Giurma Ion Hidrologie Speciala.unlocked

ION GIURMA

HIDROLOGIE SPECIAL

2004

CONCEPIA SISTEMIC N HIDROLOGIE

5

1. CONCEPIA SISTEMIC N HIDROLOGIE

1.1 Schematizarea procesului ploaie scurgere

Bazinul hidrografic, bazinul de recepie sau bazinul colector reprezint unitatea natural care st la baza ntocmirii planurilor de amenajare.

Deoarece, pe suprafaa bazinului hidrografic cad precipitaii atmosferice i aici se transform n scurgeri, acesta poate fi privit ca un sistem cu o structur specific (Prvulescu C., 1978). A. Intrrile n sistem (bazin hidrografic) sunt date de factorii climatici: radiaia solar, temperatura, presiunea atmosferic, umiditatea, vntul i precipitaiile. In modelele hidrologice sunt luate n calcul numai precipitaiile sub form lichid i solid i temperatura. B. Structura sistemului. Precipitaiile atmosferice n momentul cderii lor pe suprafaa bazinului hidrografic, vin mai nti n contact cu nveliul vegetal care reine o mic cantitate din ele constituind intercepia, ct i cu depresiunile fr scurgere ale terenurilor care alctuiesc retenia. Intercepia i retenia n depresiunile terenului, luate mpreun, formeaz retenia superficial (Giurma I., .a. 1987). a) Intercepia i retenia formeaz primul subsistem al sistemului (bazinului hidrografic). Intrrile n subsistem sunt precipitaiile i temperaturile, iar ieirile sunt precipitaiile efective (precipitaiile czute din care se scade intercepia i retenia) i temperaturile. Ieirile din acest subsistem, reprezint intrrile n subsistemul urmtor adic suprafaa bazinului hidrografic. Cnd temperaturile sunt negative, intervine i un alt subsistem temporar, care are rol de a ntrzia transformarea precipitaiilor n scurgeri, subsistem care are ca ieiri tot precipitaiile efective. b) Suprafaa bazinului hidrografic, adic subsistemul urmtor, are ca intrri deci precipitaiile efective, iar ieirile sunt reprezentate att de infiltraia n sol ct i de scurgerea direct sau rapid, care are loc pe suprafaa versanilor (n prezena pantelor i sub aciunea forei gravitaionale, apa se deplaseaz din punctele mai nalte ale reliefului spre cele mai joase pe linia de cea mai mic rezisten) pe linia de cea mai mare pant spre ramificaiile reelei hidrografice. Acel procent din precipitaia czut care se transform n scurgere rapid se numete precipitaie net. c).Stratul de sol constituie urmtorul subsistem.

Pornind de la suprafaa solului spre adncime se ntlnesc dou zone de umiditate i anume: zona nesaturat sau zona de aeraie (unde porii solului sunt numai parial umplui cu ap) i zona saturat (unde porii solului sunt umplui cu ap n totalitate) (figura 1.1) (Drobot R., Giurma I., 1990). Stratul de sol are permeabilitatea mai redus pe vertical dect pe orizontal i pe linia de cea mai mare pant.

In stratul de sol exist o scurgere hipodermic sau de subsuprafa, care are loc n stratul superficial pe linia de cea mai mare pant.


6

Cnd umiditatea stratului de sol crete datorit intrrilor i depete capacitatea de cmp (cantitatea maxim de ap care poate fi reinut ntr-un strat de sol), au loc pierderi n profunzime prin percolare (apa nu mai poate fi reinut n sol), spre zona saturat. Deci, intrrile n subsistem sunt date de precipitaiile infiltrate n stratul de sol, iar ieirile de scurgerea hipodermic i de percolarea spre acvifer; procentul din precipitaie care alimenteaz acviferele poart numele de precipitaie eficace. Ca intrare n stratul de sol se poate considera i aportul prin capilaritate din zona saturat, iar ca ieire pierderea prin evapotranspiraie.

Figura 1.1 Zone de umiditate

d) Acviferul sau mediul permeabil saturat constituie un alt subsistem al sistemului hidrologic. Intrrile sunt date de: percolarea excesului de umiditate din stratul de sol; alimentarea din reeaua hidrografic; alimentarea din stratele de adncime sub presiune (alimentare prin drenan); alimentarea pe la captul stratului acvifer (unde formaiunile permeabile intersecteaz suprafaa terenului). Ieirile naturale din subsistem sunt: alimentarea reelei hidrografice (scurgerea de baz a rurilor); alimentarea prin capilaritate a stratului de sol; izvorrea n zonele depresionare; alimentarea unor acvifere care se afund; alimentarea prin drenan a unui acvifer inferior de care este separat prin strate semipermeabile. e) Reeaua hidrografic este subsistemul care colecteaz scurgerea subteran sau scurgerea de baz a rurilor, scurgerea intermediar sau hipodermic i scurgerea direct sau rapid (figura 1.2) (erban P., 1989).

Ieirile din reea sunt date de: debitele din seciunea de control a bazinului hidrografic; debitele de alimentare a acviferului pe anumite zone ale rului ca i n timpul perioadelor secetoase cnd nivelul apelor freatice ajunge sub nivelul apelor rurilor sau debitele revrsate n albia major n timpul viiturilor.

mediu saturat

subzona de evapotranspiraie

subzona intermediar

subzona capilar

zona

aer

ata

zona

satu

rata

acvifer

sol

zona saturat


7

Figura 1.2. Scurgerile spre reeaua hidrografic

Figura 1.3. Sistemul hidrologic

PRECIPITAII

ATMOSFERA

TEMPERATURA

INTERCEPIE ACUMULARE ZPADA

PRECIPITAIE EFECTIV CEDARE AP

SUPRAFA BAZIN HIDROGRAFIC

STRAT DE SOL

ACVIFER

INFILTRAIE

PERCOLARE (PREC. EFICACE) CAPILARITATE

RET

EA H

IDR

OG

RA

FIC

A scurgere rapid

(precipitaie net)

scurgere de baz

scurgere hipodermic

aport din ru

EVAPORAIE I EVAPOTRANSPIRAIE

A

B

C DEBITE ALE REELEI

HIDROGRAFICE (REGIM CANTITATIV I CALITATIV)

scurgere direct (rapid)

scurgere hipodermic

scurgere subteran

ACVIFER (ZONA SATURAT)

ru

scurgere direct (rapid)

scurgere hipodermic

scurgere subteran


8

Debitul reelei hidrografice ntr-o seciune de control a bazinului hidrografic se compune deci din: scurgerea subteran sau de baz care alimenteaz rul n permanen i din scurgerea de suprafa cu caracter temporar format din scurgerea direct i hipodermic.

Figura 1.4. Sistemul hidrologic simplificat

C. Ieirile sistemului hidrologic sunt formate din: debitele reelei hidrografice n seciunea de control (eventual nchidere) a bazinului hidrografic, evapotranspiraia la nivelul bazinului hidrografic manifestat n toate subsistemele amintite (nveli vegetal, strat de sol, acvifer i reea hidrografic) i debitele de alimentare a unor acvifere profunde care nu fac parte din sistemul considerat (Giurma I., 2000).

Debitele care ies din sistem sunt privite att cantitativ ct i calitativ. Sub aspect cantitativ intereseaz: a) faza lichid (debite medii, mici i mari sau de viituri); b) faza solid (regimul aluvionar i regimul gheurilor). Calitativ prezint interes concentraiile diverilor indicatori de calitate din apa

rurilor; aici intr substratele utile (exemplu: oxigenul dizolvat) sau diversele forme de poluare (chimic, organic, termic, radioactiv, bacteriologic etc.).

Transformarea precipitaiilor n componente ale scurgerii este redat n figura 1.3 (Vladimirescu I., 1978). In figur se observ trei zone distincte: zona A a intrrilor n sistemul hidrologic; zona B ce formeaz sistemul propriu-zis compus din subsisteme; zona C a ieirilor din sistem. Sistemul hidrologic se poate reprezenta ca n figura 1.4, dac nu se ine seama de procesele interne. Deoarece, n practica hidrologic prezint interes numai ieirile hidrologice sub forma debitelor reelei hidrografice i a debitelor vehiculate prin acvifere, n continuare se vor nelege prin ieiri din sistemul hidrografic numai debitele subterane i de suprafa.

1.2. Introducerea conexiunii inverse

Sistemul reprezentat anterior este un sistem deschis, adic nu poate regla ieirile pentru a le menine n anumite limite.

Regimul natural al resurselor de ap n marea majoritate a cazurilor nu este n concordan cu cerinele folosinelor. Drept urmare este necesar introducerea unei conexiuni inverse (sau reglri) pentru a permite controlarea i comandarea ieirilor sistemului.

SISTEM HIDROLOGIC (BAZINUL HIDROGRAFIC)

FACTORI DE CLIM I METEOROLOGICI

DEBIT I EVAPOTRANSPIRAIE


9

Reglarea constituie centrul de comand i control i n practic se realizeaz de organele de gospodrirea apelor prin lucrri specifice cum sunt: lacurile de acumulare, derivaiile, ndiguirile etc.

Sistemul de gospodrirea apelor este compus din subsistemul hidrologic i subsistemul care cuprinde lucrrile de gospodrirea apelor i este un sistem cu conexiune invers (figura 1.5) (Drobot R., Giurma I., 1990).

Lucrrile de gospodrirea apelor au ca efect redistribuirea n timp i n spaiu a scurgerilor hidrologice i ca scop: satisfacerea folosinelor cu ap (gospodrirea apelor medii i mici); aprarea mpotriva inundaiilor (gospodrirea apelor mari) i protecia calitii apelor.

Primele dou aspecte reprezint gospodrirea cantitativ a apelor, iar ultimul gospodrirea calitativ a apelor.

Trebuie remarcat faptul c problemele calitative nu pot fi separate de cele cantitative. In acelai timp se poate constata c resursele de ap de pe un anumit teritoriu sunt unice, iar mprirea lor n resurse de suprafa i subterane este arbitrar.

In practic un sistem de gospodrirea apelor este abordat pe subsisteme, deoarece este imposibil de modelat ntregul sistem n ansamblu datorit complexitii lui i datorit faptului c specialitii implicai n folosirea resurselor de ap au o pregtire profesional divers (hidrologi i hidrogeologi, hidrotehnicieni, hidroenergeticieni, agronomi, chimiti, biologi etc.).

Soluia utilizat n practic const n abordarea n paralel sau n serie a diferitelor subsisteme, restul subsistemelor intervenind cu anumite restricii suplimentare. Aplicarea acestei soluii este posibil deoarece legturile dintre unele subsisteme sunt slabe permindu-le astfel s fie tratate separat (exemplu: problemele legate de gospodrirea calitativ a apelor sau gospodrirea apelor subterane se pot analiza independent de cele de gospodrirea apelor mari pentru aprarea mpotriva inundaiilor a unor obiective). In alte situaii acest lucru nu este posibil (exemplu: problema debitelor minime i problema calitii apei) i drept urmare o examinare independent a unor astfel de subsisteme ar conduce la soluii neoptimale ale ntregului sistem.

