і т.д.

59) _n+1=α_1n+1 +(1-α₁)Qбп (1)

_n+1,n середні витрати води за попередній та наступний інтервали часу; α- коефіцієнт, який дорівнює α1 = (2)

Як показує практика, залежність між середніми декадними та середніми місячними витратами дійсно має місце для багатьох річок з незначними опадами у період межені (рис1). Середня витрата за будь-який інтервал часу у період межені є також лінійною функцією початкової витрати Q₀(рис 2).

_n+1=α₂₀ +(1-α₂)Qбп (3)

Якщо на базі емпіричних даних отримано графічну залежність виду (1) чи (3), то зворотним розрахунком (наприклад, через коефіцієнти регресії b₁= α₁ та b₂ = 1-α₁) можна знайти α та Q_Бп. Наприклад, якщо отриманий графік лінійної залежності виду (1), b₁= α₁ це тангенс кута нахилу прямої до осі абсцис, а b₂ = 1-α₁це відрізок на осі ординат, який утворюється при перетинанні прямою осі у. Ураховуючи (2), можна записати

α (4)

де Т- період, за який розраховувалася витрата, а величина Q_Бп представляється у вигляді

Q_Бп=

При незначній мінливості витрат у меженний період прогнози календарного квартального стоку також можуть бути реалізовані при використанні у якості незалежної змінної середньої місячної витрати за передуючий кварталу місяць (рис.3). Величини _n та Q₀ у наведених залежностях розглядаються як інтегральна характеристика зволоженості басейну, включаючи запас води у русловій мережі та у водоносних горизонтах.

Рис.1 Рис.2

60) Основними видами довгострокових прогнозів стоку у періоди літньої, осінньої та зимової межені є: - прогнози стоку за весь період межені; - прогнози квартального та місячного стоку; - прогнози середніх та мінімальних рівнів води за період межені. Головна проблема при випуску цих прогнозів полягає в урахуванні опадів, які випадають за період завчасності прогнозів. Найбільш ефективними є прогностичні залежності, які розробляються для водозборів зони недостатнього зволоження, де незначні дощові опади мало впливаю ть на стік річок за період межені.

Рівні води безпосередньо зв'язані з витратами, тому принципи побудови прогностичних залежностей зберігаються - вони можуть бути представленими у таких видах

Нn = f(Q_n-1); Нn = f(Q_n-1,∑Х); Нn = f (Wt,∑Х)

де Нn - середній рівень за місяць, для якого випущений прогноз; Q_n-1 - середня витрата за попередній місяць або останню його декаду; ∑ X - стокоутворювальні опади;

1)Залежність стоку у створі 2) Залежність Y_і+1= f(Yі)-(1) та побудована крива виснаження Y=f(t)-(2)

3) Гідрограф (1) та криві виснаження стоку для суміжних декад (2); стійке базисне живлення (3)

Wі- початкові запаси у русловій мережі, наприклад, на 25-те число попереднього місяця.

У зоні недостатнього зволоження допускається виконувати розрахунки стоку за рівнянням виснаження, а потім за кривою витрат Q = f(Н) визначати мінімальні рівні. Також допускається використовувати залежності середнього (мінімального) місячного рівня від рівня води на задану дату попереднього місяця Нn = f(Н_n-1). У зоні достатнього зволоження при побудові залежностей Нn = f(Н_n-1) використовуються дані про стокотвірні опади.

61) Оцінка стокоформувальних опадів у період зимової та літньо-осінньої межені (наближений метод). До розрахунку беруться тільки ті опади, які утворюють стік за період, для якого випускається прогноз. Отже, під стокоформувальними опадами розуміють суму опадів, які одночасно досягли замикального створу.

Облік шару стокоформувальних опадів виконують за формулою:

Х' = f₁Х ^Н +f₂ Х ^С +f₃Х ^В

де X' - стокоформувальні опади на водозборі; f₁f₂f ₃ - частки площі водозбору, розташовані відповідно до зростання часу добігання; Х ^Н ,Х ^С ,Х ^В - осереднені опади у межах нижньої, середньої та верхньої частин водозборів за вказані вище інтервали часу. Обчислена у такий спосіб величина стокоформувальних опадів використовується як третя змінна при побудові залежностей вигляду _n+30 =f(n) та _n+30 = f(Wn)

Оцінка стокоформувальних опадів у період зимової та літньо-осінньої межені (метод М.І. Гуревича). У цьому методі ураховується не тільки руслове добігання, а й добігання опадів до русла поверхневим чи підземним шляхом.

Для того, щоб оцінити стокотвірні дощові опади, необхідне використання карти ізохрон. За розрахункову одиницю береться декада.

Припустимо, що опади, які спостерігалися на протязі однієї декади, розподілилися на площі водозбору рівномірно й приплив води від цих опадів до руслової мережі відбувається протягом чотирьох декад, включаючи декаду випадіння опадів. Частка опадів, що надходить до русла у кожну наступну одиницю часу позначається через коефіцієнт φ. Тобто опади Хі (, що випали у і - ту добу надійдуть до русла не відразу, а поступово: у першу добу частка φ(1), у другу φ(2) і т.д. Після надходження води у русло відбувається ії рух безпосередньо у руслі. У момент часу і до замикального створу надходять об'єми води з різних частин басейну.

