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

снега вверху заканчивается в начале мая. Поэтому рассматривае­ мые прогнозы по этим рекам составляются на всю вторую половину периода половодья. По рекам Средней Азии рассматриваемые про­ гнозы выпускаются начиная с июня—июля. Прогнозы стока за оставшуюся часть периода половодья существенно уточняют общую величину стока, указанную в значительно раньше выпущенном прогнозе стока за весь период половодья. Уточнение достигается в основном за счет использования информации о количестве выпав­ шего снега и жидких осадков в горах за уже прошедшую часть пе­ риода половодья. Приведем примеры методики.

Прогнозы среднего расхода воды р. Нарына у г. Учкурган за июнь—сентябрь можно составлять, пользуясь зависимостью Qyi-ix =

= 17,2 0+ 7 110, полученной поданным наблюдений за 19391969 гг., где 22 Л' — количество осадков в бассейне за октябрь—май,

у ГЭС выявлена зависимость Q v i - i x = 7 , 1 Q / 0 + 114, где Q — средний расход воды этой реки за апрель—май и 0 — средняя температура воздуха на ст. Чаткал (высота 1938 м) за эти же месяцы.

Для составления прогнозов величина бокового притока воды в водохранилище Красноярской ГЭС на май—июнь по данным гид­

циент запаса воды в снежном покрове бассейна, сохранившемся до

25апреля.

Народнохозяйственным организациям требуются также прог­

нозы водности горных рек за квартал. На реках Средней Азин по­ ловодье целиком захватывает второй и третий квартал, а на реках Кавказа и Сибири — только второй. Зависимости, используемые для составления долгосрочных прогнозов квартального стока рек и квар­ тального притока воды в водохранилища больших ГЭС, по суще­ ству, ничем не отличаются от рассмотренных зависимостей для про­ гнозов стока за весь период половодья, а также за первые его ме­ сяцы и за оставшуюся часть периода половодья.

§7. ДОЛГОСРОЧНЫЙ ПРОГНОЗ МАКСИМАЛЬНОГО РАСХОДА

ИУРОВНЯ ВОДЫ

Максимальый расход воды горной реки во время половодья, так же как и равнинной реки, в основном определяется ходом интен­ сивности и площади снеготаяния во времени. Подробно с формиро­ ванием этого расхода воды мы познакомимся в следующей главе, посвященной расчету гидрографа половодья равнинных и горных рек по данным о снеготаянии в бассейне. Здесь же отметим, что предсказать за много дней ход снеготаяния, чтобы по нему рассчи­ тать гидрограф половодья, в настоящее время не представляется возможным.

На практике долгосрочные прогнозы максимального расхода

290

воды составляются с помощью зависимостей этого расхода от за­ паса воды в снежном покрове перед началом весны пли объема стока за период половодья (см. гл. VII). Обычно такие зависимости более или менее точны только для значительных по размеру горных

ходом воды и запасом воды в снежном покрове в конце марта ра­ вен 0,76, а для Нарына у г. Учкургана — уже ниже, 0,67, хотя пло­ щадь бассейна этой реки тоже значительна и составляет 57 700 км2. Заметим, что на величину максимального расхода воды оказывает сильное влияние выпадение значительных дождей, особенно на не­ больших реках.

Точность зависимостей для долгосрочного прогноза максималь­ ного расхода воды становится выше, если мы пойдем на некоторое уменьшение заблаговременности этого прогноза. Так, например, точность зависимостей повышается, если вместо запаса воды в снежном покрове перед началом таяния брать запас воды неза­ долго до самого раннего за много лет срока наступления максималь­ ного расхода воды. Этот запас воды меньше запаса перед началом таяния на величину, которая меняется от года к году в зависимости от того, как проходил начальный период снеготаяния. Для р. Ени­ сея у г. Красноярска коэффициент корреляции между максималь­ ным расходом воды и запасом воды в снежном покрове на 30 апреля (самый ранний срок наступления максимума половодья 22 июня) составляет уже 0,91. Ожидаемый наивысший уровень реки за время половодья вычисляется по ожидаемому по прогнозу максимальному расходу воды с помощью кривой расходов.

Глава IX

РАСЧЕТ ГИДРОГРАФА РЕКИ ЗА ПЕРИОД ПОЛОВОДЬЯ ПО ДАННЫМ ОБ ИНТЕНСИВНОСТИ СНЕГОТАЯНИЯ И ОСНОВАННЫЙ НА ЭТОМ РАСЧЕТЕ

КРАТКОСРОЧНЫЙ ПРОГНОЗ РАСХОДОВ И УРОВНЕЙ ВОДЫ

Как следует из двух предыдущих глав, для сравнительно не­ больших рек возможности долгосрочного прогноза максимального расхода воды и уровня за период половодья весьма ограничены. Главная причина заключается в том, что ход половодья на них очень сильно зависит от хода снеготаяния; последний же, естест­ венно, пока трудно предвидеть задолго. Значит, для таких рек — рек с бассейном до нескольких тысяч квадратных километров — возрас­ тает практически ценность краткосрочных прогнозов максимума по­ ловодья. Но эти прогнозы возможны, по сути дела, только на основе расчета гидрографа реки за половодье по данным об интенсивности

таяния снега, вычисляемой с учетом прогноза погоды на 2—3 дня вперед. Как мы знаем из предыдущего, для небольших рек прогноз расходов воды, особенно в период половодья, по данным о расхо­ дах воды по вышерасположенный постам имеет практически совер­ шенно недостаточную заблаговременность.

