Bajkiewicz - Grabowska E., Mikulski Z., 1999, Hydrologia Ogólna

Bajkiewicz - Grabowska E., Mikulski Z., 1999,
Hydrologia Ogólna. PWN. Warszawa 2. STANY WODY
2. Stany Wody
W zależności od intensywności zasilania (opadowego, roztopowego, lodowcowego) rzeka prowadzi
różne ilości wody. Miarą zmienności napełnienia koryta rzecznego są stany wody.
Stan wody w rzece (H) lo wzniesienie zwierciadła wody w danym profilu rzeki ponad przyjęty
umownie poziom odniesienia. Określa on w sposób względny napełnienie koryta rzecznego, ma on
wymiar długości i jest wyrażany w pełnych centymetrach. Obserwacje stanów wody prowadzi się na
wodowskazach, dlatego poziomem odniesienia jest poziom zerowy podziałki na wodowskazie, tzw.
zero wodowskazu. Zero wodowskazu obiera się zwykle poniżej dna koryta rzeki i określa się jego
rzedną, czyli wysokość nad poziomem morza (rys. 146). Miejsce, w którym prowadzone są
obserwacje stanów wody, nazywa się posterunkiem wodowskazowym.
Rys. 146. Przekrój wodowskazowy
Na podstawie codziennych obserwacji stanów wody oblicza się
stany charakterystyczne i wyznacza strefy stanów. Stany
charakterystyczne oblicza się jako miesięczne, półroczy
hydrologicznych (XI-IV i V-X), lat; rok hydrologiczny trwa od
1X1 do 31X roku następnego. Do stanów charakterystycznych należą:
- stany ekstremalne, tj. WWW (wysoka wielka woda), czyli najwyższy ze wszystkich stanów wody
obserwowany w danym posterunku wodowskazowym i NNW (najniższa niska woda), tj. najniższy
ze stanów niskich obserwowany w danym posterunku wodowskazowym;
- stany roczne: WW (wysoka woda) - najwyższy stan roczny, S W (średnia woda)
- średni stan roczny, NW (niska woda) - najniższy stan roczny.
Strefy stanów wyznacza się na podstawie rocznych stanów charakterystycznych. Między stanem
najwyższym i najniższym z najwyższych (tj. WWW i NWW) mieści się strefa stanów
wysokich. Między stanem najwyższym i najniższym z najniższych (tj. WNW i NNW)
mieści się strefa stanów niskich. Między nimi znajduje się strefa stanów średnich. Stany
graniczne strefy stanów średnich są przyjmowane według formuły arytmetycznej. Stan górny
graniczny strefy średniej wynosi 1/2 (NWW + WSW), stan dolny graniczny strefy średniej wynosi
1/2 (NSW + + WNW).
Obserwacje stanów wody rzek polskich do 1983 r. były publikowane w „Rocznikach
hydrologicznych wód powierzchniowych", obecnie są dostępne jedynie w służbie hydrologicznej.
Stan wody w rzece informuje jedynie o napełnieniu koryta w danym profilu rzeki, nie informuje
natomiast o wielkości przepływu wody i tym samym o odpływie rzecznym.
3. MIARY ODPŁYWU
Podstawową miarą odpływu jest natężenie przepływu, zwane w uproszczeniu przepływem (Q); jest to
objętość wody przepływającej przez określony przekrój poprzeczny cieku w jednostce czasu,
wyrażona w mVs lub dm3/s. Sposoby pomiaru natężenia przepływu przedstawiono szczegółowo
m.in. w Hydrometrii (Bajkiewicz-Grabowska i in. 1993a), w Przewodniku do ćwiczeń z hydrologii
ogólnej (Bajkiewicz-Grabowska, i in. 1993b) i w Przewodniku do Hydrograficznych badań
terenowych (1989).