Figura 1.5. Sistemul de gospodrirea apelor

SISTEMUL HIDROLOGICLUCRARI DE

GOSPODARIREA APELOR

ORGANE DE GOSPODARIREA

APELOR

SISTEM INFORMATIONAL

IESIRI

debite, gheuri,

aluviuni, calitatea apei

ABATERI DE LA

OBIECTIVELE SISTEMULUI

DECIZII

INTRRI HIDROLOGICE

MIJLOACE FINANCIARE OBIECTIVE

CERINE ALE DEZVOLTRII

ECONOMICO-SOCIALE


10

Sistemele de gospodrirea apelor sunt sisteme cu scopuri multiple (satisfacerea cerinelor folosinelor, combaterea efectelor duntoare ale undelor de viitur, protecia calitii apelor etc.) i n acelai timp sisteme cu folosin complex care asigur apa la mai multe categorii de folosine (industrie, populaie, agricultur, piscicultur, hidroenergetic, transport pe ap, agrement etc.).

Lacurile de acumulare sunt principalele subsisteme ale sistemelor de gospodrirea apelor i ele servesc att pentru redistribuirea debitelor n vederea satisfacerii cerinelor de ap ale folosinelor ct i pentru atenuarea undelor de viitur n vederea aprrii mpotriva inundaiilor a unor obiective.

SISTEMUL HIDROLOGIC: INTRRI, IEIRI, RELAII DE TRANSFORMARE

11

2. SISTEMUL HIDROLOGIC: INTRRI, IEIRI, RELAII DE TRANSFORMARE

2.1. Intrri n sistemul hidrologic (precipitaii)

2.1.1. Generaliti Intrrile n sistemul hidrologic sunt reprezentate de precipitaiile lichide sau solide czute pe suprafaa bazinului hidrografic. Apa este elementul cel mai rspndit i cel mai mobil i deine un rol foarte important n toate procesele fizice, chimice i biologice, condiionnd existena vieii pe glob, precum i dezvoltarea economic i social a unei comuniti. n natur, apa se poate ntlni sub trei stri de agregare: - solid: zpad i ghea; - lichid: apa chimic pur sau n soluii; - gazoas: vapori sub diferite grade de presiune i saturaie.

Schimbarea fazei n care se afl apa depinde esenial de temperatur i de presiune dar i de gradul de poluare al atmosferei. Apa se regsete n atmosfer sub cele trei forme.

2.1.2. Mecanismul formrii i dezvoltrii precipitaiilor

A. Procesul de condensare

Apa se gsete n natur sub forma celor trei stri de agregare: solid, lichid i gazoas. Strile de echilibru i transformrile de faz ale apei depind de urmtorii factori: temperatura apei; tensiunea vaporilor e msurat deasupra apei sau deasupra gheii (punct de rou); tensiunea maxim a vaporilor.

Aceast tensiune maxim E este dat de relaia:

E=0,5 (2.1) 0

0

+

Pe

Pe

unde e i e0 reprezint tensiunile pariale ale vaporilor corespunztoare presiunilor P0 i P. Deoarece tensiunea maxim a vaporilor corespunde strii de echilibru ntre vapori i suprafaa evaporant a apei sau a gheii, ea se mai numete tensiune de saturaie, n primul caz notndu-se cu Ea i n al doilea caz cu E0. Tensiunea de saturaie crete odat cu temperatura, iar la aceeai temperatur ea este mai mic deasupra gheii dect deasupra unei suprafee plane de ap. Dependena fazelor apei de temperatur i de tensiunea vaporilor este redat n figura 2.1 (Strahler A., 1973). Se observ c cele trei faze ale apei sunt n echilibru (n punctul notat O numit punct triplu), numai pentru o anumit temperatur (t=76 . 10-4 oC) i o anumit tensiune a vaporilor (e = 6,1 mb = 4,58 mm Hg). n natur au loc i procese inverse proceselor de evaporare adic trecerea vaporilor de ap n stare lichid, proces numit condensare sau trecerea vaporilor direct n stare solid prin procesul de sublimare.


12

Condensarea vaporilor de ap din atmosfer depinde de mai muli factori, care asigur condiiile termodinamice i fizice de transformare a fazelor apei i anume: rcirea aerului pn la temperatura ce condiioneaz condensarea; asigurarea strii de saturaie cu vapori de ap a aerului atmosferic; micrile ascendente ale aerului cald (fenomenul de convecie); existena cristalelor de ghea; existena nucleelor de condensare.

Figura 2.1 Transformrile de faz ale apei B. Spectrul mrimilor picturilor de aerosoli Nucleele de condensare sunt particule minuscule de substane higroscopice care pot fi cristale fine de sare marin, pulberi de origine mineral, industrial sau vulcanic, picturi acide etc. Norii sunt sisteme coloidale formate din particule foarte fine (120 ) care sunt meninute n suspensie datorit turbulenei atmosferice.

C. Procesul Bergeron

Dup teoria lui Bergeron, pentru a avea loc condensarea vaporilor de ap i formarea picturilor precipitaiilor atmosferice, este necesar ca n masa norilor s existe particule suprarcite i cristale de ghea n jurul crora se aglomereaz particule minuscule. Aceste aglomerri se mic dezordonat prin nori i i mresc continuu volumul (greutatea) prin captarea unor noi particule. Cnd ating greutile ce nving forele de meninere n masa norilor, cad sub aciunea forei gravitaionale cu o vitez cuprins ntre 0,3 i 8 m/s. Dac la ieirea din nori, temperatura aerului este pozitiv rezult ploile, iar dac este negativ iau natere fulgii de zpad. Mrimea picturilor precipitaiilor (2005000 ) depinde de lungimea drumului parcurs de ele prin nori i de turbulena atmosferei (Giurma I., .a., 1980).

D. Fizica condensrii i tipuri de precipitaii

-20 -15 -10 -5 0 5 10 15 20 T [oC]

16

14

12

10

8

6

4

2

0

Tens

iune

a e

[mb]

vapori

ghea i vaporiap supraracit

i vapori

ghea

apa lichid

C b

c

a

O

B' B


13

Un nor poate furniza doar o parte din precipitaiile recepionate de sol dac s-ar

epuiza total. Orice nor ns, se regenereaz continuu n timpul precipitaiei prin intermediul curenilor ascendeni de aer cald ncrcai cu vapori de ap.

Precipitaiile se nregistreaz atunci cnd temperatura unor mase mari de aer scade sub punctul de condensare. Acest lucru nu se produce prin simpla rcire a aerului datorit pierderii de cldur prin radiaie n timpul nopii, ci este nevoie ca o mare mas de aer s se nale la altitudini superioare.

Aerul care se nal de pe suprafaa pmntului sufer o scdere a temperaturii, chiar dac nu pierde energie caloric n afar. Scderea temperaturii este provocat de micorarea presiunii atmosferice la nlimi mari, ceea ce permite aerului ascendent s se destind. Moleculele individuale de gaz sunt mai larg difuzate i nu se mai ciocnesc att de frecvent, ceea ce face ca gazul s aib o temperatur sensibil mai mic. Dac nu se produce condensarea, viteza de scdere a temperaturii (gradientul adiabatic uscat) este de aproximativ 1 oC la 100 m diferena de nivel, iar temperatura punctului de rou se reduce odat cu ridicarea aerului adic cu 0,2 oC la 100 m.

Dac vaporii de ap din aer se condenseaz gradientul adiabatic este mai mic, de circa 0,6 oC la 100 m datorit atenurii pariale a pierderii de temperatur prin eliberarea de cldur latent n procesul de condensare. Acest gradient modificat se numete gradient adiabatic umed (de saturaie).

Precipitaiile se produc atunci cnd aerul care se nal se rcete adiabatic sub punctul de rou att de repede nct determin nu numai producerea norilor, ci i producerea fenomenelor de ploaie, zpad sau grindin. Ridicarea unor imense mase de aer pn la mari nlimi se poate realiza convectiv, orografic i ciclonic sau frontal. Precipitaiile de natur convectiv rezult dintr-o simpl celul de convecie, care este pur i simplu un curent ascendent de aer cald ce se ridic la altitudini superioare fiind mai uor dect aerul din jur (figura 2.2) (Giurma I., .a., 1987).

Figura 2.2 Formarea precipitaiilor de natur convectiv

Celula este completat de un curent descendent de aer mai rece i mai dens. Terenurile dezgolite se nclzesc mai rapid i transmit cldura radiant aerului de deasupra


14

lor. Astfel aerul ce se afl n dreptul unei suprafee mai calde se nclzete mai puternic dect aerul din zonele limitrofe i ncepe s se ridice sub forma unei coloane nalte, cam n felul n care aerul ncins i fumul se nal printr-un co. Pe msur ce aerul se ridic, acesta se rcete adiabatic, astfel nct pn la urm ajunge s egaleze temperatura cu aerul din jur devenind staionar. nainte de atingerea acestui stadiu, aerul se poate rci sub punctul de rou. ncepe imediat procesul de condensare, iar coloana de aer ascendent ia forma unui nor cumulonimbus a crui baz plat indic nivelul critic deasupra cruia are loc condensarea. Vrful n form de conopid al norului reprezint partea superioar a coloanei de aer cald, care ptrunde n straturile superioare ale atmosferei. Dac aceast coloan de convecie continu s se dezvolte, norul poate deveni o mas cumulonimbus, adic un nor de furtun, ce va produce o ploaie torenial. nclzirea inegal a solului reprezint factorul care declaneaz curentul spontan ascendent, alimentat de energia caloric latent eliberat prin condensarea vaporilor de ap. Pentru fiecare gram de ap format prin condensare se elibereaz 600 de calorii. Aerul instabil, propice conveciei spontane care poate determina precipitaii sub forma averselor nsoite de furtuni cu descrcri electrice, se gsete cel mai adesea n regiunile calde i umede, deasupra oceanelor ecuatoriale i tropicale i a suprafeelor de uscat din jurul acestora, pe toat durata anului, iar la altitudinile medii n anotimpul de var. Al doilea mecanism generator de precipitaii se numete orografic. Vnturile dominante i alte mase de aer aflate n micare pot fi forate, la un moment dat s circule deasupra unor lanuri muntoase (figura 2.3). Pe msur ce aerul se ridica de-a lungul versatului, el se rcete cu vitez adiabatic. Dac rcirea este suficient, vor lua natere precipitaiile. Dup ce depete creasta muntelui, aerul coboar pe versantul opus. Acum el trece printr-un proces similar de nclzire adiabatic i, neavnd nici o sursa de umezeal devine foarte uscat. Aceste zone pot deveni aride fiind protejate mpotriva precipitaiilor. Foehn-ul, vntul uscat i cald din Europa poate provoca evaporarea extrem de rapid a zpezii sau a umezelii din sol. Aceste vnturi iau natere din amestecul turbulent al straturilor de aer inferioare i superioare pe partea de sub vnt a munilor. Straturile superioare, care au avut de la nceput puin umiditate, se usuc i mai mult i se nclzesc n drumul lor spre nivelurile inferioare.

