Rys Przekrój wodowskazowy

Transkrypt

1 Bajkiewicz - Grabowska E., Mikulski Z., 1999, Hydrologia Ogólna. PWN. Warszawa 2. STANY WODY 2. Stany Wody W zależności od intensywności zasilania (opadowego, roztopowego, lodowcowego) rzeka prowadzi różne ilości wody. Miarą zmienności napełnienia koryta rzecznego są stany wody. Stan wody w rzece (H) lo wzniesienie zwierciadła wody w danym profilu rzeki ponad przyjęty umownie poziom odniesienia. Określa on w sposób względny napełnienie koryta rzecznego, ma on wymiar długości i jest wyrażany w pełnych centymetrach. Obserwacje stanów wody prowadzi się na wodowskazach, dlatego poziomem odniesienia jest poziom zerowy podziałki na wodowskazie, tzw. zero wodowskazu. Zero wodowskazu obiera się zwykle poniżej dna koryta rzeki i określa się jego rzedną, czyli wysokość nad poziomem morza (rys. 146). Miejsce, w którym prowadzone są obserwacje stanów wody, nazywa się posterunkiem wodowskazowym. Rys Przekrój wodowskazowy Na podstawie codziennych obserwacji stanów wody oblicza się stany charakterystyczne i wyznacza strefy stanów. Stany charakterystyczne oblicza się jako miesięczne, półroczy hydrologicznych (XI-IV i V-X), lat; rok hydrologiczny trwa od 1X1 do 31X roku następnego. Do stanów charakterystycznych należą: - stany ekstremalne, tj. WWW (wysoka wielka woda), czyli najwyższy ze wszystkich stanów wody obserwowany w danym posterunku wodowskazowym i NNW (najniższa niska woda), tj. najniższy ze stanów niskich obserwowany w danym posterunku wodowskazowym; - stany roczne: WW (wysoka woda) - najwyższy stan roczny, S W (średnia woda) - średni stan roczny, NW (niska woda) - najniższy stan roczny. Strefy stanów wyznacza się na podstawie rocznych stanów charakterystycznych. Między stanem najwyższym i najniższym z najwyższych (tj. WWW i NWW) mieści się strefa stanów wysokich. Między stanem najwyższym i najniższym z najniższych (tj. WNW i NNW) mieści się strefa stanów niskich. Między nimi znajduje się strefa stanów średnich. Stany graniczne strefy stanów średnich są przyjmowane według formuły arytmetycznej. Stan górny graniczny strefy średniej wynosi 1/2 (NWW + WSW), stan dolny graniczny strefy średniej wynosi 1/2 (NSW + + WNW). Obserwacje stanów wody rzek polskich do 1983 r. były publikowane w Rocznikach hydrologicznych wód powierzchniowych", obecnie są dostępne jedynie w służbie hydrologicznej. Stan wody w rzece informuje jedynie o napełnieniu koryta w danym profilu rzeki, nie informuje natomiast o wielkości przepływu wody i tym samym o odpływie rzecznym. 3. MIARY ODPŁYWU Podstawową miarą odpływu jest natężenie przepływu, zwane w uproszczeniu przepływem (Q); jest to objętość wody przepływającej przez określony przekrój poprzeczny cieku w jednostce czasu, wyrażona w mvs lub dm 3 /s. Sposoby pomiaru natężenia przepływu przedstawiono szczegółowo m.in. w Hydrometrii (Bajkiewicz-Grabowska i in. 1993a), w Przewodniku do ćwiczeń z hydrologii ogólnej (Bajkiewicz-Grabowska, i in. 1993b) i w Przewodniku do Hydrograficznych badań terenowych (1989). Znając stan wody w rzece i występujące przy danym stanie wody natężenie przepływu można

