Elementy cyklu hydrologicznego

Osad

Opady atmosferyczne to uwalnianie wody z atmosfery do powierzchni ziemi. Termin „opad atmosferyczny' obejmuje wszystkie formy wody uwalnianej przez atmosferę (śnieg, grad, deszcz ze śniegiem i deszcz). Opady stanowią główny dopływ wody do zlewni rzek. Wymagają one dokładnej oceny w badaniach hydrologicznych i hydrogeologicznych.

Występowanie i rodzaje opadów

Zdolność powietrza do zatrzymywania pary wodnej zależy od temperatury (Davie, 2008): im chłodniejsze powietrze, tym mniej pary wodnej zostaje zatrzymane. Jeśli ciało ciepłe, wilgotne powietrze zostanie ochłodzone, wówczas zostanie ono nasycone parą wodną, ​​a ostatecznie wodą para skrapla się, tworząc wodę w stanie ciekłym lub stałym (tj. kropelki wody lub lodu). Woda nie skrapla się samoistnie. W atmosferze muszą znajdować się maleńkie cząstki, tzw. jądra kondensacji.W jądrach kondensacji tworzą się kropelki wody lub lodu. Krople wody lub lodu tworzące się na jądrach kondensacji są zwykle zbyt małe, aby spaść na powierzchnię w postaci opadów. Muszą rosnąć, aby mieć wystarczającą masę, aby pokonać siły unoszące się w chmurze .

Tam są trzy warunki które należy spełnić przed powstaniem opadów (Davie, 2008):

• Ochłodzenie atmosfery
• Kondensacja pary na jądrach
• Wzrost kropelek wody lub lodu

Tam są trzy główne typy opadów:

• Opady konwekcyjne
• Opady orograficzne
• Cykloniczne opady

Opady konwekcyjne

Ogrzane powietrze przy ziemi rozszerza się i pochłania więcej wilgoci. Ciepłe, wilgotne powietrze unosi się do góry i ulega kondensacji pod wpływem niższej temperatury, powodując w ten sposób opady. Ten rodzaj opadów ma postać lokalnych burz wirowych.

Opady orograficzne

Mechaniczne podnoszenie wilgotnego powietrza nad góra bariery, powoduje obfite opady po nawietrznej stronie góry.

Cykloniczne opady

Nierównomierne nagrzewanie powierzchni ziemi przez Słońce powoduje powstawanie obszarów o wysokim i niskim ciśnieniu. Masy powietrza przemieszczają się z obszarów o wyższym ciśnieniu do obszarów o niższym ciśnieniu, a ruch ten powoduje powstawanie opadów. Jeśli ciepłe powietrze zastępuje zimniejsze, front nazywa się frontem ciepły front. Jeśli zimne powietrze wypiera ciepłe, jego czoło nazywa się a Zimny ​​front.

Pomiar opadów

Opady są zwykle wyrażane jako pionowa głębokość ciekłej wody. Opady deszczu mierzy się za pomocą: milimetry (mm), a nie objętościowo, np. w litrach lub metrach sześciennych.Pomiar opadów jest głębokość wody które gromadziłyby się na powierzchni, gdyby cały deszcz pozostał tam, gdzie spadł. Opady śniegu można również wyrazić jako głębokość ciekłej wody.

Dla celów hydrologicznych najbardziej przydatny jest opis w głębokość równoważna wodzie.

Woda równoważna głębokość to głębokość wody, która byłaby obecna, gdyby śnieg stopniał.

W razie zamówieenia projektu analiza hydrologiczna to jest ważne;

• wiedzieć, ile spadło opadów,
• i kiedy to nastąpiło.

Opady w różnych miejscach terenu rejestruje się za pomocą dwóch głównych typów mierników deszczu:

• nierejestrujące deszczomierze
• rejestrujące deszczomierze.

Nierejestrujące wskaźniki deszczu

Deszczomierz nierejestrujący składa się z lejka z okrągłym obrzeżem i szklanej butelki będącej odbiornikiem.