Figura 2.3 Mecanismul orografic de formare a precipitaiilor

Al treilea tip de precipitaii este cel ciclonic. La latitudinile medii i nalte, o mare parte din precipitaii se produc din furtuni ciclonice, sau n centre de joasa presiune aflate n micare spre est, n care aerul converge i este forat s se nale.


15

Aici precipitaiile de tip ciclonic iau natere n zona de contact dintre masele de aer cald i rece, aerul cald i umed se ridic energetic i se rcete puternic i drept urmare vaporii de ap se condenseaz, iar precipitaiile rezultate iau caracter torenial. E. Formele precipitaiilor: roua, ploaia, gheaa, zpada, grindina, ceaa

Precipitaiile se formeaz atunci cnd se produce condensarea rapid n interiorul unui nor. Ploaia rezult din reuniunea unui mare numr de picturi minuscule de nor n picturi de ap prea mari ca s mai poat rmne suspendate n aer. Aceste picturi pot crete ulterior, ciocnindu-se ntre ele, ajungnd pn la 7 mm n diametru; peste aceast mrime ele sunt instabile i se descompun picturi mai mici. Picturile sub 0,5 mm n diametru formeaz burnia. Mzrichea este format din bobie de ghea rezultate din nghearea ploii. Picturile de ploaie se formeaz n straturile superioare mai calde, cznd apoi n straturile inferioare reci. Lapovia este un amestec de ploaie i zpad. Zpada este format din mase de cristale de ghea care rezult direct din vaporii de apa aflai n atmosfer, n regiunile unde temperatura aerului este sub punctul de nghe. Cristalele de zpad, care pot fi prinse pe o suprafa neagr i examinate cu o lup puternic, sunt de form plat hexagonal sau prismatic, cu o gam infinit de variaii simetrice. Grindina const din buci rotunjite de ghea, avnd o structur intern n straturi concentrice, oarecum asemntoare unei cepe. De regul aceast ghea nu este transparent ci are un aspect juvrat. Grindina variaz ntre 0,5 i 5 cm n diametru i poate fi foarte duntoare pentru culturile agricole i construciile uoare. Grindina cade numai din nori de tip cumulonimbus, n interiorul crora se afl puternici cureni ascendeni de aer. Picturile de ploaie sunt ridicate la mari altitudini unde nghea, formnd boabe de ghea, iar apoi cad din nou spre Pmnt, traversnd norul. Suspendate n curenii puternici de aer, boabele de grindin cresc prin acumularea de noi picaturi de ap care nghea. n cele din urm bobul de grindin scap de sub aciunea curentului de aer i cade pe sol. Cnd plou pe o suprafa de teren deasupra creia se afl un strat de aer cu temperaturi sub punctul de nghe, apa care cade pe sol sau pe alte suprafee (copaci, case, srme) nghea, formnd un strat transparent de ghea. Acest nveli de ghea se numete polei, fenomenul de producere al lui fiind cunoscut sub numele de ploaie cu polei. Aceste "ploi cu polei" pot provoca mari daune n special srmelor de telefon, de telegraf i de transport al energiei, dar i copacilor. oselele devin deosebit de alunecoase i circulaia autovehiculelor foarte dificil de realizat. 2.1.3. Distribuia global a precipitaiilor

A. Influena condiiilor geografice


16

Cantitatea medie anual de precipitaii se nregistreaz pe hri. Prin puncte cu aceeai medie anual a precipitaiilor se pot trasa linii numite izohiete. Aceste hri arat repartizarea pe glob a cantitii de precipitaii (Musy A., 1998). Precipitaiile sunt foarte abundente (peste 200 cm) n zona ecuatoriala, unde temperatura ridicat i marile ntinderi de ocean asigur enorme cantiti de vapori de ap i condiii atmosferice n general instabile. Aceste precipitaii sunt aproape n ntregime de natur convectiv, o eventual prezen a lanurilor montane putnd aduga local i efectul orografic. Precipitaiile sunt foarte slabe n zonele sau centrele subtropicale de nalt presiune, datorit micrilor descendente ale aerului nclzit adiabatic i supus unui puternic proces de uscare. Deerturile din Africa de Nord, Arabia i Iran se afl n aceast zon ca i cele din Australia, Africa de Sud i coasta vestic a Americii de Sud. Vnturile musonice din Asia influeneaz n mare msur precipitaiile din partea de SE a acestui continent. Vara, curentul de aer tropical umed ce vine dinspre Oceanul Indian i vestul Pacificului ntlnete mai multe lanuri de muni, producnd precipitaii orografice foarte abundente. Aceste precipitaii de peste 200 cm se nregistreaz n zona munilor Himalaia n N Indiei i cu extensiuni spre SE n Birmania i peninsula Malacca. Lanurile muntoase din Indonezia primesc precipitaii orografice legate de ambele grupe de musoni care bat intre Australia i Asia. La latitudinile medii precipitaiile exprim efectul vnturilor dominante de vest. ntre latitudinile de 35o i 60o coastele vestice ale continentelor apar sub form unor fii nguste cu precipitaii abundente. n regiunile arctice, media anual a precipitaiilor este foarte mic. Aici atmosfera este caracterizat prin temperaturi predominant coborte i ca atare, nu conine mari cantiti de vapori de ap care s dea natere la precipitaii. n acelai timp temperaturile joase reduc evaporarea n aa mod nct vara exist din abunden umezeal n sol i apa de suprafa, iar iarna exist zpad i ghea. B. Distribuia n teren a vegetaiei

Efectul profund al precipitaiilor asupra vegetaiei, sistemelor de drenaj, umiditii solului i apei freatice, ct i cantitatea lor i repartiia sezonier este important i n stabilirea zonelor climatice. Harta climatic coincide n mare msur cu o harta a precipitaiilor medii anuale. Plantele reacioneaz foarte promt la diferenele de clim. Fiecare specie vegetal este asociat cu o anumit combinaie de elemente climatice favorabil creterii ei, dar i cu anumite extreme de cldur, frig sau secet dincolo de care nu se poate supravieui. Vegetaia tinde s se adapteze caracterele morfologice n funcie de climat de aici rezultnd i marea varietate a speciilor vegetale. Toata vegetaia natural a uscatului se poate mpri n patru formaiuni structurale. a) Pdurea poate fi definit ca o formaiune vegetal compus din arbori care cresc aproape unul de altul i formeaz un strat de frunzi care umbrete mare parte din sol. Prezint adesea stratificri avnd mai mult de un singur nivel de vegetaie. Necesit precipitaii anuale relativ abundente, care nu trebuie s fie uniform distribuite pe durata


17

anului. Cantitatea de precipitaii necesar depinde n acest caz de evapotranspiraie deci de temperatur i umezeala aerului. Pdurea acoper o larg gam climatic, de la clima ecuatorial pn la cea subarctic rece. b) Savana este o combinaie de arbori i fnea n proporii variate. Aspectul acestei vegetaii poate fi asemnat unui parc, cu arbori singuratici, nconjurai de zone ierboase sau de un strat scund de arbuti sau plante anuale. Clima acestui tip de vegetaie este caracterizat de precipitaii anuale totale reduse i neuniform rspndite de-a lungul unui an. c) Pajitea (fneaa) const din vegetaie de regiune nalt, compus integral sau parial de ierburi i include i graminee i subarbuti. Gradul de acoperire variaz de la continuu la discontinuu. Poate cuprinde uneori i arbori n zonele mai umede de pe fundul vilor i de-a lungul apelor curgtoare, unde exist ap subteran disponibil. Precipitaiile totale anuale sunt mici; sub aspect termic se pot nregistra variaii de temperatur de la cldur excesiva la frig excesiv. d) Deertul, este asociat cu clime extrem de aride i se compune din plante foarte rare; exist aici o mare suprafa de teren sterp expus insolaiei directe, aciunii vnturilor i apelor curgtoare i fenomenului de nghe-dezghe. Pe alocuri se pot ivi i plante lemnoase. Plantele prezente sunt mici formate din ierburi, briofite i licheni. Habitatele vegetale prezint o gam larg datorita climelor ce variaz de la deertul tropical foarte cald pn la deertul arctic foarte rece. Ca o concluzie se poate spune c zonele de vegetaie sunt determinate de gradul n care umezeala este disponibil pentru plante (variind de la abunden pentru pdure pn la lipsa total - deert). Condiiile de temperatur variaz enorm n funcie de latitudine i altitudine. C. Influena oceanului asupra formrii precipitaiilor

Oceanele ocup aproape 7/10 din suprafaa total a globului. Suprafaa oceanelor are un rol important n ceea ce privete absorbia i emiterea cldurii. Suprafaa apei se nclzete lent i moderat pe cnd cea a uscatului rapid i intens. Pe de alt parte suprafaa uscatului se rcete mai repede i atinge temperaturi mult mai coborte dect suprafaa apei atunci cnd radiaia solar nceteaz. Contrastele de temperatura sunt deci mai moderate pe suprafeele ocupate de ap. n plus apa este transparent i permite radiaiilor calorice s ptrund la adncimi relativ mari, cldura repartizndu-se ntr-un strat relativ gros de ap.

Apele oceanului se amestec datorit existentei unor micri verticale de ridicare i de coborre n stratul de ap de la suprafa, ceea ce permite cldurii s se repartizeze i s se nmagazineze ntr-o mas mare de ap. Suprafaa oceanului permite o evaporare continu, care este nsoit de un proces de rcire i astfel temperatura apei se micoreaz. De asemenea, apa trebuie s absoarb o cantitate de energie caloric de aproape 5 ori mai mare n raport cu solul sau rocile pentru a-i ridica temperatura cu aceeai cantitate.

Cantitatea de vapori de ap prezeni n aer la un moment dat variaz amplu dintr-un loc n altul. n aerul rece i uscat din regiunile arctice ea poate fi zero, iar n


18

regiunile ecuatoriale calde i umede pot reprezenta 45% din volumul atmosferei. Oceanele alimenteaz deci prin evaporare masele de aer care vor produce precipitaii.

D. Circulaia global a precipitaiilor

Apa din oceane, din atmosfer i de pe uscat sufer n micarea ei un mare numr de schimbri continue, att ca poziie geografic ct i n ceea ce privete starea ei fizic.

Figura 2.4 Circulaia apei n natur Vaporii de ap n anumite condiii de temperatur i presiune se condenseaz i

datorit gravitaie cad sub form de precipitaii repartizate astfel: 77% n spaiul hidrosferei, 17% n spaiul litosferei umede i 6% n spaiul litosferei aride. n spaiul hidrosferei, precipitaiile (77%) sunt mai mici dect evaporrile (84%), iar n spaiul litosferei, precipitaiile (23%) sunt mai mari dect evaporrile (16%).

Din suprafaa globului terestru de circa 510 milioane km2, uscatului i revin numai 149 mil. km2 (29,2%) iar oceanului planetar 361 mil. km2 (70,8%). Pe suprafaa Terrei se afl un volum de ap de circa 2,0 mld. km3 din care cca. 1,369 mld. km3 n oceanul planetar. Volumul total al apelor uscatului reprezint 751.200 km3 din care 750.000 km3 n bazinele lacurilor iar rezerva apei din albiile rurilor este de numai 1200 km3. Volumul anual al scurgerii apei rurilor este aproximativ de 35.000 km3.