Отже, у загальному вигляді сумарні стокотвірні опади можна представити у вигляді наступної формули

Х'=f_0-1[Хf_0-1(і+1)+ Хf_0-1(і+2)+ Хf_0-1(і+3)]+ f_1-2[Хf_1-2(і)+ Хf_1-2(і+1)+ Хf_1-2(і+2)]+ f_2-3[Хf_2-3(і-1)+ Хf_2-3(і)+ Хf_2-3(і+1)]

62) Такого виду прогнози складаються для першого кварталу зимового, третього - літнього і четвертого — осінньо-зимового. Стік друг ого кварталу визначається стоком тапо-дощових вод весняного водопілля. Прогнози стоку календарного квартального періоду засновані на встановленні фізико-статистичних залежностей величини цього стоку від факторів, які його обумовлюють, при можливості вже відомих на дату прогнозу. Вигляд залежностей витікає з експоненціального характеру рівняння виснаження стоку у межень, як Qкв =f(Q₀)

Де Qкв,- середня витрата води за квартал, м ³/с; Qо - початкова для даного кварталу витрата води, м 3 /с„ В якості величини Q₀ приймається середня витрата за останні 5-10 діб попереднього місяця або за весь місяць, що визначається тривалістю короткочасних коливань гідрографа стоку у меженний період. Показником стоку підземних вод за квартал можуть слугувати запаси води в русловій мережі Wt, перед початком кварталу

Qкв =f(W_t)

а іноді й мінімальні модулі стоку по притоках головної річки за місяць, попередній кварталу, на який дається прогноз стоку. Найкращі можливості для прогнозу квартального стоку є по річках і сезонах, коли дощовий стік не великий. У випадку суттєвої ролі дощів кількість опадів оцінюються за середньо багаторічним значенням, а точність прогнозів значно знижується. При розробці методів прогнозів стоку за квартал розрахунок кількості опадів, які впливають на величину дощової складової стоку цього періоду ведеться при меншій деталізації, ніж для місячного стоку. Взагалі, опади, що випали на початку та в середині кварталу, оказують більший вплив, ніж така ж кількість опадів, що потрапили на водозбір у самому кінці цього кварталу. На практиці враховуються опади за дев'ять декад, починаючи з декади, останньої перед початком кварталу. При прогнозі стоку за четвертий квартал беруть опади лише до дати встановлення сталого снігового покриву. У всіх випадках дані про опади необхідно використовувати як по найбільшій кількості станцій.

63) Рівні та витрати води на річках пов'язані між собою, тому теоретичні основи і практичні прийоми розробки методик прогнозування рівній води ті ж самі, що і для витрат води. Під час літньо-осінньої та зимової межені мінімальні витрати води у річках формуються в основному за рахунок підземних вод при поступовому їх виснаженні.

Для літа та осені при не значній ролі дощових вод і відсутності паводків на річках рівні води, у тому числі і мінімальні, можуть бути розраховані за рівнянням виснаження і кривій витрат води Q=f(Н) У цих випадках достатню точність мають і залежності для прогнозів мінімальних рівнів (витрат) води у вигляді:

Нmіn_n = f (Нmіn_n-1) та Нmіn_n = f (Qmіn_n-1) (1)

Нmіn_n = f(Н_n-1) та Нmіn_n = f (Q_n-1) (2)

Нmіn_n - мінімальний рівень води за місяць, на який складається прогноз, см; Нmіn_n-1, Qmіn_n-1 - мінімальний рівень (витрата) води за попередній місяць, см (м³/с); Н_n-1 (Q_n-1) середній рівень (витрата) води за попередній місяць чи декаду або рівень (втрата) води на кінець попереднього місяця, см (м 3 /с).

Однак, мінімальна місячна витрата води підземного живлення для конкретної річки може суттєво мінятися з року в рік у зв'язку з суттєвим його сезонним коливанням. Для таких річок у межень виснаження підземного живлення до сталого глибоководного відбувається більш тривалий період ніж період межені. Практика показує, що мінімальний рівень (витрата) води при сталому його зменшенні спостерігається наприкінці кожного місяця літньо-осіннього періоду. Коливання мінімальних рівнів чи витрат води для різних річок ( адже для річок однієї географічної зони) в одному місяці обумовлені особливостями режиму ґрунтових вод, їх витратою на випаровування і трансформацією в різні місяці, гідрогеологічними умовами на водозборах та ін.

Для літньо-осінньої межені за наявності суттєвого припливу дощових вод мінімальний стік формується як за рахунок як підземного, так і поверхневого живлення. Вигляд прогнозних залежностей може бути, наприклад, таким:

Нmіn_n = f (Нmіn_n-1,Х) або Нmіn_n = f(Н_n-1,Х)

де X- сума опадів періоду завчасності прогнозу, мм. На відміну від літньо-осіннього періоду, під час зимової межені за відсутності значних відлиг зменшення рівнів води ґрунтових вод за рахунок випаровування і транспірації не відбувається. Тому, в якості характеристики рівня підземного живлення може використовуватися запас води в русловій мережі чи витрата води на кінець попереднього місяця, а прогнозні залежності мають вигляд:

Нmіn_n = f(Wt) або Нmіn_n = f(Qt)

де Нmіn_n - мінімальний зимовий рівень води у річці за місяць, на який складається прогноз, см; Wt та Qt -запас води в русловій мережі (м³ ) чи витрата води (м³ /с) на кінець попереднього місяця на дату складання прогнозу і (наприклад, на 25-те число попереднього місяця). При значних відлигах і паводках зимою прогнозні залежності для мінімальних, як і середніх місячних витрат і рівнів води, практично не задовольняють вимогам до прогнозів у зв'язку з відсутністю достовірного метеорологічного прогнозу відлиг.

22