Znając stan wody w rzece i występujące przy danym stanie wody natężenie przepływu można
skonstruować związek Q=f(H). Graficznym wyrazem tego związku jest krzywa natężenia przepływu
(rys. 147). Wyraża on statystyczną zależność między stanem wody a przepływem w określonym
profilu rzecznym. Zasadami konstrukcji krzywej natężenia przepływu zajmuje się hydrometria
(Bajkiewicz-Grabowska, i in. 1993a). Krzywa natężenia przepływu służy do przeliczania
systematycznie obserwowanych stanów wody na odpowiadające im natężenia przepływów.
Mając w powyższy sposób określone dobowe wartości przepływu można określić przepływy
charakterystyczne cieku w profilu wodowskazowym; są nimi przepływy ekstremalne - maksymalne
(WQ) i minimalne (NQ) oraz średnie (SQ). Przepływy te różnią się między sobą genezą.
Przepływy maksymalne powstają w wyniku zasilania głównie powierzchniowego rzek wodami
pochodzącymi z roztopów, topnienia lodowców lub intensywnych opadów. Wielkość tych
przepływów zależy głównie od czynników klimatycznych (np. wielkości i przestrzennego rozkładu
opadów), ale także od czynników warunkujących kształtowanie się tych przepływów, a więc od
kształtu zlewni, jej rzeźby, budowy geologicznej, zwłaszcza budowy doliny, wielkości dopływów
itp.
Przepływy minimalne występują w okresach ograniczonego zasilania rzek, które w tym czasie
odbywa się wyłącznie drogą podziemną. Przeto wielkość przepływów minimalnych zależy od
zasobności drenowanych przez rzekę poziomów wodonośnych alimentowanych drogą infiltracji wód
opadowych i roztopowych. Czynnikami kształtującymi przepływy minimalne są: wielkość zasilania
infiltracyjnego drenowanych przez rzekę poziomów wodonośnych, głębokość wcięcia erozyjnego
koryta rzecznego i rodzaj więzi hydraulicznej rzeki z wodami podziemnymi.
Przepływy średnie są wynikiem obu form zasilania rzeki: powierzchniowego i podziemnego. O
wielkości przepływów średnich decydują głównie warunki klimatyczne, wysokość opadu i wysokość
parowania terenowego.
Rys. 147. Krzywa natężenia przepływu
Innymi miarami odpływu są:
- odpływ (V), jest to ilość wody, która odpływa przez przekrój
poprzeczny koryta
cieku z określonej zlewni w ciągu określonego czasu, np. miesiąca
lub roku. Jednostka
odpływu są m3, min m3, km3. Obliczamy go jako iloczyn średniego w danym czasie
natężenia przepływu (Q) i liczby sekund w danym czasie (/), czyli V=Q*t;
- odpływ jednostkowy (g), jest to ilość wody odpływającej z jednostki powierzchni zlewni w ciągu
l s. Jednostką tej miary odpływu jest l/s km2;
- warstwa odpływu (H), jest to stosunek objętości odpływu z danego obszaru (V) do powierzchni
tego obszaru (A); jednostką jest mm;
- współczynnik odpływu (a), jest to iloraz warstwy odpływu (H) i opadu (P) wyrażony jako
liczba niemianowana lub w %; informuje, jaka część wody opadowej
odpłynęła z danego obszaru.
4. HYDROGRAM ODPŁYWU
Wykres natężenia przepływu w czasie przedstawia hydrogram odpływu (rys. 148. 149).
Charakteryzuje się on dużą i częstą zmiennością w przypadku rzek górskich i wyżynnych oraz
stosunkowo wolnym wznoszeniem i opadaniem w przypadku rzek
Rys. 148. Hydrogram odpływu rzeki górskiej
.
Ryc. 149. Hydrogram odpływu rzeki nizinnej
Rys. 150. Charakterystyki hydrogramu (schemat)
nizinnych; wyraźny wzrost przepływu jest konsekwencją opadów deszczu
lub topnienia śniegu, które wystąpiły w zlewni zasilającej dany ciek;
spadek przepływu wskazuje na brak zasilania zlewni opadami
atmosferycznymi lub wodą roztopową.