Circulaia apei n natur este un proces complex, care implic o serie de alte procese: evaporaie, condensare, precipitaii, scurgere superficial, infiltraie, scurgere subteran etc. ce fac ca n drumul ei, apa s treac de la o stare de agregare la alta. Aceast circulaie condiioneaz scurgerea pe suprafaa uscatului (apele curgtoare i au originea n precipitaiile atmosferice), contribuie n mare msur la formarea rezervelor subterane de

17%

9% 2%

10% 17%

77%

84%

2% 7%

77%

HIDROSFERA LITOSFERA

Zon umed Zona arid

6%

6%

6%

7%

2%

9%

7%


19

ap i tot odat asigur ap n sol necesar vegetaiei. Fr existena circulaiei apei n natur, n-ar exista precipitaii i astfel viaa nu ar fi posibil.

Circulaia apei n natur se ncadreaz ntr-un circuit nchis continuu numit ciclu hidrologic global la care particip o parte din apa din atmosfer, din hidrosfer i din litosfer (figura 2.4).

Sub aciunea energiei solare se evapor mari cantiti de ap din spaiul hidrosferei (84%), a litosferei - zona umed (10%) i litosferei - zona arid (6%). Curenii de aer, cu direcia hidrosfer-litosfer, transport 9% din vapori, iar cei cu direcia invers numai 2%. Rezult un surplus de vapori n spaiul litosferei de 7%.

n spaiul litosferei o parte din apele czute se concentreaz formnd uvoaie, ogae, ravene, praie, ruri i fluvii care se vars n cele din urm n mari i oceane. Alt parte se infiltreaz i alimenteaz curenii subterani, ieind dup un timp la suprafa sub form de izvoare care constituie surse de alimentare ale apelor curgtoare ajungnd n final i ele n mri i oceane dar parcurg un drum mai lung (Giurma I., .a., 1987). E. Bilanul apei

Variaia rezervelor de ap W stabilit prin diferena dintre cantitatea de ap intrat I i ieit E dintr-un domeniu de control ntr-un interval de timp determinat, reprezint bilanul apei i este dat de ecuaia general:

W = I - E (2.2)

Semnul pozitiv sau negativ corespunde creterii, respectiv scderii rezervelor de ap ale domeniului analizat n acel interval de timp. Pentru analiza bilanului apei pe o perioad de un an cu referire la ntregul glob pmntesc, sunt necesare urmtoarele elemente: - zm - cantitatea de ap medie anual evaporat de pe suprafaa mrilor i oceanelor (din

spaiul hidrosferei); - zu - cantitatea de ap medie anual evaporat de pe suprafaa uscatului (din spaiul

litosferei); - xm - precipitaiile medii anuale czute pe suprafaa mrilor i oceanelor; - xu - precipitaiile medii anuale czute pe suprafaa uscatului; - Y - cantitatea de ap medie anual pe care o transport rurile n mri i oceane.

Pentru fiecare spaiu exista urmtoarele relaii de bilan:

hidrosfer zm = xm + Y litosfer zu = xu - Y (2.3)

Adunnd aceste ecuaii se obine pentru hidrosfer i litosfer

zm + zu = xu + xm (2.4)

adic cantitatea total de ap evaporat este egal cu cantitatea total de precipitaii czute.


20

La scara ntregului glob pe un an mediu componentele bilanului apei sunt prezentate n tabelul 2.1 (mil. km3). Tabelul 2.1 Componentele bilanului apei de pe glob

de pe oceane zm=0,425 Cantitatea de ap evaporat de pe uscat zu=0,078 pe oceane xm=0,385 Cantitatea de ap czut din precipitaii pe uscat xu=0,118

Scurgerea de pe continente Y=0,04 2.1.4. Msurarea precipitaiilor

A. Sistemul de msurare a cantitii de precipitaii czute

Cantitatea de precipitaii se exprim n general n centimetri adic cantitatea czut n unitatea de timp pe unitatea de suprafa. Un centimetru de precipitaii, reprezint cantitatea suficient pentru acoperirea solului cu un strat gros de apa de 1 cm n condiiile n care nu se pierde nimic prin scurgere, evaporare sau absorbie n sol.

B. Pluviometrul

O form simpl de pluviometru const dintr-un recipient cu fundul plat i pereii drepi (figura 2.5); apa czut n el ntr-o anumit perioad este apoi msurat. Dac intervalul de timp este ns lung, rezultatul poate fi puternic influenat de evaporare.

Figura 2.5 Schema de funcionare a pluviometrului. 1 - stlp fixare; 2 - colector; 3 - suport din tabl galvanizat; 4 - plnie; 5 - inel inox.

Cantitile foarte mici de precipitaii (de ex. 0,25 cm) formeaz straturi prea subiri pentru a putea fi msurate exact. Pentru evitarea acestui inconvenient pluviometrele obinuite sunt formate dintr-un cilindru la a crui baz se afl o plnie ce comunic cu un tub ngust. O cantitate mic de precipitaii va umple tubul pn la o nlime considerabil, permind astfel o citire uoar pe scara cu care e prevzut tubul. Acest pluviometru necesit goliri frecvente dac nu este dotat cu dispozitiv de golire automat.


21

Dac se dorete calculul intensitii ploii (important n calculele hidrologice a debitelor maxime) se vor efectua msurtori orar, la termenele climatologice specifice staiei sau postului pluviometric respectiv. C. Pluviograful

Un alt instrument ce poate fi folosit la msurarea precipitaiilor este pluviograful (figura 2.6). Se poate obine grafic variaia precipitaiei czute, cantitatea total czut ntr-un interval de timp i intensitatea ploii (mm/or). Permite msurarea continu a cantitii de precipitaii.

Figura 2.6 Pluviograf. 1 - plnie recepie ap; 2 rezervor cu flotor; 3 - sifon; 4 dispozitiv inscriptor; 5 - tambur cu diagram; 6 - recipient colectare ap.

. Principiul de funcionare a pluviografului este urmtorul: - apa este colectat ntr-o plnie i este dirijat spre un rezervor; nivelul apei din rezervor (cu o capacitate echivalent de 10 l/m2) este controlat prin intermediul unui flotor cuplat la un bra nregistrator; - braul nregistrator este fixat pe o diagram, care este nfurat pe un cilindru cu ceas; acest cilindru execut o rotaie complet n 24 de ore; - cnd se colecteaz o cantitate maxim n rezervor nregistrat i pe diagram, se activeaz dispozitivul tip sifon i este golit rezervorul; braul nregistrator va reveni la valoarea zero i va continua s efectueze nregistrrile pe diagram dac ploaia continu s cad. D. Telepluviometru cu sistem cupe basculante

Telepluviometrul este destinat transmiterii la distanta a msurtorilor de precipitaii, prin semnale electrice sau prin radio (figura 2.7). Senzorul aparatului const dintr-un sistem de dou cupe basculante care se umple alternativ cu ap din plnia colectoare, stabilind contactul electric.

Numrul de basculri este proporional cu cantitatea de precipitaii, adic:

1 3 2 6

4 5


22

hp = k . n (2.5)

unde n reprezint numrul de basculri (semnale), k este constanta de etalonare a aparatului.

Acest tip de aparat prezint avantajul colectrii automate a datelor pluviale.

Figura 2.7 Schema telepluviometrului. 1- plnie colectoare; 2 - cupe basculante; 3- semnal electric; 4 golire

E. Radarul meteorologic

Radarul a devenit un instrument de investigaie i msurare indispensabil pentru fizica atmosferic. Msurarea precipitaiilor a devenit posibil prin utilizarea teoriei propagrii undelor electromagnetice de mic lungime de und. Radarul permite de asemenea localizarea i urmrirea deplasrii norilor. Anumite radare pot estima intensitatea precipitaiilor, cu toate dificultile legate de calibrare. Avantajul esenial al radarului, n raport cu reeaua clasica pluviometric, rezult din capacitatea de acoperire, dintr-un punct fix, cu informaii asupra strii sistemelor noroase pentru suprafee foarte mari (peste 100.000 km2). Raza de aciune a unui radar poate ajunge pn la 150400 km. Numeroase surse de erori pot afecta estimarea parametrilor precipitaiilor prin intermediul radarului. Unul din aspectele foarte sensibile este necesitatea de a gsi o relaie pentru identificarea corect a intensitii precipitaiilor. Cu toate incertitudinile care pot aprea radarelor rmn totui un instrument ce permite msurarea parametrilor sistemelor noroase n timp real pe ansamblul bazinelor hidrografice i sunt foarte utile n prognozele hidrologice. Permit o bun reprezentare a fenomenelor pe o raz de 100 km.

E. Msurarea cderilor de zpad

Cderile de zpad se msoar prin topirea unei coloane-eantion de zpad i reducerea la echivalentul n ap. Astfel, nregistrrile privind cantitatea de ploaie i de zpad pot fi combinate n vederea unor comparaii. Un strat de zpad de 10 cm echivaleaz cu un centimetru de ap de ploaie, raportul putnd ns varia de la 30/1 n zpad foarte afnat pn la 2/1 n zpada veche i parial topit.


23

Stratul de zpad are o mare varietate de densiti, de la zpada proaspt, spulberat, la cea veche, umed n curs de topire. Aceast densitate se msoar prin cntrirea probei de zpad, cu ajutorul densimetrului pentadic sau prin topirea la temperatura camerei.

Densimetrul gravimetric const dintr-un cilindru similar cu cel al pluviometrului, care ntors n jos se nfige n zpad, proba cntrindu-se cu o balan, cu greutate (tip cursor) (figura 2.8).

Determinarea densitii se face cu relaia dz = m/v g/cm3, ca raport ntre masa cntrit i volumul probei, ce se citete pe exteriorul gradat al cilindrului.

Suprafaa cilindrului este de 50 cm2, iar cu adncimea msurat pe cilindru hz vom avea volumul V = 50 hz cm3. Cu aceasta densitatea va fi dz = m/50 hz g/cm3, rezultnd prin cntrire.

Figura 2.8 Densimetru pentru zpad. 1 - cilindru receptor gradat; 2 - greutate glisant; 3 - tij gradat; 4 - sistem de fixare la cntrire

Echivalentul n ap al zpezii, adic rezerva de ap n zpad se obine prin relaia:

ha = hz . dz l/m2 sau mm. Echivalentul de ap se mai poate obine i prin topirea lent la temperatura camerei a

probei de zpad i msurarea cantitii de ap cu o epruvet pluviometric. Astfel se poate obine densitatea prin relaia:

dz = ha /hz (2.6) Dac este cazul se poate msura i grosimea crustei de ghea la sol.

2.1.5. Precipitaii punctuale Cantitatea de precipitaii czut ntr-un anumit interval de timp se msoar n mm coloan de ap sau litri pe metru ptrat. Cele dou uniti de msur sunt echivalente, adic:


24

mm 110m 1

m 10m 1dm 1

m 1l 1 3

2

33

2

3

2 ====

m (2.7)

Precipitaiile la staie se nregistreaz cu pluviometre, care furnizeaz valori totale nregistrate pentru un interval de timp sau cu pluviograful utiliznd nregistrrile pe pluviograme (figura 2.9) (Drobot R., Giurma I., 1990).