2 skonstruować związek Q=f(H). Graficznym wyrazem tego związku jest krzywa natężenia przepływu (rys. 147). Wyraża on statystyczną zależność między stanem wody a przepływem w określonym profilu rzecznym. Zasadami konstrukcji krzywej natężenia przepływu zajmuje się hydrometria (Bajkiewicz-Grabowska, i in. 1993a). Krzywa natężenia przepływu służy do przeliczania systematycznie obserwowanych stanów wody na odpowiadające im natężenia przepływów. Mając w powyższy sposób określone dobowe wartości przepływu można określić przepływy charakterystyczne cieku w profilu wodowskazowym; są nimi przepływy ekstremalne - maksymalne (WQ) i minimalne (NQ) oraz średnie (SQ). Przepływy te różnią się między sobą genezą. Przepływy maksymalne powstają w wyniku zasilania głównie powierzchniowego rzek wodami pochodzącymi z roztopów, topnienia lodowców lub intensywnych opadów. Wielkość tych przepływów zależy głównie od czynników klimatycznych (np. wielkości i przestrzennego rozkładu opadów), ale także od czynników warunkujących kształtowanie się tych przepływów, a więc od kształtu zlewni, jej rzeźby, budowy geologicznej, zwłaszcza budowy doliny, wielkości dopływów itp. Przepływy minimalne występują w okresach ograniczonego zasilania rzek, które w tym czasie odbywa się wyłącznie drogą podziemną. Przeto wielkość przepływów minimalnych zależy od zasobności drenowanych przez rzekę poziomów wodonośnych alimentowanych drogą infiltracji wód opadowych i roztopowych. Czynnikami kształtującymi przepływy minimalne są: wielkość zasilania infiltracyjnego drenowanych przez rzekę poziomów wodonośnych, głębokość wcięcia erozyjnego koryta rzecznego i rodzaj więzi hydraulicznej rzeki z wodami podziemnymi. Przepływy średnie są wynikiem obu form zasilania rzeki: powierzchniowego i podziemnego. O wielkości przepływów średnich decydują głównie warunki klimatyczne, wysokość opadu i wysokość parowania terenowego. Rys Krzywa natężenia przepływu Innymi miarami odpływu są: - odpływ (V), jest to ilość wody, która odpływa przez przekrój poprzeczny koryta cieku z określonej zlewni w ciągu określonego czasu, np. miesiąca lub roku. Jednostka odpływu są m 3, min m 3, km 3. Obliczamy go jako iloczyn średniego w danym czasie natężenia przepływu (Q) i liczby sekund w danym czasie (/), czyli V=Q*t; - odpływ jednostkowy (g), jest to ilość wody odpływającej z jednostki powierzchni zlewni w ciągu l s. Jednostką tej miary odpływu jest l/s km 2 ; - warstwa odpływu (H), jest to stosunek objętości odpływu z danego obszaru (V) do powierzchni tego obszaru (A); jednostką jest mm; - współczynnik odpływu (a), jest to iloraz warstwy odpływu (H) i opadu (P) wyrażony jako liczba niemianowana lub w %; informuje, jaka część wody opadowej odpłynęła z danego obszaru. 4. HYDROGRAM ODPŁYWU Wykres natężenia przepływu w czasie przedstawia hydrogram odpływu (rys ). Charakteryzuje się on dużą i częstą zmiennością w przypadku rzek górskich i wyżynnych oraz stosunkowo wolnym wznoszeniem i opadaniem w przypadku rzek