Cylindryczna obudowa metalowa mocowana jest pionowo do fundamentu murowanego z równym obrzeżem nad powierzchnią gruntu.

Deszcz wpadający do lejka zbierany jest w odbiorniku i mierzony w specjalnej szklance miarowej wyskalowanej w mm opadów. Pomiaru opadów dokonuje się zazwyczaj o godzinie 08.00:16.00 i 24:XNUMX. Podczas ulewnych opadów należy je mierzyć trzy lub cztery razy w ciągu dnia. Dlatego deszczomierz nierejestrujący podaje jedynie całkowitą głębokość opadów z ostatnich XNUMX godzin.

Rejestrowanie wskaźników opadów

A deszczomierz typu nagrywającego posiada automatyczny układ mechaniczny składający się z:

• mechanizm zegarowy,
• bęben otoczony papierem milimetrowym
• i ołówek, który rysuje krzywa masowa opadów.

Ten typ miernika jest również nazywany samodzielne nagranie, automatyczny or zintegrowany deszczomierz.

Z tej krzywej masy opadów;

• głębokość opadów w danym czasie,
• wielkość lub intensywność opadów atmosferycznych w dowolnym momencie burzy,
• Można określić czas wystąpienia i ustania opadów.

Tam są trzy typy rejestracji deszczomierzy:

• Deszczomierz z przechylanym wiadrem
• Deszczomierz typu ważącego
• Deszczomierz pływakowy

Deszczomierz z przechylanym wiadrem

Deszczomierz łyżkowy uchylny składa się z cylindrycznego odbiornika o średnicy 30 cm z lejkiem wewnątrz.

Poniżej leja znajduje się para łyżek uchylnych. Łyżki obracają się tak, że przy jednej z łyżek. Deszczomierz typu łyżkowego wychylnego (wg Raghunath, 2006). otrzymuje opady o wielkości 0.25 mm, przechyla się i opróżnia do zbiornika znajdującego się poniżej, podczas gdy drugie wiadro zajmuje swoje miejsce i proces się powtarza. Przechylenie wiadra uruchamia obwód elektryczny, który powoduje, że pióro porusza się po mapie owiniętej wokół bębna obracającego się za pomocą mechanizmu zegarowego.

Deszczomierz typu ważącego

W deszczomierzach ważących, gdy w zbiorniku gromadzi się pewna ilość opadów, powoduje to poruszanie się pióra po mapie owiniętej wokół bębna napędzanego zegarem.

Obrót bębna wyznacza skalę czasu, natomiast pionowy ruch pióra rejestruje skumulowane opady

Deszczomierz pływakowy

W deszczomierzu typu pływakowego, gdy deszcz jest zbierany w komorze pływakowej, pływak porusza się w górę, co powoduje, że pióro przesuwa się po mapie owiniętej wokół bębna napędzanego zegarem.

Kiedy komora pływakowa się zapełni, woda zostanie automatycznie odprowadzona przez rurkę syfonową umieszczoną w połączonej komorze syfonowej. The deszczomierze ważące i pływające może przechowywać umiarkowane pada śnieg którą operator może zważyć lub stopić i zarejestrować równoważną głębokość deszczu.Śnieg można stopić w mierniku(w miarę gromadzenia się w nim) przez zamontowaną w nim instalację grzewczą lub poprzez umieszczenie w mierniku określonych substancji chemicznych (chlorek wapnia, glikol etylenowy itp.).

Średnie opady powierzchniowe

Opad punktowy: Jest to opad zarejestrowany na jednej stacji.

W przypadku małych obszarów o powierzchni mniejszej niż 50 km2 za opady punktowe można przyjąć średnią głębokość na danym obszarze. Na dużych obszarach konieczna jest instalacja sieci stacji opadów atmosferycznych (stacji meteorologicznych). Ponieważ opady na dużym obszarze nie są równomierne, należy określić średnią głębokość opadów na tym obszarze.Średnie opady powierzchniowe to średnie opady na dużym obszarze (dorzecze, równina, region itp.) w określonym przedziale czasu (rok, miesiąc itp.).