Figura 2.9 Pluviogram Cantitile de precipitaii czute n intervalul egal de timp, conduc la o reprezentare mult utilizat n hidrologie numit hietogram (figura 2.10); hietograma constituie graficul intensitii precipitaiei.

Figura 2.10 Hietograma ploii


25

Valorile intensitii

t][mm/ 1 =

= +t

hhthI ii (2.8)

reprezint nlimea stratului precipitat n intervalul t; mrimea lui t poate fi de ordinul minutelor (1 minut, 5 minute) sau orelor (1 or, 2 ore, 3 ore etc.).

Rezult deci, c hietograma este derivata pluviogramei i se poate scrie (figura 2.11):

)()( thdtdtI = (2.9)

Raportul dintre stratul precipitat total i durata ploii definete intensitatea medie a

precipitaiei. n funcie de scopul prelucrrii, intensitatea ploii se poate exprima n unitile urmtoare: mm/minut; mm/or; l/s . ha sau m3/s . km2. Cantitile de precipitaii czute n 24 de ore sunt utilizate pentru a determina precipitaiile lunare (stratul precipitat total n decursul unei luni) sau anuale (stratul precipitat n decursul unui an). Valorile respective se pstreaz n arhiv sub form tabelar.

Figura 2.11 Hietograma ploii Valorile hijzilnic sunt nule n zilele n care nu se produc precipitaii i diferite de zero n zilele cu precipitaii. Prin cumularea pe coloan a valorilor precipitaiilor zilnice, se obin precipitaiile lunare. Att precipitaiile zilnice ct i cele lunare sau anuale pot fi prelucrate statistic.

h [mm]

pluviograma

timp

hietograma

timp

I [mm/t]

t t t t t t t


26

Valorile zilnice ale precipitaiilor sunt de regul utilizate pentru calcule de dimensionare a lucrrilor hidrotehnice sau a lucrrilor de evacuare a apelor meteorice, cele lunare la stabilirea cantitilor de ap pentru irigaii, iar cele anuale pentru bilanul de ansamblu al bazinului hidrografic. 2.1.6. Precipitaii nregistrate pe suprafaa unui bazin hidrografic

Una din problemele principale ale hidrologice este evaluarea corect a afluxului meteoric dintr-un bazin, deci a cantitii de precipitaii care este recepionat de o suprafa ntr-un interval de timp. ntr-un bazin hidrografic pot exista un numr insuficient de posturi pluviometrice sau acestea pot fi situate doar n zonele accesibile ale acestuia. n plus distribuia precipitaiei pe suprafaa unui bazin este foarte diferit de la o zon la alta. Mai mult n zonele de munte i cele colinare se recepioneaz cantiti mai mari de precipitaii n comparaie cu zonele de cmpie. Precipitaiile nregistrate pe un bazin hidrografic reprezint valori de calcul obinute admind anumite ipoteze privitor la distribuia spaial a precipitaiilor. Cantitile de precipitaii czute n unitatea de timp sunt maxime n zona nucleului ploii i descresc neliniar spre periferia ariei cu precipitaii. Pentru calculul precipitaiilor medii pe bazin se utilizeaz una din urmtoarele metode: - media aritmetic; - metoda poligoanelor Thiessen; - metoda izohietelor; - metoda grilei ptrate. A. Metoda mediei aritmetice

Cnd zona are caracteristici fizice i climatice suficient de omogene i n plus nu se cere o precizie ridicat de calcul, precipitaiile medii pe bazin se pot obine ca medie aritmetic a valorilor hi nregistrate la staii:

=

=+++=n

iin hn

hhhn

h1

211)...(1 (2.10)

B. Metoda poligoanelor Thiessen const n a atribui fiecrei staii o zon de influen, pe care se consider ca precipitaiile au aceleai valori ca cele de la staia aferent. Zonarea bazinului hidrografic se face ducnd mediane de pe dreptele care unesc posturile pluviometrice. Fiecrui post pluviometric i se atribuie astfel o suprafa aferent determinat prin planimetrare (figura 2.12). Dac F este suprafaa bazinului hidrografic, fiecare post pluviometric i, cruia i se atribuie suprafaa Fi, va avea un coeficient de pondere

Ci= FFi (2.11)

unde Fi reprezint suprafaa poligoanelor Thiessen cuprinse integral sau parial n cadrul bazinului considerat a crui suprafa total este F.


27

Volumul de ap aferent fiecrei suprafee Fi este:

Vi=Fi . hi (2.12)

unde hi reprezint precipitaia nregistrat la staia i. Raportnd volumul total precipitat pe bazin (i care se obine prin nsumarea volumelor pariale) la suprafaa F a bazinului rezult valoarea medie a stratului precipitat:

= = ==

====n

i

n

i

n

iiii

iii

n

ii hWhF

FhFF

VF

h1 1 11

11 (2.13)

Dac suprafeele Fi ar fi egale ntre ele, iar numrul staiilor este n, atunci FnFi

1= , iar raportul Fi /F care reprezint tocmai ponderea Wi este egal cu 1/n. Cu alte cuvinte n cazul suprafeelor Thiessen egale, procedeul se reduce la calculul mediei pe bazin.

Figura 2.12 Metoda poligoanelor Thiessen

500

400

300

200

100

D/h=820

A/h=780

E/h=880

F/h=790

B/h=740

C/h=690


28

Metoda poligoanelor Thiessen ine seama i de precipitaiile nregistrate la staii care nu fac parte din bazinul considerat. Pentru a ine cont de acest fapt, relaia de calcul a ploii medii mai poate fi scris sub forma:

= =

+=n

i

m

jjjii hWhWh

1 1 (2.14)

unde indicele i se refer la staii din cadrul bazinului, iar j la staii din exterior. C. Metoda izohietelor are la baz o interpolare liniar ntre valorile punctuale ale precipitaiilor nregistrate la staii. O izohiet este locul geometric al punctelor pe care cade aceeai cantitate de precipitaie, ntr-o perioad dat. Desenarea izohietelor pe un bazin hidrografic se face n funcie de topografia terenului i de numrul de staii pluviometrice existente n bazin.

Figura 2.13 Metoda izohietelor

D/h=820

A/h=780

E/h=880

F/h=790

B/h=740

C/h=690

900

850

800

750

700

650

600


29

Pentru obinerea ploii medii pe bazin se efectueaz msurarea pe un plan a suprafeelor situate ntre dou curbe izohiete vecine. Calculul urmeaz etapele urmtoare: - se raporteaz suprafeele pariale cuprinse ntre 2 izohiete la suprafaa total a bazinului rezultnd un coeficient de pondere; - precipitaia aferent acelei suprafee se obine prin medierea valorilor de pe izohietele vecine; - ploaia medie pe bazin va fi suma ploilor pariale. Admind c aria dintre izohietele vecine hi i hi+1 este fi, volumul parial Vi czut pe aceasta suprafa este:

iiii fhhV )(5,0 1++= (2.15)

Raportnd suma volumelor pariale la suprafaa F a bazinului rezult stratul precipitat mediu:

=

=++==

n

i

n

ii

iii f

hhF

VF

h1

1

1

12

11 (2.16)

n realitate, interpolrile trebuie efectuate neliniar, innd cont de caracteristicile bazinului hidrografic adic: zona geografic, tip de vegetaie, altitudine, topografie .a. Aceasta presupune o bun cunoatere a zonei respectiv din punct de vedere climatologic i fizic (figura 2.13). Metoda este dificil de utilizat pentru intervale mai scurte. D. Metoda grilei ptrate a fost pus la punct tocmai pentru a permite calculul rapid al ploii medii pe bazin pentru intervale de timp t de ordinul orelor, utiliznd mijloacele de calcul automat. Metoda ine seama i de neliniaritatea distribuiei precipitaiilor pe suprafaa bazinului.

Bazinul este discretizat n elemente ptrate printr-o reea cu pas constant. n fiecare nod se determin cantitatea de precipitaii czut utiliznd un procedeu de interpolare, funcie de valorile nregistrate n staiile adiacente.

Figura 2.14 Metoda grilei ptrate


30

Se iau n considerare staiile cele mai apropiate de nodul curent, situate n cele patru cadrane (figura 2.14). n acelai cadran nu se admit dou staii. Cantitatea de precipitaii din nodul i se calculeaz cu relaia:

N1,...,i 1

14

12

===j ij

i

d

h (2.17)

unde hj reprezint precipitaiile nregistrate n punctele 1, 2, 3 i 4, iar hi sunt valori de calcul.

Raportul

=

= 41

2

2

1

1

j ij

ijij

d

dW (2.18)

are semnificaia unei ponderi, reprezentnd influena staiilor j asupra valorii precipitaiei din nodul i. Cu aceast notaie, relaia de calcul pentru hi devine

=

=+++=4

144332211

jjijiiiii hWhWhWhWhWh (2.19)

Valorile hi se calculeaz pentru fiecare interval de timp t; precipitaia medie pe bazin pentru intervalul curent se calculeaz ca medie aritmetic a cantitilor hik; calculul n fiecare nod i este:

=

=N

ijkk hN

h1

1 (2.20)

unde N este numrul nodurilor din cadrul bazinului, iar k indicele pasului de timp. La proiectarea lucrrilor de evacuare a apelor meteorice din localiti sau din

incintele lucrrilor de corectare a torenilor, sau a construciilor i instalaiilor hidrotehnice este necesar calculul ploilor maxime. n acest scop se pot utiliza curbele de intensitate-durat-frecven (figura 2.15). Intensitatea ploii de calcul se evalueaz n funcie de frecvena normat i de durata ploii de calcul.

Frecvena normat este numrul anual de ploi de durata t, a cror intensitate depete intensitatea de calcul. Frecvena de calcul se stabilete n funcie de clasa de importan a obiectivului analizat. Astfel pentru centrele populate i unitile industriale, se stabilesc urmtoarele valori ale frecvenei normate (tabelul 2.2).


31

Figura 2.15 Diagram intensitate-durat-frecven Tabelul 2.2 Frecvena de calcul n funcie de clasa de importan a obiectivului

Clasa de importan a obiectivului Uniti industriale i uniti productive de alt natur Centre populate

I 1/5 - II 1/31/2 1/21/1 III 1/21/1 1/12/1 IV 1/12/1 2/1 V 2/1 -

n exprimarea frecvenei, numrtorul reprezint numrul de ploi, iar numitorul, numrul de ani. Valorile din tabele reprezint frecvene i nu probabiliti. E. Validarea datelor cu distribuie spaial

Valorile colectate prin diferite metode sunt centralizate n buletine de ctre observatorii de la staiile pluviometrice i sunt stocate n bazele de date. Rolul acestor date este de a se folosi pentru calcule statistice. Totui nainte de efectuarea unor calcule statistice trebuie fcut o validare a datelor folosite. Populaiile statistice utilizate pot avea caracter omogen sau neomogen. Cauzele neomogenitii datelor analizate pot fi : - modificarea aparaturii de nregistrare; - modificarea amplasamentului aparaturii; - erori de aparataj pe o perioad de mai muli ani; - erori de citire din partea observatorilor etc. n cazul precipitaiilor cea mai utilizat verificare este fcut pentru totalurile anuale. Metoda folosit este cea de cumulare a acestor totaluri i compararea rezultatelor la dou cte dou posturi.


