Файл: Аполлов, Б. А. Курс гидрологических прогнозов учебник.pdf

становятся дренируемыми вскоре после начала таяния. Это прежде всего бассейны, где преобладают песчаные и супесчаные почвы на песках, и сильно заболоченные бассейны. Ясно, что в таких случаях для анализа факторов, влияющих на поглощение воды бассейном, удобнее уравнение (2.VII). Отметим, что за количественную харак­ теристику водоудерживающей способности почво-грунтов бассейна

зонах, исключая отдельные районы, поглощение воды речными бас­ сейнами в основном определяется степенью водопроницаемости почвы, т. е. факторами инфильтрации; в лесной же зоне оно уже нередко в основном зависит не от того, сколько воды уйдет в почву, а от того, сколько из этой воды бассейн задержит в почво-грунтах, во всяком случае до окончания половодья. В лесной зоне довольно часто большое количество воды — до 30—50 мм — расхо­ дуется также на заполнение различного ряда бессточных углубле­ ний на поверхности бассейна и насыщение водой лесной подстилки и мохового покрова. При этом важно то, что это количество за­ метно меняется от года к году в зависимости от степени влагона-

меньше — от бассейна к бассейну. Для одного и того же бассейна оно меняется в зависимости от гидрометеорологических условий, влияющих на инфильтранионную способность почвы и степень на­ чального заполнения поверхностной емкости.

Уравнения водного баланса (2.VII) — (6.VII) и количественная характеристика составляющих этого баланса, основывающаяся на материалах наблюдений и расчетов, позволяют не только сказать, какие из факторов в основном влияют на сток за период поло­ водья. Чтобы яснее себе это представить, допустим, что нам изве­ стны аналитические выражения зависимостей каждой из состав­ ляющих водного баланса, стоящей в правой части уравнения, от обусловливающих факторов. Тогда, подставив эти выражения в уравнение водного баланса, получим аналитическое выражение самой зависимости стока за период половодья от влияющих на него факторов. Отсюда видно, что уравнение водного баланса половодья за период половодья является общей теоретической основой для разработки методов расчета и прогноза весеннего стока.

Дождевой сток в период половодья, величина которого была обозначена г/д, усложняет анализ процесса весеннего стока, а сле­ довательно, и разработку методов его прогнозов. Условия дожде­ вого стока существенно отличаются от условий стока талых вод. Отметим лишь следующее. На поглощение дождевых вод уже мо­ жет заметно влиять потеря воды бассейном вследствие испарения с почвы в предшествующие дни. И далее, когда дождевой сток і/д значителен, то точность долгосрочных прогнозов весеннего стока

182

понижается, даже если мы можем рассчитать без существенных погрешностей его величину по данным о фактически выпавших осадках. Понижение объясняется ошибками прогноза самих осад­ ков, если мы им пользуемся, или той неточностью, которую мы до­ пускаем, если будем принимать количество будущих осадков рав­

ным средней их величине, т. е. будем принимать хч = х%.

С понятием потерь дождевых вод мы познакомились в гл. V.

где у -—общин сток за период половодья; г/т — сток талых вод по поверхности п подземными путями.

Учитывая сказанное об особенностях механизма стока талых вод в лесных бассейнах, здесь под величиной у а3 в общем случае необ­ ходимо понимать только тот подземный сток, который не обуслов­ лен талыми водами, поступившими на поверхность бассейна в те­ чение весны данного года, т. е. базисный (устойчивый) подземный сток. В практических расчетах величина уд обычно определяется путем срезки дождевого паводка на гидрографе с помощью так называемой типовой кривой спада половодья (см. рис. 64). Можно найти величину ул и по данным о расходах воды малых рек. На гидрографах этих рек дождевые паводки после схода снега выделяются совершенно отчетливо и определение их границ не

Эта величина состоит из потерь талых вод и потерь дождевых вод; количество последних равно ад.

Поскольку, как отмечалось, условия потерь талых и дождевых вод весьма различны, то при установлении по данным гидрологи­ ческих и метеорологических наблюдений зависимостей величины этих потерь от обусловливающих их факторов, понятно, возникают значительные дополнительные трудности.