3 Rys Hydrogram odpływu rzeki górskiej. Ryc Hydrogram odpływu rzeki nizinnej Rys Charakterystyki hydrogramu (schemat) nizinnych; wyraźny wzrost przepływu jest konsekwencją opadów deszczu lub topnienia śniegu, które wystąpiły w zlewni zasilającej dany ciek; spadek przepływu wskazuje na brak zasilania zlewni opadami atmosferycznymi lub wodą roztopową. Hydrogram odpływu uformowany przez pojedynczy opad deszczu ma kształt niesymetrycznej krzywej (rys. 150) o następujących charakterystykach: - krzywej wznoszenia, jest to część hydrogramu odpowiadająca wzrostowi przepływu; jej kształt zależy od charakterystyki opadu (czas trwania, natężenie), cech fizycznogeograficznych zlewni (wielkość, spadki, pokrycie) oraz początkowych warunków uwilgotnienia powierzchni zlewni; - kulminacji, jest to maksymalna wartość przepływu; - krzywej opadania, jest to cześć hydrogramu charakteryzująca się szybkim zmniejszaniem przepływu po zakończeniu opadu; - krzywej wysychania, jest to część hydrogramu charakteryzująca się powolnym zmniejszaniem przepływu cieku. 5. WEZBRANIA l NIŻÓWKI V, ciągu roku wielkość przepływu rzek ulega zmianom. Niektóre rzeki odznaczają się regularnością występowania niskich i wysokich przepływów, inne cechują się nieregularnymi wahaniami przepływu, jeszcze inne reagują jedynie na długookresowe zmiany klimatyczne. Śledząc przebieg hydrogramu odpływu dowolnej rzeki w ciągu roku, można na nim wyróżnić okresy wysokich przepływów, którym odpowiadają wysokie stany wód, oraz okresy przepływów niskich, którym odpowiadają niskie stany wód. Te pierwsze noszą nazwę wezbrań, drugie niżówek (rys. 148, 149). Wezbraniem nazywa się podniesienie sianu wody w rzece powstałe w wyniku wzmożonego zasilania lub wskutek piętrzenia wody. Wezbrania wywołane wzmożonym zasilaniem są częstsze i obejmują znacznie większe obszary. Powstają wskutek długotrwałych opadów deszczu lub gwałtownych roztopów. Wysokie stany wody są wówczas wynikiem zwiększonego odpływu wody (rys. 15la). Wezbrania spowodowane piętrzeniem wody w korycie mają zasięg lokalny. Mogą powstać w

4 wyniku zatoru lodowego, zatoru śryżowego, a także w wyniku nagromadzenia pni. drzew lub nadmiernego rozwoju roślinności w korycie rzeki. Piętrzenie wody w ujściowych odcinkach rzek może być spowodowane także sztormami utrudniającymi odpływ rzeczny do morza. W tym przypadku wysokie stany wody nie wynikają ze zwiększonego odpływu; stan wody nie jest funkcją natężenia przepływu (rys. 151b). Rys Wezbranie Wisty w Kępie Polskiej; a - letnie (1987 r.), b - zimowe (1981/82) Ze względu na genezę (przyczynę wywołującą wezbranie) wezbrania dzielimy na: - wezbrania opadowe nawalne, spowodowane gwałtownymi ulewami letnimi (głównie w górach); wezbrania opadowe rozlewne, spowodowane opadami ciągłymi; - wezbrania roztopowe, wywołane gwałtownym topnieniem pokrywy śnieżnej; - wezbrania zatorowe lodowe, spowodowane spiętrzeniem wody praż zator w czasie spływu lodów; towarzyszą zwykle roztopom; - wezbrania zatorowe śryżowe, wywołane spiętrzeniem wody spowodowanym zatkaniem przekroju rzeki przez śryż i lód denny; wezbrania sztormowe, spowodowane sztormami utrudniającymi odpływ rzeczny do morza; występują przy silnych wiatrach wiejących od morza (Mikulski, 1963) Wysokość i przebieg wezbrań opadowych zależą od: intensywności i wydajności opadów atmosferycznych; powierzchni objętej opadem w stosunku do całej powierzchni dorzecza; - cech morfometrycznych zlewni (kształtu zlewni, jej wydłużenia, zwartości spadku, gęstości sieci rzecznej i jej układu, użytkowania zlewni); - stanu retencyjnego zlewni; - ukształtowania koryta rzeki (meandruje, czy ma wykształcone łożysko); rozłożenia ujść ważniejszych dopływów wzdłuż biegu recypienta. Wysokość i przebieg wezbrań roztopowych zależą od: grubości pokrywy śnieżnej i zawartości wody w śniegu; - intensywności topnienia śniegu; głębokości przemarznięcia gruntu; cech morfometrycznych dorzecza. Z definicji wezbrania nie wynika, od jakiej granicznej wartości stanu wody w rzece rozpoczyna się wezbranie. Granica ta jest umowna. W Hydrologii stosowanej (Ozga-Zielińska, Brzeziński, 1997) wezbranie jest definiowane jako okres, w którym przepływy są równe i większe od przepływu granicznego wezbrania Q>.Q t Podstawą fali wezbraniowej może być: - stan średniej rocznej wielkiej wody (SWW); wyznacza wezbrania wielkie przekraczające stan pełnokorytowy, więc zalewające równinę zalewową; są to często wezbrania katastrofalne powodujące powodzie; - stan niskiej wielkiej wody (NWW), zbliżony do stanu pełnokorytowego; wyznacza wezbrania duże, mieszczące się w korycie, ale podtapiające równinę zalewową;

5 - stan odpowiadający dolnej granicy strefy stanów wysokich (rys. 152). Falę wezbraniową charakteryzuje się podając całkowitą objętość fali (l 7,,,), natężenie przepływu kulminacyjnego (g maks.), którym jest przepływ odpowiadający najwyższemu stanowi wody podczas danego wezbrania (stanowi szczytowemu wezbrania, szczytowi fali wezbrania, stanowi kulminacyjnemu) oraz czas trwania wezbrania (tj (rys. 152). Wezbranie nie tworzy się jednocześnie na całej długości rzeki; najczęściej rozpoczyna się w górnej części dorzecza i narastając przemieszcza się w dół rzeki. Prędkość przemieszczania zależy od spadku podłużnego i kształtu poprzecznego przekroju łożyska rzeki. W przekrojach zwartych prędkość przesuwania fali wezbraniowej jest zwykle większa niż w przekrojach, w których woda występuje z koryta. W miarę przesuwania się fali wezbraniowej z biegiem rzeki ulega ona spłaszczeniu, maleje bowiem wysokość fali, gdyż czoło jej ulega skracaniu, długość zaś wydłuża się. Rys Rodzaje wezbrań w zależności od przyjętego granicznego stanu wody Dopływy mogą opóźniać lub przyśpieszać kulminacje rzeki głównej, zależnie od tego, czy szczyt fali wezbrania dopływu pojawia się przy ujściu dopływu później, czy wcześniej od nadejścia szczytu fali wezbrania rzeki głównej. Gdy kulminacja dopływu zbiega się z kulminacją recypienta (tzw. nakładanie się fal wezbraniowych), wówczas wezbranie rzeki głównej jest najwyższe. Czynnikami naturalnymi zakłócającymi swobodne przemieszczanie się kulminacji w dół rzeki są zatory lodowe, opóźniające przechodzenie fali wezbraniowej (Byczkowski, 1996). Fale wezbraniowe mogą mieć różną wysokość, np. fale wezbraniowe Jangcy w górnym biegu osiągają wysokość 60 m, Parany poniżej wodospadu Guayana 40 m, Missisipi 18 m, Garonny 12 m; w Polsce kulminacje rzek nie przekraczają na ogół 10 m (Byczkowski, 1996). Niżówki to okresy niskich stanów wody w korycie rzeki, spowodowane ograniczonym zasilaniem rzeki wynikającym z wyczerpywania się zasobów wodnych dorzecza. Na hydrogramie odpływu dowolnej rzeki są to zatem okresy przepływów niskich, którym odpowiadają niskie stany wód. Przyczynami wywołującymi niżówki są małe opady lub ich brak, a w zimie niska temperatura powietrza, w wyniku której