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

прежде всего характеру его рельефа. Если значения и0 окажутся разными, то должна существовать связь их со степенью влагона­

становится для данного бассейна переменной величиной. Существо­ вание зависимости и 0 от (2]х'г-— У]£і) можно ожидать прежде всего для бассейнов лесной зоны. Понятно, что в рассматриваемом случае уравнение (3 1 .VII) можно записать в виде

y = S — / - ( « О м а к с — Л « о ) ( і — е " о м а к с - Л"о ) _ ( 3 7 . V I I )

где «о макс — максимальное поверхностное задержание воды в бас­ сейне, т. е. задержание, когда степень увлажнения бассейна перед

у мм

ных значениях ро.

началом зимы весьма низкая; Ац0 — величина, на которую умень­ шается поверхностное задержание при данном увлажнении бас­ сейна по сравнению с величиной «о макс-

Поскольку можно считать, что верхние кривые на рис. 78 и 79 отвечают влажности мерзлой почвы, когда последняя практически водонепроницаема, то величина uo изображается на этих графиках вертикальным отрезком ab. Этот отрезок надо брать на участке кривой, где угол ее наклона равен 45°. Заметим, что при рассмот­ ренных способах определения величины uo в нее войдут потери воды на испарение с поверхности тающего снега.

Наблюдения за стоком и влияющими на него факторами гово­ рят о том, что колебания интенсивности снеготаяния от года к году часто не вызывают значительного изменения стока, а следова­ тельно, и потерь талых вод на инфильтрацию. Это можно объяс­ нить тем, что нередко интенсивность снеготаяния несущественно-

217

отклоняется от нормы. Кроме того, как прн слабом, так и при очень сильном впитывании воды в почву даже значительные откло­ нения интенсивности снеготаяния от нормы не могут привести к большому изменению инфильтрации. Наконец, в определенных условиях в лесной зоне (см. выше) интенсивность таяния мало влияет потому, что во время снеготаяния независимо от его интен­ сивности заполняется вся свободная емкость некоторого слоя почвы. Но, конечно, бывают годы, когда интенсивность снеготаяния довольно резко отклоняется от нормы, а почва имеет среднюю во­ допроницаемость. В этих случаях колебания интенсивности должны существенно сказываться на величине стока за половодье.

§ 7. МЕТОДЫ ПРОГНОЗОВ СТОКА ЗА ПЕРИОД ПОЛОВОДЬЯ

Как уже говорилось, в основе методов долгосрочных прогно­ зов стока за период половодья лежат эмпирически устанавливае­ мые зависимости величины этого стока от запаса воды в снежном покрове, сложенного с осадками за время таяния снега, и показа­ телей предвесенней водопоглотительной способности бассейна, пре­ жде всего его почв. Обычно зависимости устанавливаются для каждой реки, конечно, при условии наличия соответствующих дан­ ных гидрологических и метеорологических наблюдений (сток, снеж­ ный покров и др.). Знание общего вида искомых зависимостей (см. выше) позволяет установить их более правильно и точно, особенно при часто встречающейся ограниченности исходных данных. По своей сущности зависимости являются физико-статистическими причем в основе их, как уже было показано, лежит уравнение вод­ ного баланса бассейна; последнее и позволяет называть эти за­ висимости воднобалансовымп. Каждой зависимостью учитываются также такие постоянные физико-географические условия стока та­ лых вод в данном бассейне, как рельеф, тип почвы и др. Учитыва­ ются они числовыми значениями параметров или формой графика зависимости, если она нами не выражается аналитически. На прак­ тике при установлении зависимостей из общей величины стока за половодье устойчивый (базисный) подземный сток не выделяется, так как он незначителен, особенно для степной и лесостепной зон.

Рассматриваемая зависимость может устанавливаться также для целого района на основе данных по ряду бассейнов, если район достаточно однороден в отношении только что упомянутых физико-географических условий стока. Такая зависимость получила название территориально общей.

Из изложенного в этой главе следует, что в методах долгосроч­ ных прогнозов за период половодья должны находить большее или меньшее отражение особенности стока и потерь талых вод в раз­ личных физико-географических зонах и районах. Чтобы эта сто­ рона методов была более видна, будем при их изложении придер­ живаться географических зон.

С у х о с т е п н а я , с т е п н а я и л е с о с т е п н а я з о н ы пред­ ставляют собой в основном слабо всхолмленную равнину. Развитие

218

лед. При L — 0 коэффициент /е = 1. Величина wL — показатель ко­ личества льда в порах почвы. Коэффициент А равен ро при ш = 0.

Благодаря тому что в формулу (38.ѴП) наряду с величиной wL входит и величина ш, оказываются учтенными различия водопро­ ницаемости мерзлой почвы при одной и той же величине произве­ дения wL.

Числовые значения коэффициентов А, а и b были найдены по данным многолетних наблюдений за стоком, снежным покровом, промерзанием почвы и другими факторами половодья в бассейнах ряда рек указанного района (реки Головесня, Девица, Сейм, Бы­ страя Сосна, Чир и др.) и получена эмпирическая формула

где w — запас влаги в слое почвы 0—100 см на начало зимы, вы­ численный в соответствии с формулой (21.VII) и с учетом увлаж­ нения почвы во время отте­ пелей. В формулу (40.VII)

входит относительная вели­ чина этого запаса, опреде-

ность исходные данные наблюдений по бассейнам, различающимся по основным агрогидрологическим константам почвы. В соответ­ ствии с ранее изложенным, величина L была ограничена 60 см, т. е. все большие величины были приравнены к 60 см.

Параметр р 0 в основном характеризует процесс инфильтрации, потому что, как отмечалось, поверхностное задержание воды в этих зонах составляет несколько миллиметров, а испарение с поверхно­ сти тающего снежного покрова мало везде. График, представлен­ ный на рис. 80, наглядно показывает, как меняется величина этого параметра в зависимости от льдистости и глубины промерзания почвы. На рис. 81 дан график, построенный согласно формулам (35.ѴІІ) и (40.ѴІІ), при s = 120 мм. Из него следует, что влияние глубины промерзания почвы на поглощение талых вод во время снеготаяния очень велико. Даже можно сделать вывод, что влаж-

220

иость преобладающих в рассматриваемом районе почв становится весьма важным фактором потерь талых вод только в результате промерзания почвы. Но если почва сухая, то промерзание почвы, как видим на рис. 81, имеет уже очень небольшое значение. На рис. 80 и 81 отчетливо видно, как все меньше и меньше меняются условия инфильтрации с ростом глубины промерзания почвы, когда она приближается к 60 см.

Большое значение коэффициента (/1=750 мм) вполне может быть объяснено просачиванием талых вод в этих зонах за пре­ делы метрового слоя почвы еще во время снеготаяния.

Согласно формулам (38.VII) и (39.VII), изменение под влия­ нием промерзания инфильтрационной способности почвы, имеющей

риод снеготаяния равна око­ ло 10 мм. Заметим, что многолетняя амплитуда колебаний потерь

талых вод составляет в этом районе почти 200 мм. Учитывая это, а также погрешности исходных данных, следует считать установ­ ленные зависимости достаточно точными.

Из изложенного следует, что рассмотренные зависимости яв­ ляются территориально общими. Предпосылками их существова­ ния, очевидно, являются достаточно однородные физико-географи­ ческие условия формирования стока и потерь талых вод во всем данном районе.

Теперь обратимся к такому интересному и важному вопросу, как количественная оценка влияния интенсивности снеготаяния на потери талых вод в этом районе. Выше уже отмечалось, что сте­ пень этого влияния зависит от инфильтрационной способности почвы.

221