Переписав уравнение водного баланса (7.VII) в виде

yT= s + * i —Р,

приходим к выводу, что прогноз стока талых вод сводится к прог­ нозу потерь этих вод, так как величины s и ад всегда бывают за­ даны. Значение s вычисляется по данным снегомерных съемок, о которых будет сказано несколько ниже. Значение ад за прошлые годы определяется на основе данных наблюдений метеорологичес­ ких станций, а для весны, на которую дается долгосрочный прог­ ноз стока,— на основе прогноза погоды или принимается, что ад =

= ад. Следовательно, практическая возможность долгосрочного про­ гноза талого стока воды в основном определяется возможностью

183

заблаговременного (до начала таяния) количественно оценить водопоглотительную способность бассейна. Чем точнее эта оценка, тем точнее прогноз при прочих равных условиях. Заблаговремен­ ность прогноза определяется временем от даты его выпуска до на­ чала таяния снега и продолжительностью половодья.

Согласно уравнению (8.VII), прогноз общей величины стока за период половодья, по существу, сводится к прогнозу как потерь талых вод, так и потерь дождевых вод.

Перейдем к рассмотрению отдельных составляющих уравнений водного баланса речных бассейнов на территории СССР за пе­ риоды снеготаяния и половодья.

§2. СНЕЖНЫЙ ПОКРОВ, ЛЕДЯНАЯ КОРКА НА ПОВЕРХНОСТИ ПОЧВЫ

ИКОЛИЧЕСТВО ОСАДКОВ ЗА ВРЕМЯ СНЕГОТАЯНИЯ И ПОЛОВОДЬЯ

Для гидрологов основной характеристикой снежного покрова является запас воды в нем. Запас воды равен

вг/см3 снежного покрова. Чем точнее измеряются значения Н и б

вконце зимы, тем точнее будет и прогноз стока за половодье при прочих равных условиях.

На равнинной территории СССР систематические наблюдения за снежным покровом ведутся на метеорологических станциях н

постах. Наблюдения за высотой снежного покрова начались в 1891 г., за плотностью снега — в 1903 г. К 1905 г. число станций, производивших эти наблюдения, достигло нескольких сотен.

До 1927 г. наблюдения заключались в ежедневных отсчетах высоты снега по двум-трем рейкам, установленным вблизи станции на участке, где снежный покров залегает достаточно равномерно. Плотность снега измерялась на этом же участке одни-два раза в десять дней. Заметим, что во второй половине зимы плотность снежного покрова обычно колеблется от 0,16—0,18 до 0,28—0,33.

Снежный покров залегает на местности почти всегда очень не­ равномерно. Вызывается это в основном переносом снега ветром, особенно во время сильных метелей и неодинаковым таяппем во время оттепелей на склонах разной экспозиции и крутизны. По­

сделать довольно много измерений высоты и плотности снежного покрова, т. е. сделать снегомерную съемку. Это трудоемкая ра­ бота, и поэтому маршруты съемки не должны быть слишком длинные.

С 1927 г. на некоторых метеорологических станциях один раз в каждые десять дней стала делаться снегомерная съемка по мар­ шруту длиной 1 км. Маршрут прокладывался по возможности на участке с равномерным залеганием снега и имел форму равносто­ роннего треугольника. На маршруте делалось 100 измерений вы-

184

соты и 10 измерений плотности снега. С 1936 г. такая съемка про­ изводилась уже на всех метеорологических станциях. В последние годы методика съемки была несколько изменена.

В настоящее время на метеорологических станциях и постах снегомерные съемки делаются в поле и в лесу. В поле маршрут представляет собой обычно прямую линию длиной 1 км при срав­ нительно ровной местности и 2 км при расчлененной балками и оврагами пли всхолмленной. На маршруте длиной 1 км делается 50 измерений высоты и 10 измерений плотности снега соответст­ венно через 20 и 100 м. На маршруте длиной 2 км число измерений высоты снега равно 100, а плотности — тоже 10 (через 200 м). Измерение высоты снега производится репкой, плотности — весо­ вым снегомером. В лесу длина маршрута, который прокладывается по прямой, составляет 500 м. Высота снега измеряется в 50 точ­ ках через 10 м, плотность — в пяти.

Запас воды в снеге на маршруте вычисляется по формуле (9.VII), причем берутся средние значения Н и б из всех измере­ ний высоты и плотности снежного покрова на маршруте.

Все снегомерные маршруты являются постоянными и меняются в исключительных случаях. Снегомерные съемки производятся одни

По данным снегомерных съемок на станциях строятся карты изолиний запаса воды в смежном покрове на определенные кален­ дарные даты, например па 20 февраля и па начало таяния; в по­ следнем случае расчетные даты будут разными для различных станций. Изолинии на картах обычно проводятся через 10—20 мм. Величина запаса воды в снеге в бассейне вычисляется так же, как средний слой осадков по карте изогнет. При достаточно большом числе станций, производящих снегомерную съемку, и более или менее равномерном их распределении по площади запас воды мо­ жет вычисляться и как среднее арифметическое из данных всех станций.