jest słabe topnienie lodowców, utrzymywanie się pokrywy śnieżnej i zlodowacenia rzek. Nie ma genetycznie uzasadnionej definicji niżówki. Jedna z umownych definicji niżówki brzmi: niżówką nazywamy taki stan wody w rzece, który znajduje się poniżej strefy stanów średnich i trwa co najmniej kilkanaście dni. Im bardziej obniża się stan wody w rzece poniżej dolnej granicy stanów średnich, tym niżówka jest głębsza (Zielińska, 1964). Możemy więc mówić o niżówkach płytkich, które występują wówczas, gdy stany wody w rzece przez co najmniej kilkanaście dni wahają się między dolną granicą stanów średnich a średnim niskim stanem wody i o niżówkach głębokich, gdy stany wody znajdują się poniżej średnich niskich stanów (rys. 153). Rys Niżówka płytka (a) i głęboka (b) Podstawowymi charakterystykami ilościowymi

6 niżówki są: - przepływ ekstremalny niżówki (Q min ); - przepływ średni niżówki (<2 S, ); - objętość niżówki (objętość niedoboru wody V ); czas trwania niżówki (t n ). Przyczyną niskich stanów wody w rzekach polskich jest zmniejszone zasilanie wywołane długotrwałą suszą atmosferyczną w półroczu letnim (okresy bezdeszczowe) i utrudnioną infiltracją wody w zamarznięte podłoże w półroczu zimowym. Niżówka rozwija się w kilku fazach. Rozpoczyna ją susza atmosferyczna, czyli niedostatek opadów. Brak opadów może uruchomić mechanizm posuchy wówczas, gdy temu bezdeszczowemu okresowi towarzyszy wysoka temperatura powietrza zwiększająca parowanie. Istotne jest także, czy okres suszy atmosferycznej wypada w zwykłej porze zasilania wód podziemnych wodami opadowymi. Pod wpływem suszy atmosferycznej rozwija się susza glebowa; wyczerpują się zasoby wody wolnej występującej w gruncie, maleją zasoby wilgoci glebowej, rozpoczyna się wysychanie gleby. Rozwój tej fazy suszy może być zahamowany przez każdy opad uzupełniający zapasy wilgoci glebowej. Dalszy brak opadu wywołuje suszę hydrologiczną. Susza glebowa sprawia, że wody gruntowe zostają pozbawione zwykłej alimentacji opadowej. Brak w strefie aeracji wody wolnej i ciągły odpływ podziemny do rzek sprawiają, że zwierciadło wód gruntowych obniża się, maleje też odpływ podziemny do rzek, w konsekwencji obniżają się stany wody w rzece. Każdy opad o przeciętnej intensywności zużywa się na uzupełnienie wilgoci glebowej i parowanie. Opady o dużej intensywności dają spływ powierzchniowy, gdyż przesuszona gleba nie pozwala na wystarczająco szybkie wsiąkanie. W wyniku tego zasoby wody gruntowej ciągle maleją, zaczynają wysychać źródła i małe cieki Rys Położenie zwierciadła wody podziemnej; 1 - przy średnich stanach wody w rzece B i 2 - przy stanach niskich. Ciek A w czasie suszy hydrologicznej przestaje prowadzić wodę, wysycha; a w cieku B obserwuje się niżówkę (schemat) wodne, w rzekach pojawiają się głębokie niżówki (rys. 154). Jeśli ilość wody zasilającej rzekę spada do zera, rzeka przestaje prowadzić wodę. W polskich rzekach przepływy niżówkowe występują w obu okresach: letnim i zimowym. W lecie są to niżówki, w których niżówkowe są zarówno przepływy, jak i odpowiadające im stany wody. W okresie zimowym są to niżówki, w których niżówkowe bywają tylko przepływy, natomiast stany wody mogą być podniesione przez spiętrzenia wywołane zjawiskami lodowymi.