32

Reprezentarea grafic d posibilitatea trasrii unei drepte de regresie, o modificare a pantei acesteia sugerndu-ne faptul c se nregistreaz o neomogenitate n seria analizat. Rezultatele cumulrii acestor cantiti de precipitaii la fiecare post pluviometric se reprezint grafic dou cte dou dup care se traseaz dreapta de regresie care va prezenta o anumit pant. 2.1.7. Ploi toreniale. Curba de cdere a ploii cu probabilitatea de calcul H=f(t). Stratul de scurgere de pe suprafaa unui bazin hidrografic

A. Generaliti

Debitul de calcul al viiturii n reeaua de scurgere a unui bazin hidrografic necesar pentru dimensionarea lucrrilor hidrotehnice funcie de clasa lor de importan este dat de ploaia torenial cu probabilitatea de calcul. Ploile toreniale sunt ploi foarte puternice, de origine ciclonic n marea lor majoritate, cu o durat mai mic de 24 de ore. O ploaie este considerat toreniala dac pentru anumite durate depete urmtoarele valori ale nlimii, recomandate de Berg (tabelul 2.3). Tabelul 2.3 Valori recomandate de Berg pentru nlimea ploii t [min] 5 15 30 45 60 120 240 360 720 1440 H [mm] 2,5 4,5 7,1 10,3 12,0 16,0 26,5 32,5 43,2 57,6

Ploile toreniale au dou particulariti: cu ct durata ploii este mai mare cu att intensitatea este mai redus; ploile toreniale de mare intensitate nu acoper dect o suprafa foarte redus a bazinului de recepie, cel mult de ordinul zecilor de km2. Pentru condiiile rii noastre ploile toreniale mai prezint nc o particularitate i anume, intensitatea maxim sau nucleul se nregistreaz la nceputul ploii. Prima particularitate folosete la stabilirea legturii care exist ntre durata i intensitatea ploilor toreniale, iar cea de a doua la stabilirea duratei critice a ploilor toreniale corespunztoare fiecrui bazin hidrografic funcie de suprafaa i lungimea acestuia. Ultima particularitate este foarte important deoarece justific reducerile care se pot face la debitul scurgerilor pentru c ploile toreniale cu nucleul la nceput dau scurgeri mai mici dect cele cu nucleul spre mijloc sau spre sfrit, ca urmare a faptului c la nceputul ploii se nregistreaz capacitatea maxim de infiltraie a solului. O caracteristic util a ploilor toreniale este intensitatea :

thi = [mm/min] (2.21)

unde h este nlimea precipitaiilor [mm]; t, durata precipitaiilor [min].


33

a. ntocmirea curbei de cdere a ploii cu probabilitatea de calcul

Pentru interpretarea ploilor toreniale este necesar ntocmirea curbei de cdere H = f(t). La aceast curb se ajunge prin prelucrarea statistic a datelor obinute cu ajutorul pluviografelor, pluviometrelor sau folosind curbele uzuale privind ploile toreniale, existente n literatura de specialitate adic curbele intensitate-durat-frecven (I-D-F) stabilite tot pe baze statistice. Aceste curbe exprim legtura dintre intensitatea i durata ploilor toreniale, corespunztoare unei frecvene constante. Frecvena este dat de formula :

Tnf = (2.22)

unde n este numrul de ploi nregistrate cu aceeai intensitate i durat; T, perioada de nregistrare n ani. De exemplu, frecvena 1/10 nseamn c relaia intensitate-durat poate avea loc odat la 10 ani (figura 2.15). Totodat se constat c exist o diferen legat de structura dintre frecvenele calculate prin aceast metod i frecvenele relative (probabiliti) calculate cu relaia n/N unde, N reprezint numrul total de ploi nregistrate. Probabilitile n sensul hidrologic trebuie s se calculeze pe baza frecvenelor relative.

b. Determinarea stratului de scurgere de pe suprafaa unui bazin hidrografic

Determinarea stratului de scurgere const n scderea stratului de pierderi din stratul de precipitaii czute pe bazin. Pierderile sunt de mai multe categorii : 1) pierderi datorate reinerii apei n micile depresiuni de pe suprafaa versanilor, n iarb i n coroanele arborilor notate cu z; acestea sunt considerate ca depinznd puin de durata i intensitatea ploilor i de aceea se consider aproximativ constante, avnd valorile medii date n tabelul 2.4. Tabelul 2.4 Valorile pierderilor z n funcie de tipul de acoperire a terenului

natura acoperii terenului z [mm] asfalt 2 pavaj cu piatr 6 fnea, arturi 10 pdure cu fnea 15 pdure mare i soluri acoperite cu muchi 20 2) pierderi datorate infiltrrii apei n sol, care depind de permeabilitatea i structura terenului, gradul de umiditate al terenului, durata i intensitatea ploii. Dependena stratului de infiltraie, funcie de timp i de natura terenului se poate determina orientativ din curbele din figura 2.16. 3) pierderi prin evaporaie care pot fi neglijate deoarece timpul de producere a scurgerii viituri n cazul ploilor toreniale este relativ scurt.


34

Figura 2.16 Curbele de infiltraie total pentru diferite categorii de terenuri

Reunind ntr-un sistem de axe de coordonate curba de cdere a ploii, curba de

infiltraie i pierderile z, se poate determina stratul de scurgere pe cale grafic (figura 2.17). Pentru determinarea stratului de scurgere se reunesc pe acelai grafic : - curba de cdere a ploii de calcul; - curba de infiltraie; - pierderile z.

Figura 2.17 Graficul de determinare a stratului de scurgere

Inf (mm)

130 120 110 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10

0 0 50 100 150 200 250

nisipuri pure

terenuri nisipo- argiloase cu structur bun

terenuri argilo-nisipoase, podzoluri, cernoziom degradat

argila sol predominant argilos

teren nisipos

timp (min)

curba de infiltraie

H(mm) Inf (mm) z (mm)

curba ploii de calcul

reineri pe sol

C

timp (min)

strat scurgere

strat pierderi

H


35

Urmrind graficul din figura 2.17 se constat c scurgerea nu ncepe odat cu cderea ploii ci numai dup un interval de timp corespunztor momentului n care intensitatea pierderilor devine egal cu intensitatea ploii ( punctul C). Dac se dorete determinarea scurgerii la un moment oarecare t grosimea acestui strat va fi :

h = H - (2.23)

unde H este ordonata curbei de cdere a ploii [mm]; = hi + z, ordonata pierderilor. Cunoaterea stratului de scurgere de pe un bazin hidrografic servete la calculul debitului maxim al scurgerii din bazin. n determinarea stratului de scurgere de pe suprafaa unui bazin hidrografic, pot fi neglijate: pierderile datorate reinerii apei n mici depresiuni; pierderile datorate infiltrrii apei n sol; pierderile prin evaporaie. 2.1.8. Precipitaii sub form de zpad Cnd temperatura aerului n apropierea solului este negativ, precipitaiile nregistrate sunt sub form de zpad. Pentru condiiile rii noastre zpada se acumuleaz pe sol 36 luni pe an n funcie de altitudini i temperaturi; valorile maxime ca durat i acumulare se ntlnesc n zonele montane. Drept urmare, n perioada de primvar i nceput de var n aproximativ 23 luni, cnd are loc topirea zpezilor combinat cu o serie de ploi, pe rurile interioare se scurge aproximativ 50% din stratul mediu (Prvulescu C., 1978). Dac ne referim la un bazin hidrografic, se constat o distribuie neregulat n timp i spaiu a urmtoarelor elemente: suprafaa acoperit cu zpad, grosimea i densitatea zpezii precum i echivalentul n ap al zpezii. Acestea sunt influenate de caracteristicile fiziografice ale bazinului (altitudinea i panta), de expoziia versanilor, de tipul de sol i de vegetaie. n perioada de topire a zpezii de pe suprafaa unui bazin hidrografic, are loc o modificare difereniat pe zone a caracteristicilor stratului de zpad tocmai datorit influenelor amintite anterior. innd seama de aceste considerente s-au ntocmit modele de formare a stratului de zpad i a procesului de topire a zpezii cu parametri distribuii [Motovilov I., 1986]. La calarea parametrilor folosii n aceste modele sunt utilizate datele obinute la staiile meteorologice sau cele nregistrate n urma unor msurtori expediionare; mai recent se fac msurtori prin teledetecie (aceast tehnic are la baz msurarea i interpretarea radiaiei electromagnetice emis de corpuri amplasate pe sol) (erban P., 1989). 2.2. IEIRI HIDROLOGICE

2.2.1. Debite caracteristice

Ieirile hidrologice din sistem sunt date de debitele reelei hidrografice n seciunea de control. Variaia debitului lichid n raport cu timpul se exprim prin Q(t) i poart numele de hidrograf. n funcie de perioada la care ne referim hidrograful debitelor poate fi: de viitur, zilnic, lunar, anual i multianual.


36

Dac lum n calcul o perioad de un an, se pot nregistra: debite maxime de primvar i debite minime de toamn-iarn; pentru o perioad de mai muli ani, se pot pune n eviden: debite maxime sau minime multianuale. Debitele medii anuale sau multianuale sunt mrimi de calcul. Calculul debitului mediu (Qmed) pentru o perioada T cu ajutorul hidrografului, se face prin planimetrarea suprafeei cuprinse ntre hidrograf, abscis i cele dou ordonate duse la momentele t=0 i t=T i mprirea acestei suprafee la durata T (figura 2.18):

Figura 2.18 Hidrograful debitelor multianuale

=

=

=

Tmed

med

T

dttQT

Q

rezultTQV

dttQV

0

0

)(1

:

)(

(2.24)

n practic calculul debitului mediu multianual se face prin paii urmtori: - n seciunea de calcul unde se fac dou msurtori zilnice de niveluri (H1 i H2), se

stabilesc cele dou debite corespunztoare (Q1 i Q2) cu ajutorul relaiei debit-nivel (cheia limnimetric) i rezult debitul mediu zilnic:

221 QQQmediczi

+=ln (2.25)

- debitul mediu lunar este media aritmetic a debitelor medii zilnice:

=

= ni

mediiczi

medlunar Qn

Q1

1,ln (2.26)

n care n este numrul de zile al lunii de calcul; - debitul mediu anual rezult din media aritmetic a debitele medii lunare:

0 T t

medQ

Q [m3/s]


37

=

=12

1,12

1

jmed

jlunarmedanual QQ (2.27)

- debitul mediu multianual se calculeaz ca medie aritmetic a debitelor medii anuale:

=

=N

kmed

kanualmed Q

NQ

1,

1 (2.28)

unde N este numrul de ani ai perioadei luat n calcul. Debitul mediu multianual rezult i din hidrograful debitelor multianuale (figura 2.18), ca fiind egal cu nlimea dreptunghiului de lungime T i suprafa egal cu cea delimitat de hidrograf i axele de coordonate. Hidrograful debitelor multianuale reprezint o serie de timp complet, iar n practic se lucreaz cu serii pariale (exemplu: irul debitelor maxime anuale). n urma prelucrrii statistice a debitelor maxime anuale, se stabilesc debitele corespunztoare diferitelor probabiliti de depire foarte reduse (1%, 0,1 %, 0,01 %), debite necesare proiectrii unor lucrri hidrotehnice (exemplu, ndiguiri), sau a unor pri ale lucrrilor hidrotehnice (exemplu, evacuatorii de ape mari la baraje). Probabilitile la care se stabilesc debitele i volumele maxime n condiii normale i speciale de exploatare a lucrrilor hidrotehnice se determin n funcie de clasa de importan a lucrrilor respective i sunt prevzute n stasurile n vigoare (de exemplu, STAS 4068/2-87). 2.2.2. Debite de viitur

Viiturile reprezint un fenomen de cretere i descretere rapid i semnificativ a nivelurilor, respectiv debitelor cursurilor de ap; acestea se produc n urma cderii pe suprafeele bazinelor hidrografice a unor ploi excesiv de puternice, care adesea se suprapun pe un sol umezit de precipitaiile nregistrare anterior cu o intensitate mai mic. Variaiile nivelurilor sau debitelor pe durata unei viituri ntr-o seciune a unui curs de ap, este dat de hidrograful nivelurilor respectiv debitelor, numit hidrograful viiturii sau und de viitur.