По материалам снегомерных съемок Гидрометцентром СССР

были составлены и изданы два атласа карт снежного покрова — Европейской территории СССР и Азиатской. Первый атлас охва­ тывает период с 1936 г., когда число снегомерных съемок стало достаточно большим, по 1960 г., а второй — с 1941 по 1960 г. На рис. 66 приведена карта средних величин максимального за­ паса воды в снежном покрове на Европейской территории СССР; под этим запасом понимается максимум накопления снега в конце зимы. Карта была построена по всем имеющимся данным снего­ мерных наблюдений станций; с 1936 г. были использованы мате­ риалы только что описанных снегомерных съемок на открытой местности (на полях и лугах). Аналогичная карта имеется по Ази­ атской территории, но она была построена по данным станций за 1941—1960 гг. Кроме того, ею не освещаются горные районы с вы­ сотами более 800—1000 м.

185

Согласно картам упомянутых атласов, амплитуда колебаний максимальных запасов воды в снеге от года к году характеризу­ ется следующими величинами: на Европейской территории на юге 60—80 мм, в центре 190—210 мм, на севере 150—170 мм и на Азиатской в Северном Казахстане 90—100 мм, в Западной Сибири 100—130 мм, в северной части Красноярского края около 170—

Рис. 66. Средние значения.максимальных запасов воды в снеж­ ном покрове по данным за 1892—1960 гг.

190 мм, в Забайкалье 40—50 мм и на Дальнем Востоке, в бассейне нижнего течения Амура 240—270 мм. Эти цифры говорят о том, что колебания максимальных запасов от года к году везде весьма значительны как по абсолютной величине, так и относительно средних многолетних величин этого запаса. Так как запас воды в снежном покрове в бассейне к концу зимы может быть определен по данным снегомерных съемок, то приведенные величины, ко­

186

нечно, указывают на то, что долгосрочные прогнозы весеннего стока могут быть весьма эффективными.

Определенная методами математической статистики ошибка запаса воды в снеге, вычисленного по формуле (9.VII) по данным снегомерной съемки на станции, равна лишь нескольким процен­ там. Однако действительная точность съемок ниже, так как запас воды в снеге на маршруте длиной 1—2 км иногда может сущест­ венно отличаться от запаса воды в снежном покрове на открытой местности в окрестностях станции на площади в несколько десят­ ков квадратных километров. Разница этих величин зависит от того, насколько удачщэ был выбран маршрут.

Путем сравнения по ряду небольших бассейнов величии запаса воды в снежном покрове, вычисленных по данным детальных сне­ гомерных съемок с очень большим числом точек измерений (500— 700 и больше) и принятых за истинные, с соответствующими вели­ чинами, снятыми с карт атласа снежного покрова Европейской территории, установлено, что средняя квадратическая ошибка по­ следних равна 10—12 мм. Для больших бассейнов величины за­ паса'воды в снежном покрове, определяемые по картам общепри­ нятыми способами, очевидно, будут несколько точнее. Теоретиче­ ски более обоснованно эти ошибки могут быть определены на основе изучения поля запаса воды в снежном покрове. На этом вопросе необходимо остановиться, тем более что с ним связана не только оценка точности вычисления средней величины запаса воды в снеге на определенной площади по данным измерений в точках.

Распределение какого-либо гидрометеорологического элемента по территории, например атмосферного давления за какой-либо- срок или месячного количества осадков, часто называют полем этого элемента. Прежде чем рассматривать статистическую струк­ туру поля запаса воды в снежном покрове на равнине, напомним определения корреляционных функций, а также некоторые свой­ ства полей.

Под статистической структурой поля какого-либо гидрометео­ рологического элемента понимают закономерности, которым подчи­ няется это поле в среднем, т. е. закономерности, которые относятся не к отдельным значениям элемента, а к большим совокупностям его значений. Важной характеристикой структуры поля является его корреляционная функция.

Будем рассматривать на некоторой достаточно большой терри­ тории поля двух гидрометеорологических элементов s и </, относя­ щиеся в каждом случае к одному и тому же моменту или проме­ жутку времени. Далее возьмем две любые точки (лц, уі) и (хз, г/з),. находящиеся друг от друга на некотором определенном расстоя­ нии I. Взаимная корреляционная функция этих элементов запи­ шется как среднее произведение одновременных значений элемента 5 в одной точке и элемента q в другой

П

yl)q l (x2, y2) = s ( x і, у ,) • q ( х 2, у 2) , ' (1 0 .V II)

187