Расчет гидрографа половодья реки за половодье включает рас­ четы интенсивности таяния снега, водоотдачи снежного покрова, стекания талой воды по поверхности, сопровождающегося потерей части этой воды на заполнение бессточных углублений, инфильтра­ цию, а также на испарение и, наконец, расчет движения паводка в русловой сети бассейна. Расчеты гидрографов равнинных и гор­ ных рек надо рассматривать отдельно, так как процессы формиро­ вания половодья на них существенно различаются.

§ 1. РАСЧЕТЫ ИНТЕНСИВНОСТИ СНЕГОТАЯНИЯ И ВОДООТДАЧИ СНЕЖНОГО ПОКРОВА

Р а с ч е т и н т е н с и в н о с т и с н е г о т а я н и я на о т к р ы ­

где G — количество тепла, расходуемое на таяние снега; GT— тур­ булентный теплообмен между снежным покровом и воздухом; GB—■ теплообмен в результате испарения или конденсации влаги на снеж­ ном покрове; Gp — радиационный баланс (лучистый теплообмен между снежным покровом и окружающим пространством); Gn— теплообмен между снежным покровом и почвой (все величины вы­ ражены в кал/см2 за время от G до t2) .

Переходя к количеству образующейся при таянии талой воды и выражая ее в миллиметрах высоты слоя в единицу времени, по­ лучим

где L — скрытая теплота плавления льда, равная 80 кал/г. Величина Ga, а также не вошедшие в (2.IX) величины притока

тепла с дождевой водой и запаса холода в снежном покрове перед началом таяния малы по сравнению с GT, GB и Gp, поэтому ими обычно пренебрегают.

поступающая на поверхность снежного покрова; г — альбедо снега; R — эффективное излучение снега.

292

Проникновение радиации через снег, особенно через влажный (тающий), пренебрежимо мало. Заметим также, что в обмене длин­ новолновой радиации между снежным покровом и атмосферой участвует лишь верхний слой снега толщиной в несколько милли­ метров.

Перенос тепла и влаги над снегом происходит, как известно, одновременно и обусловливается турбулентным перемешиванием в приземном слое воздуха.

При вычислении величин GT, GB, G'p и R за расчетную единицу

времени обычно принимается 12 ч или сутки. При этом рассматри­ вается дневная часть суток, с 7 до 19 ч, и ночная с 19 ч данных до 7 ч следующих суток. Суммарная радиация за сутки относится к их дневной части и принимается равной нулю для ночной части. Вели­ чины GT, GB, G' и R (кал/см2 за 12 ч) определяются по формулам:

где Ѳп и еп — температура поверхности снежного покрова и макси­ мальная упругость водяного пара при этой температуре (в период таяния Ѳп = 0°С и еп = 6,11 мб); Ѳ2оо и е2оо — температура и влажность (в мб) воздуха на высоте 200 см; w mo — скорость ветра на высоте 10 м в м/с; G ' — суммарная (прямая и рассеянная) радиация при

безоблачном небе в кал/(см2-сут); N 0 и N H— средняя за день соот­ ветственно общая и нижняя облачность в долях единицы; о — посто­ янная излучения, равная 8,26 • 10—11 кал (см2 • мин • (° С)4) ; А =

— (0,62 + 0,05У е2оо); Ти и Ггоо— абсолютная температура поверхно­ сти снега и воздуха на высоте 200 см. Выражение в формуле (6.IX) в квадратных скобках — коэффициент, учитывающий влияние об­ лачности на встречное излучение атмосферы. Величины аГ4 и

аГ400 — излучение абсолютно черного тела, имеющего температуру Гп и Тіоо. Величина G' зависит от высоты солнца над горизонтом,

продолжительности дня и прозрачности атмосферы. Высота солнца определяется географической широтой, его склонением (календар­ ной датой) и часовым углом (временем дня). Коэффициент проз­ рачности во время снеготаяния колеблется в узких пределах. Для нахождения суточных величин G ' при средней прозрачности атмо­

сферы имеются соответствующие таблицы.

Алгебраическая сумма величин баланса тепла за 7—19 и 19—-7 ч дает величину теплообмена снежного покрова с окружающим про­ странством за сутки.

В расчетах интенсивности снеготаяния для целей прогнозов стока используются данные стандартных четырехсрочных наблюде­ ний метеорологических станций — в 01, 07, 13 и 19 ч. Средние зна­ чения метеорологических элементов за день вычисляются по фор-

293

обозначает час наблюдении). При отсутствии наблюдений за темпе­ ратурой поверхности снега 0Ппринимается, что она равна 0°С при

02оо>О°С и равна 02оо при 02оо<О°С.

Систематические измерения альбедо тающего снега на сети стан­ ций не производятся. Поэтому в расчетах пользуются приближен­ ными значениями альбедо. При бесперебойном таянии оно прини­

почти всегда бывает отрицательным, что является причиной зна­ чительного ослабления, а часто и прекращения таяния снега в эту часть суток (рис. 118).

Большим вкладом в разработку теории процесса таяния снега являются работы П. П. Кузьмина. Им были получены и формулы

(4.IX) — (6.IX).

Широкое применение на практике нашли упрощенные способы расчета интенсивности снеготаяния. Наибольшее распространение получили расчеты по формулам Е. Г. Попова, по уравнению тепло­

294