Średnie opady powierzchniowe określa się na podstawie jednego z poniższych czynników trzy metody:

• Metoda średniej arytmetycznej (średniej).
• Metoda izohietalna
• Metoda wielokątów Thiessena

Średnie ilości opadów ze stacji mierników opadów dla woj wspólny (ten sam) okres czasu wykorzystywane są przy stosowaniu tych metod, gdyż długość okresu obserwacji dla każdej stacji może być inna.

Metoda średniej arytmetycznej (średniej).

Uzyskuje się go poprzez proste uśrednienie arytmetyczne wielkości opadów na poszczególnych stacjach pomiarowych (stacji meteorologicznych) na obszarze zlewni.

Utorować = ∑ Pi / n (2.1)

Pave = średnia głębokość opadów na danym obszarze

∑ Pi = suma opadów na poszczególnych stacjach pomiarowych

n = liczba stacji pomiarowych opadów na danym obszarze

To zdjęcie metoda jest szybka i prosta i daje dobre rezultaty

szacunki w terenie płaskim (Raghunath, 2006):

• jeśli wskaźniki są równomiernie rozłożone,
• i jeśli opady na różnych stacjach nie różnią się znacznie od średniej.

Metoda izohietalna

W tej metodzie; opady mierzone w punktach pomiarowych (stacje meteorologiczne) nanosi się na odpowiednią mapę bazową i rysuje linie równych opadów (izohyety), biorąc pod uwagę efekty orograficzne i morfologię burzy.

Mapa izohyetalna przedstawia linie równych opadów narysowane w taki sam sposób, jak rysowana jest mapa konturowa topograficzna. Mapa izohyetalna ma przedział opadów pomiędzy izohyetami - 10 mm, 25 mm, 50 mm itd.

Średnie opady pomiędzy kolejnymi izohyetami (P1, P2, P3,…) przyjmuje się jako średnią z dwóch wartości izohyetalnych.

Te średnie to; ważone polami pomiędzy izohyetami (a1, a2, a3, …), zsumowane i podzielone przez całkowitą powierzchnię zlewni, co daje średnią głębokość opadów w całym zlewni.

Pave = ∑ * (Pi +Pi+1)/2 ] ai / A (2.2) ai = obszar pomiędzy dwoma

kolejne izohyety Pi i Pi+1

A = całkowita powierzchnia basenu.

Metoda wielokątów Thiessena

Metoda ta próbuje umożliwić nierównomierny rozkład wskaźników poprzez zapewnienie współczynnika ważenia dla każdego miernika (Raghunath, 2006).

Stacje są naniesione na mapę bazową i połączone liniami prostymi.

Do linii prostych rysowane są prostopadłe dwusieczne, łączące sąsiednie stacje, tworząc wielokąty.

Zakłada się, że na każdy obszar wielokąta wpływa znajdująca się w nim stacja miernika opadów.

P1, P2, P3, …. to opady na poszczególnych stacjach,

i a1, a2, a3,…. są obszarami wielokątów otaczających te stacje (obszary wpływu).

Średnią głębokość opadów dla zlewni podaje wzór

Pave = ∑ Pi ai / A (2.3) A = całkowita powierzchnia basenu.

Uzyskane wyniki są zwykle dokładniejsze niż te uzyskane poprzez proste uśrednienie arytmetyczne.

Wskaźniki (stacje) należy odpowiednio rozmieścić nad zlewnią, aby uzyskać wielokąty o regularnych kształtach.

Parowanie i transpiracja

Proces przenoszenia wody z powierzchni Ziemi (powierzchni lądu, powierzchni wody swobodnej, wody glebowej itp.) do atmosfery nazywa się odparowanie. Podczas procesu parowania utajone ciepło parowania jest pobierane z powierzchni parowania. Dlatego parowanie uważa się za proces chłodzenia. Parowanie z powierzchni ziemi, woda wolna

powierzchnie, wody gruntowe itp. mają ogromne znaczenie w badaniach hydrologicznych i metrologicznych, gdyż wpływają na (Usul, 2001):

• pojemność zbiorników,
• uzysk dorzeczy,
• wielkość pompowni,
• zużycie wody przez rośliny itp.