Unda de viitur se deplaseaz de regul att n albia minor ct i n albia major a rului i produce inundaii n zonele de lunc. Unda de viitur poate fi cu un singur vrf sau cu mai multe vrfuri, n funcie de succesiunea producerii precipitaiilor i drept urmare n practic se ntlnesc hidrografe de tip monound i de tip pluriund (Podani M., .a. 2002; Giurma I., 2003).

n figura 2.19 se prezint hidrografele de viitur ale debitelor pentru cele dou tipuri amintite anterior.


38

a) b) Figura 2.19 Hidrografele debitelor de viitur de tip monound (a) i pluriund (b)

Hidrografele debitelor de viitur de tip monound ntlnite mai frecvent n practic, pot fi definite prin debitele

n1,2,...,i )( == tiQQi (2.29)

sau prin unele elemente caracteristice (figura 2.19): - debitul maxim al viiturii Qmax (m3/s); - durata de cretere a viiturii tc (ore, zile), care reprezint timpul n care debitul crete de la valoarea debitului de baz Qb la valoarea debitului maxim al viiturii Qmax; debitul de baz este dat de aportul de ap subteran care n perioada fr precipitaii alimenteaz rul; - durata de descretere a viiturii td (ore, zile), care reprezint timpul n care debitul scade de la valoarea maxim pn la valoarea scurgerii de baz; pentru toate viiturile td > tc; - durata total a viiturii T=tc + td (ore, zile); - volumul viiturii W (m3) este dat de relaia:

==T

TQdttQW0

max)( (m3) (2.30)

- coeficientul de form al viiturii , care arat abaterea pe care o are hidrograful de viitur de la un dreptunghi i este dat de raportul dintre suprafaa hidrografului i aria dreptunghiului care ncadreaz hidrograful de viitur:

max

)(

QT

dttQT

=0 (2.31)

td

T tc

Qmax

W

tc td

Q [m3/s] Q0

Q [m3/s] Q0

T t

[ore] t

[ore]

Qmax

W


39

- stratul echivalent al volumului scurs hs (mm), care este dat de nlimea stratului repartizat pe suprafaa bazinului hidrografic i rezult prin repartizarea uniform a volumului viiturii pe suprafaa bazinului hidrografic aferent seciunii de calcul:

hs= FWc (mm) (2.32)

unde W (m3) este volumul viiturii nregistrate n seciunea de calcul; F (km2) este suprafaa bazinului hidrografic, iar c este coeficientul de transformare a dimensiunilor. Pentru a trasa hidrograful de viitur sunt necesare elementele: tc, T, Qmax i ; sunt obligatorii urmtoarele trei puncte: (0, 0); (tc, Qmax) i (T, 0); apoi prin tatonri se traseaz diverse hidrografe pn cnd volumul viiturii este egal cu produsul maxQT , adic:

max0

)( QTdttQT

= (2.33)

Forma hidrografului de viitur scoate n eviden faptul c funcia Q=f(t) este de tip binomial, exponenial asimetric; deoarece viitura este dat de un lan cauzal complex care nu poate fi urmrit pe tot parcursul su, aceast funcie nu se poate exprima analitic printr-o form generalizat; valoarea debitului maxim al viiturii sau valoarea debitului la un moment dat, sunt mrimi aleatorii probabilistice rezultate n urma aciunii mai multor factori cauzali numii factori genetici; lanul factorilor cauzali care conduc la apariia acestor debite ca mrimi aleatorii, este redat n figura 2.20 (elrescu M., Podani M., 1993; Giurma I., 2003).

Figura 2.20 Lanul factorilor genetici pentru debitele de viitur ca mrimi aleatorii

A. Cazul existenei datelor din msurtori

Debitul maxim al viiturii, avnd un caracter aleatoriu, se stabilete printr-un calcul probabilistic pe baza unui eantion de debite maxime ale unor viituri nregistrate i i se asociaz o probabilitate de apariie, rezultnd astfel Qmax p%; distribuia acestor debite maxime i a probabilitilor corespunztoare, poart denumirea de curb integral a probabilitilor de apariie (Hncu S., .a. 1971). Avnd la baz o serie de viituri nregistrate, se poate trasa corelaia dintre debitul maxim Qmax i volumul viiturii W, corelaie care reprezentat ntr-un sistem de axe dublu logaritmic este liniar i se numete dreapt de regresie; cunoscnd Qmax p% i folosind aceast corelaie se poate stabili Wp%. Pentru a avea o corelaie valabil ntre cele dou mrimi, coeficientul r trebuie s ndeplineasc condiia: r 0,7; acest coeficient este dat de relaia:

activitate solar

spaiu cosmic

atmosfera terestr

bazin hidrografic

curs de ap

factori antropici

Qmax (t) ca mrime aleatoare


40

= =

=

=

n

i

n

iii

n

iii

WWQQ

WWQQr

1 1

22

1

)()(

))(( (2.34)

unde Qi i Wi sunt debitul maxim respectiv volumul viiturii i; n numrul viiturilor nregistrate; Q i W sunt media aritmetic a debitelor maxime respectiv volumelor nregistrate.

La stabilirea coeficientului de corelaie sunt necesare cel puin 2030 de viituri nregistrate de aceeai genez (pluvial, nival sau mixt), pentru ca erorile de calcul probabilistic s fie ct mai mici. Coeficientul de corelaie pentru majoritatea rurilor din ara noastr neinfluenate prin lucrri hidrotehnice, are valori cuprinse ntre 0,8 i 0,9 ceea ce arat c ntre cele dou mrimi aleatoare exist o bun corelaie.

Figura 2.21 Hidrograful undei de viitur msurat i simulat

Avnd nregistrat o und de viitur real se poate obine unda de viitur cu probabilitatea de calcul p% prin metoda similitudinii (figura 2.21) utiliznd urmtoarea relaie de proporionalitate (elrescu M., Podani M., 1993):

Mipi QQQ

Q =M max

p% max (2.35)

unde Qpi, QMi sunt debite simulate, respectiv msurate la momentul i; Qmax p%, QmaxM, debitul maxim cu probabilitatea p%, respectiv debitul maxim al viiturii msurate. B) Cazul lipsei datelor din msurtori

Pe cursurile de ap insuficient studiate hidrometric, hidrografele undelor de viitur pot fi calculate prin mai multe metode care pot fi grupate astfel: metoda geometrizrii hidrografului undei de viitur; metoda paralelogramului scurgerii; metoda izocronelor i metoda hidrografului unitar (Podani M., .a. 2001; Giurma I., 2003).

Q (m3/s)

Qmax p%

QmaxM

Qpi QMpi

t(ore)

QMpi


41

n cazul metodei geometrizrii, forma hidrografelor de viitur poate fi asimilat cu un triunghi, un dreptunghi sau cu o curb binomial asimetric de tip Pearson III (care se recomand pentru rurile din ara noastr). Pentru hidrografele de viitur curbilinii sub forma a dou parabole care se intersecteaz n vrf, aproximate printr-o curb binomial de tip Pearson III, debitele se calculeaz cu relaiile (Hncu S., 1971; Giurma I., 2003):

- pentru ramura cresctoare maxm

c

ici t

tQQ

= (2.36)

- pentru ramura descresctoare maxn

d

idi t

tTQQ

= (2.37)

unde ciQ i diQ sunt debitul cresctor respectiv descresctor la timpul ti; tc, durata de cretere a viiturii; td, durata de descretere a viiturii; m i n exponeni ai celor dou parabole (curbele de cretere i descretere ale viiturilor). Volumul viiturii n perioada de cretere, reprezentat n figur prin suprafaa prii de cretere a hidrografului este egal cu:

1)( max

0 0max1 +=

== mtQdtttQdttQW c

t t m

c

c c

(2.38)

Volumul viiturii n perioada de descretere reprezentat n figur prin suprafaa prii de descretere a hidrografului este egal cu :

1)( max

0 0max2 +=

== ntQdtt ttQdttQW d

t t n

d

dd d

(2.39)

Volumul total al viiturii este egal cu:

+++=+= 11max21 n

tm

tQWWW dc (2.40)

Se consider pentru durata de descretere a viiturii valoarea: td=k . tc i astfel rezult:

+++= 11

11

max nmtQW c (2.41)

sau

+++++=

)1()1()1()1(

max mknnm

tWQ

c (2.42)

Se noteaz

)1()1()1()1(

+++++=

mknnm (2.43)

i se obine:


42

=ct

WQmax (2.44)

unde este coeficientul de form al viiturii, a crui mrime este funcie de coeficienii m, n i k; m=n=k=2 pentru viituri de primvar de origine mixt pluvio-nival; m= 2, n=3 i k=2,5 pentru viiturile de var de origine pluvial.