Hydrogram odpływu uformowany przez pojedynczy opad deszczu ma
kształt niesymetrycznej krzywej (rys. 150) o następujących
charakterystykach:
- krzywej wznoszenia, jest to część hydrogramu odpowiadająca
wzrostowi przepływu; jej kształt zależy od charakterystyki opadu (czas trwania, natężenie), cech
fizycznogeograficznych zlewni (wielkość, spadki, pokrycie) oraz początkowych warunków
uwilgotnienia powierzchni zlewni;
- kulminacji, jest to maksymalna wartość przepływu;
- krzywej opadania, jest to cześć hydrogramu charakteryzująca się szybkim zmniejszaniem
przepływu po zakończeniu opadu;
- krzywej wysychania, jest to część hydrogramu charakteryzująca się powolnym zmniejszaniem
przepływu cieku.
5. WEZBRANIA l NIŻÓWKI
V, ciągu roku wielkość przepływu rzek ulega zmianom. Niektóre rzeki odznaczają się regularnością
występowania niskich i wysokich przepływów, inne cechują się nieregularnymi wahaniami
przepływu, jeszcze inne reagują jedynie na długookresowe zmiany klimatyczne. Śledząc przebieg
hydrogramu odpływu dowolnej rzeki w ciągu roku, można na nim wyróżnić okresy wysokich
przepływów, którym odpowiadają wysokie stany wód, oraz okresy przepływów niskich, którym
odpowiadają niskie stany wód. Te pierwsze noszą nazwę wezbrań, drugie niżówek (rys. 148, 149).
Wezbraniem nazywa się podniesienie sianu wody w rzece powstałe w wyniku wzmożonego zasilania
lub wskutek piętrzenia wody. Wezbrania wywołane wzmożonym zasilaniem są częstsze i obejmują
znacznie większe obszary. Powstają wskutek długotrwałych opadów deszczu lub gwałtownych
roztopów. Wysokie stany wody są wówczas wynikiem zwiększonego odpływu wody (rys. 15la).
Wezbrania spowodowane piętrzeniem wody w korycie mają zasięg lokalny. Mogą powstać w
wyniku zatoru lodowego, zatoru śryżowego, a także w wyniku nagromadzenia pni. drzew lub
nadmiernego rozwoju roślinności w korycie rzeki. Piętrzenie wody w ujściowych odcinkach rzek
może być spowodowane także sztormami utrudniającymi odpływ rzeczny do morza. W tym
przypadku wysokie stany wody nie wynikają ze zwiększonego odpływu; stan wody nie jest funkcją
natężenia przepływu (rys. 151b).
Rys. 151. Wezbranie Wisty w Kępie Polskiej; a - letnie (1987 r.), b - zimowe (1981/82)
Ze względu na genezę (przyczynę wywołującą wezbranie) wezbrania dzielimy na:
- wezbrania opadowe nawalne, spowodowane gwałtownymi ulewami letnimi (głównie w górach);
— wezbrania opadowe rozlewne, spowodowane opadami ciągłymi;
- wezbrania roztopowe, wywołane gwałtownym topnieniem pokrywy śnieżnej;
- wezbrania zatorowe lodowe, spowodowane spiętrzeniem wody praż zator w czasie spływu lodów;
towarzyszą zwykle roztopom;
- wezbrania zatorowe śryżowe, wywołane spiętrzeniem wody spowodowanym zatkaniem
przekroju rzeki przez śryż i lód denny;
— wezbrania sztormowe, spowodowane sztormami utrudniającymi odpływ rzeczny do morza;
występują przy silnych wiatrach wiejących od morza (Mikulski, 1963)
Wysokość i przebieg wezbrań opadowych zależą od:
—intensywności i wydajności opadów atmosferycznych;
—powierzchni objętej opadem w stosunku do całej powierzchni dorzecza;
- cech morfometrycznych zlewni (kształtu zlewni, jej wydłużenia, zwartości spadku, gęstości sieci
rzecznej i jej układu, użytkowania zlewni);
- stanu retencyjnego zlewni;
- ukształtowania koryta rzeki (meandruje, czy ma wykształcone łożysko);
—rozłożenia ujść ważniejszych dopływów wzdłuż biegu recypienta.