Transpiracja określa utratę wody z roślin do atmosfery przez pory na powierzchni ich liści. Na terenach pokrytych roślinnością odróżnienie parowania od transpiracji jest prawie niemożliwe. Dlatego te dwa procesy są łączone i określane jako ewapotranspiracja.

parowanie

Szybkość parowania i ewapotranspiracji zależy od:

• czynniki meteorologiczne (atmosferyczne) mające wpływ na region,
• oraz od rodzaju powierzchni parowania.

Czynnikami wpływającymi na szybkość parowania (a także ewapotranspiracji) są:

1. Promieniowania słonecznego
2. Wilgotność względna
3. Temperatura powietrza
4. Wiatr
5. Ciśnienie atmosferyczne
6. Temperatura wody w stanie ciekłym
7. Zasolenie
8. Charakterystyka aerodynamiczna
9. Charakterystyka energetyczna

Pomiar parowania

Najpopularniejszą metodą pomiaru parowania jest pomiar parowania odparowanie patelnia.

Jest to duże naczynie z wodą wyposażone w przyrząd do pomiaru głębokości wody.

Urządzenie to pozwala na rejestrację ilości wody utraconej w wyniku parowania w określonym czasie.

Na standardowej stacji meteorologicznej parowanie mierzone jest codziennie jako zmiana głębokości wody. Misa odparowująca jest wypełniona wodą, stąd otwarte parowanie wody jest mierzone. Standardowa misa parownika, zwana misą parownika klasy A, ma średnicę 122 cm i głębokość 25.4 cm.

Współczynniki empiryczne (współczynnik pan) stosuje się do oszacowania parowania z większych zbiorników wodnych (jezioro, zbiornik zaporowy itp.) na podstawie zmierzonego parowania panwiowego.

Wartości współczynnika miski parownika klasy A mieszczą się w przedziale 0.60-0.80, a jako średnią roczną przyjmuje się 0.70.

Metody szacowania parowania

Trudności w pomiarze parowania za pomocą instrumentów meteorologicznych spowodowały, że wiele wysiłku włożono w jego oszacowanie.

Istnieją różne metody szacowania parowania:

1. Metoda budżetu wodnego
2. Metoda budżetu energetycznego
3. Równania emperyczne (Thornthwaite, Penman, Penman-Monteith itp.)

Metoda budżetu wodnego

Proste podejście do określenia parowania polega na utrzymaniu budżetu wodnego.

Równanie ciągłości można zapisać w następującej formie, aby określić parowanie (E) w pewnym okresie:

E=(∆S+P+Qs) – (Qo+Qss)

∆S: Zmiana składowania, P: Opady,

Qs: dopływ powierzchniowy, Qo: odpływ powierzchniowy,

Qss: Odpływ podpowierzchniowy (przesiąkanie)

Metoda budżetu energetycznego

Do określenia parowania można wykorzystać budżet energetyczny jeziora.

E=(Qn+Qv-Qo) / ρ.Le (1+R)

Qn: Promieniowanie netto pochłonięte przez zbiornik wodny, Qv: Energia adwekcyjna dopływu i odpływu,

Qo: İ wzrost energii zmagazynowanej w zbiorniku wodnym, ρ: Gęstość wody,

Le: Utajone ciepło parowania,

R: Stosunek strat ciepła przez przewodzenie do strat przez parowanie.

Równania emperyczne (Thornthwaite, Penman, Penman-Monteith itp.)

Równania emperyczne opierają się na zmierzonych zmiennych meteorologicznych (parametrach).

Opady, promieniowanie słoneczne, prędkość wiatru i wilgotność względna wartości są wykorzystywane do szacowania parowania za pomocą tych równań.

Korzystając z tych równań, można dokonać dobrego oszacowania parowania z jezior w okresach rocznych, miesięcznych lub dziennych.