Pentru calcule aproximative se ntlnesc unele expresii analitice privind durata de cretere i durata total a viiturii i anume:

=+=

==

bIrIFfb

rILfnLact 2T ;

nLaT ;1c t ; (2.45)

unde L (km) lungimea cursului de ap; F (km2) suprafaa bazinului hidrografic aferent seciunii de calcul; Ib, Ir panta medie a versanilor bazinului hidrografic respectiv panta medie a cursului de ap; a, b i n parametrii determinai empiric pe zone cartate ale rii. 2.2.3. Separarea scurgerii de suprafa de scurgerea de baz Debitul cursurilor de ap este format numai din aportul subteran de ap numit scurgere de baz, atunci cnd nu se nregistreaz precipitaii. n timpul precipitaiilor la aceast component se adaug scurgerea rapid i scurgerea hipodermic care formeaz mpreun scurgerea de suprafa. Pentru definirea elementelor caracteristice ale viiturilor sau pentru modelarea scurgerii de suprafa este necesar separarea celor dou componente. Metodele folosite n practic n acest sens au un caracter arbitrar i introduc unele erori. Acestea sunt mici n raport cu valoarea debitelor de viitur i drept urmare sunt accesibile. Pentru exemplificare se prezint n figura 2.22 procedeul de separare (Drobot R., Giurma I., 1990). Mai nti se determin abscisa punctului A de pe hidrograful debitelor, abscis de la care ncepe creterea debitelor n seciunea de calcul ca urmare a scurgerii precipitaiilor czute; din acest moment ncepe creterea viiturii; n continuare se determin abscisa punctului C aflat la distana N de abscisa n care se nregistreaz debitul maxim al viiturii; N=Fa (zile), unde F (km2) este suprafaa bazinului hidrografic aferent seciunii de calcul, iar a este un coeficient care are valori diferite de la un bazin la altul. Procedeul de separare folosete urmtoarele alternative:

- hidrograful debitelor nregistrat anterior punctului A se prelungete pn intersecteaz verticala cobort din vrful viiturii n punctul B i se unete B cu C. Suprafaa cuprins ntre hidrograf i linia frnt ABC reprezint scurgerea de suprafa, iar cea aflat sub aceast linie este scurgerea de baz;

- se unete punctul A cu C i astfel prin intermediul liniei AC sunt separate cele dou categorii de scurgeri;

- se pleac din punctul C i se prelungete hidrograful undei de viitur n sens invers scurgerii timpului pn cnd intersecteaz n D verticala cobort din punctul de inflexiune


43

de pe ramura descresctoare a hidrografului; se unete D cu A i rezult separarea celor dou scurgeri prin linia frnt ADC.

Figura 2.22 Separarea scurgerii de baz de scurgerea de suprafa

Dup epuizarea scurgerii de suprafa care are loc n punctul C i pn n momentul nceperii unei noi precipitaii ramura descresctoare a viiturii poart denumirea de curb de secare sau curb de descrcare a acviferului; suprafaa haurat reprezint volumul de ap scurs pe ru n perioada fr precipitaii, volum alimentat de acvifer. Curba de secare numit i curb de recesie este dat de relaia exponenial:

btt eQQ

= 0 (2.46)

unde Q0 este debitul iniial care este cunoscut, adic debitul nregistrat n punctul C sau alt punct de pe curba de secare; Qt este debitul prognozat, adic debitul care se va nregistra dup t zile; b, coeficientul dictat de tipul de acvifer, care se determin folosind mai multe curbe de secare i procedeul celor mai mici ptrate. 2.3. Relaii de transformare; funcii de transfer i funcii pondere

2.3.1. Generaliti Relaiile de transformare sunt scoase n eviden prin circulaia apei n natur care este un proces complex, ce implic o serie de alte procese (evaporaie, condensare, precipitaii, scurgere superficial, infiltraie, scurgere subteran etc.), care fac ca n drumul ei, apa s treac de la o stare de agregare (gazoas, lichid, solid) la alta; aceast circulaie condiioneaz scurgerea pe suprafaa uscatului, contribuie n mare msur la formarea rezervelor subterane de ap i tot odat asigur apa n sol att de necesar vegetaiei; fr aceste procese naturale, n-ar exista precipitaii i astfel viaa nu ar fi posibil. Exprimarea scurgerii ntr-o seciune de control a unui curs de ap, se poate face prin mrimi dimensionale (debit, volum, debit specific i nlime a stratului de scurgere) i prin mrimi adimensionale (coeficientul modul i de scurgere).

NQ (m3/s)

Qmax

A B

D C

A'C'

Qmax

t (ore)


44

2.3.2. Coeficientul de scurgere Coeficientul de scurgere reprezint o funcie de transfer care aplicat intrrilor n sistemul hidrologic, furnizeaz mrimea ieirilor hidrologice. Acest coeficient se poate calcula pentru o perioad de mai muli ani i exprim o valoare medie multianual sau pentru perioade mai scurte (un an, o lun sau chiar durata unei viituri) i n acest caz este asociat mrimii intervalului respectiv. Coeficientul de scurgere mediu multianual este dat de raportul dintre volumul scurgerii medii multianuale a unui ru i cantitatea medie multianual a precipitaiilor czute pe suprafaa bazinului de recepie aferent rului respectiv (Ujvari I., 1972; Vladimirescu I., 1978). Volumul scurgerii medii multianuale al unui ru se obine prin planimetrarea suprafeei cuprinse ntre hidrograful debitelor pentru un interval T care cuprinde N ani de nregistrri, axele de coordonate i verticalele ridicate la momentele 0 i T (figura 2.23). Deci, volumul total scurs este:

=T

dttQTV0

)()( (2.47)

Pentru perioada de N ani luata n calcul rezult volumul scurs mediul multianual V respectiv stratul scurs mediu multianual Qh .

Figura 2.23. Hidrograful mediu multianual al debitelor

0 T t

=T

dttQTV0

)()(

Q [m3/s]


45

FV

Qh

iN

TdttQ

NTVV

=

==

0)(

)(

(2.48)

unde F este suprafaa aferent a bazinului hidrografic. Valoarea medie multianual a precipitaiilor czute pe suprafaa bazinului ph rezult astfel: se calculeaz pentru fiecare precipitaie czut, nlimea medie a stratului de ap folosind una din metodele uzuale (izohietelor, poligoanelor Thiessen sau grilei ptrate); se cumuleaz aceste valori i rezult precipitaiile medii lunare i anuale; se face media aritmetic a precipitaiilor medii anuale. Coeficientul mediu multianual al scurgerii totale (de suprafa i subterane) este:

p

Q

h

h= (2.49)

Pentru teritoriul rii noastre scurgerea total prezint o mare variabilitate funcie de altitudine, iar n zonele nalte i de orientarea versanilor. Coeficientul mediu multianual al scurgerii totale are valori de 0,80,85 n zonele de munte la altitudini mari i numai de 0,030,1 n zonele de es (Ujvari I., 1972).

Figura 2.24. Separarea scurgerii de suprafa de scurgerea de baz

Scurgere de baz

T t 0

Q [m3/s]


46

Coeficientul mediu multianual ,

al scurgerii de suprafa este:

p

s

h

h=, (2.50)

unde sh este nlimea stratului de suprafa scurs mediu multianual, care rezult n urma separrii scurgerii de suprafa de scurgerea de baz (figura 2.24) dup principiile expuse anterior, planimetrnd suprafaa nehaurat a hidrografului. Coeficientul de scurgere mediu al viiturii este dat de raportul dintre stratul scurs n timpul viiturii hs (ploaia net) i stratul mediu al precipitaiei nregistrate pe bazin hp care genereaz viitura.

p

sh

h= (2.51)

Figura 2.25 Hietograma precipitaiilor medii i hidrograful scurgerii de viitur

Volumul scurs Vs prin seciunea de control a bazinului de recepie (figura 2.25) este:

=

+= tTi

si

si

T ss tQQ

dttQV/

11

0 2)( (2.52)

Scurgerea de baz

t t

I

Vs

Q si-1

Q si

Q

t

t


47

unde Qsi-1 i Qsi reprezint scurgerile de suprafa corespunztoare momentelor i-1 i i; t sunt intervalele elementare de timp (de 13 ore n general) care au aceleai valori att pentru calculul ploii medii pe bazin ct i pentru discretizarea hidrografului debitelor (figura 2.25). Valoarea medie a stratului scurs n timpul viiturii este:

FsV

sh = (2.53)

unde F este suprafaa bazinului hidrografic. Stratul mediu al precipitaiei care genereaz viitura se obine prin nsumarea ordonatelor hietogramei medii pe bazin. Deoarece, hs < hp, rezult c este subunitar. Calculul lui se face global pentru ntreaga durat a viiturii, ceea ce face ca acesta s aib semnificaia unui coeficient de scurgere mediu. Valorile medii ale coeficientului de scurgere, dup Frevert (citat de Hncu S., 1972) sunt prezentate n tabelul 2.5. Tabelul 2.5. Valorile coeficientului de scurgere dup Frevert

Textura solului Folosina Panta % Uoar Mijlocie Grea 05 0,10 0,30 0,40

510 0,25 0,35 0,50 Pdure 1030 0,30 0,50 0,60

05 0,10 0,30 0,40 510 0,15 0,35 0,55 Pune

1030 0,20 0,40 0,60 05 0,30 0,50 0,60

510 0,40 0,60 0,70 Culturi agricole 1030 0,50 0,70 0,80

n zonele urbane, coeficienii de scurgere medii n timpul unei precipitaii, au valorile prezentate n tabelul 2.6. Tabelul 2.6. Valorile medii ale coeficientului de scurgere pentru zone urbane

Felul suprafeei Coeficienii de scurgere medii nvelitori metalice, de ardezie, igl sau sticl 0,95 Terenuri asfaltate 0,850,96 Pavaje din asfalt, piatr sau alte materiale cu rosturi umplute cu mastic 0,800,85

Pavaje din piatr cu rosturi umplute cu nisip 0,600,70 Drumuri din piatr spart (macadam) 0,250,60 Drumuri pietruite 0,150,30 Terenuri de sport amenajate, grdini 0,100,20 Incinte i curi nepavate 0,150,25 Parcuri i suprafee mpdurite 0,050,10


48

Pentru coeficientul de scurgere de viitur, este propus de Linsley o variant care folosete indicatorul . n acest sens se face ipoteza c n timpul precipitaiei care genereaz scurgerea, suma intercepiei, a reteniilor n micile depresiuni i a infiltraiei, rmne constant i se noteaz cu . Folosind hidrograful scurgerilor se determin volumul scurgerilor, care se transpune prin ncercri pe hietograma pe care o segmenteaz cu o orizontal i rezult valoarea indicelui (figura 2.26). Indicatorul prezint avantajul fa de coeficientul de scurgere prin faptul c scoate n eviden mai bine scurgerea direct i pe cea intermediar, dar prezint dezavantajul c pentru precizarea lui se cer mai multe date.

Figura 2.26 Determinarea indicatorului de scurgere

Pentru aceiai suprafa, coeficienii de scurgere variaz n timpul precipitaiei din cauza schimbrii capacitii de infiltraie a apei n sol i a evapotranspiraiei. Rezult c pentru fiecare pas de timp t al precipitaiei i valoarea corespunztoare a acesteia, exist cte un coeficient de scurgere momentan. Coeficienii de scurgere momentani i se calculeaz pentru intervale elementare de timp t i variaz n funcie de indicele W de umiditate al solului respectiv; aceste legturi sunt sintetizate n aa numitele curbe SSARR (Rockwood D., 1968; Anderson J., 1971). Modul de stabilire al acestor coeficieni este prezentat n liuteratura de speclailtate (Drobot R., Giurma I., 1990) 2.3.3. Hidrograful unitar Hidrograful unitar reprezint o funcie pondere, care se aplic precipitaiei nete i conduce la calculul scurgerii de suprafa; acest concept de hidrograf unitar poate fi utilizat ns i pentru evaluarea scurgerii intermediare sau a scurgerii de baz

Documents

Giurma Ion Hidrologie Speciala.unlocked