Transpiracja

Transpiracja przez roślinę powoduje parowanie z liści przez małe otwory (szparki) w liściu.

Nazywa się to czasem parowaniem suchych liści.

Botanicy opracowują różne metody pomiaru transpiracji. Jedną z powszechnie stosowanych metod jest pomiar metodą fitometr (Raghunath, 2006).

Fitometr składa się z zamkniętego, wodoszczelnego zbiornika z glebą wystarczającą do wzrostu roślin, przy czym tylko roślina jest odsłonięta.

Wodę podaje się sztucznie aż do zakończenia wzrostu roślin.

Sprzęt jest ważony na początku (W1) i na koniec eksperymentu (W2).

Woda stosowana podczas wzrostu (w) mierzy się i wodę zużywaną w procesie transpiracji (Wt) otrzymuje się jako

Wt = (W1 + w) - W2

Ewapotranspiracja

Ewapotranspiracja (Et) to całkowita utrata wody z gruntów uprawnych (lub nawadnianych) w wyniku parowania z gleby i transpiracji przez rośliny.Potencjalna ewapotranspiracja (Wydanie) to ewapotranspiracja z krótkiej zielonej roślinności, gdy korzenie są zaopatrywane w nieograniczoną ilość wody pokrywającej glebę. Zwykle wyraża się ją jako głębokość (cm, mm) nad powierzchnią.

Oto niektóre z nich metody oceny ewapotranspiracji (Raghunath, 2006):

• Eksperymenty w zbiornikach i lizymetrach
• Polowe poletka doświadczalne
• Równania ewapotranspiracji opracowane przez Lowry-Johnsona, Penmana, Thornthwaite'a, Blaney-Criddle'a itp.
• Metoda wskaźnika parowania.

Infiltracja

Nazywa się wodę wchodzącą do gleby na powierzchnię gruntu infiltracja. Uzupełnia niedobory wilgoci w glebie, a nadmiar wody spływa w dół pod wpływem siły ciężkości. Proces ten nazywa się głęboki wyciek or przesiąkanie, zasila wody gruntowe i buduje zwierciadło wód gruntowych.

Maksymalna szybkość, z jaką gleba w danych warunkach jest w stanie wchłonąć wodę, nazywa się jej zdolność infiltracji.

Infiltracja (f) często zaczyna się od dużej szybkości (20 do 25 cm/h) i maleje do dość stałego tempa (fc) w miarę kontynuowania deszczu, zwane ostatecznym fp (=1.25 do 2.0 cm/godz.)

Szybkość infiltracji (f) kiedykolwiek t jest dane równaniem Hortona

(Raghunath, 2006): f = fc + (fo – fc) e–kt

fo = początkowa szybkość infiltracji

fc = końcowa stała szybkość infiltracji przy nasyceniu

k = stała zależna głównie od gleby i roślinności e = podstawa logarytmu Napiera

t = czas od początku burzy

Infiltracja zależy od:

• intensywność i czas trwania opadów,
• pogoda (temperatura),
• charakterystyka gleby,
• osłona roślinna,
• zagospodarowanie terenu,
• wilgotność początkowa gleby (wilgotność początkowa),
• powietrze uwięzione w glebie lub skale,
• i głębokość zwierciadła wód gruntowych.

Określenie infiltracji

Metody określania infiltracji to:

• Infiltrometry
• Obserwacje w dołach i stawach
• Lizymetry
• Symulatory sztucznego deszczu
• Analiza hydrograficzna

LITERATURA

• Prof. Dr. FİKRET KAÇAROĞLU, Notatka z wykładu, Uniwersytet Muğla Sıtkı Koçman
• Davie, T., 2008, Podstawy hydrologii (wyd. drugie). Rutledge, 200 s.
• Raghunath, HM, 2006, Hydrologia (wyd. drugie). Nowy Wiek Międzynarodowy Publikacja, Nowe Delhi, 463 s.
• Usul, N., Hydrologia Inżynierska. METU Press, Ankara, 404 s.