Wysokość i przebieg wezbrań roztopowych zależą od:
—grubości pokrywy śnieżnej i zawartości wody w śniegu;
- intensywności topnienia śniegu;
—głębokości przemarznięcia gruntu;
—cech morfometrycznych dorzecza.
Z definicji wezbrania nie wynika, od jakiej granicznej wartości stanu wody w rzece rozpoczyna się
wezbranie. Granica ta jest umowna. W Hydrologii stosowanej (Ozga-Zielińska, Brzeziński, 1997)
wezbranie jest definiowane jako okres, w którym przepływy są równe i większe od przepływu
granicznego wezbrania Q>.Qt
Podstawą fali wezbraniowej może być:
- stan średniej rocznej wielkiej wody (SWW); wyznacza wezbrania wielkie
przekraczające stan pełnokorytowy, więc zalewające równinę zalewową; są to często
wezbrania katastrofalne powodujące powodzie;
- stan niskiej wielkiej wody (NWW), zbliżony do stanu pełnokorytowego; wyznacza wezbrania
duże, mieszczące się w korycie, ale podtapiające równinę zalewową;
- stan odpowiadający dolnej granicy strefy stanów wysokich (rys. 152).
Falę wezbraniową charakteryzuje się podając całkowitą objętość fali (l7,,,), natężenie przepływu
kulminacyjnego (gmaks.), którym jest przepływ odpowiadający najwyższemu stanowi wody podczas
danego wezbrania (stanowi szczytowemu wezbrania, szczytowi fali wezbrania, stanowi
kulminacyjnemu) oraz czas trwania wezbrania (tJ (rys. 152).
Wezbranie nie tworzy się jednocześnie na całej długości rzeki; najczęściej rozpoczyna się w górnej
części dorzecza i narastając przemieszcza się w dół rzeki. Prędkość przemieszczania zależy od spadku
podłużnego i kształtu poprzecznego przekroju łożyska rzeki. W przekrojach zwartych prędkość
przesuwania fali wezbraniowej jest zwykle większa niż w przekrojach, w których woda występuje z
koryta.
W miarę przesuwania się fali wezbraniowej z biegiem rzeki ulega ona spłaszczeniu, maleje bowiem
wysokość fali, gdyż czoło jej ulega skracaniu, długość zaś wydłuża się.
Rys. 152. Rodzaje wezbrań w zależności od
przyjętego granicznego stanu wody
Dopływy mogą opóźniać lub przyśpieszać kulminacje
rzeki głównej, zależnie od tego, czy szczyt fali
wezbrania dopływu pojawia się przy ujściu dopływu później, czy wcześniej od nadejścia szczytu fali
wezbrania rzeki głównej. Gdy kulminacja dopływu zbiega się z kulminacją recypienta (tzw. nakładanie
się fal wezbraniowych), wówczas wezbranie rzeki głównej jest najwyższe.
Czynnikami naturalnymi zakłócającymi swobodne przemieszczanie się kulminacji w dół rzeki są
zatory lodowe, opóźniające przechodzenie fali wezbraniowej (Byczkowski, 1996).
Fale wezbraniowe mogą mieć różną wysokość, np. fale wezbraniowe Jangcy w górnym biegu
osiągają wysokość 60 m, Parany poniżej wodospadu Guayana 40 m, Missisipi 18 m, Garonny 12 m; w
Polsce kulminacje rzek nie przekraczają na ogół 10 m (Byczkowski, 1996).
Niżówki to okresy niskich stanów wody w korycie rzeki, spowodowane ograniczonym zasilaniem rzeki
wynikającym z wyczerpywania się zasobów wodnych dorzecza. Na hydrogramie odpływu dowolnej
rzeki są to zatem okresy przepływów niskich, którym odpowiadają niskie stany wód. Przyczynami
wywołującymi niżówki są małe opady lub ich brak, a w zimie niska temperatura powietrza, w wyniku
której jest słabe topnienie lodowców, utrzymywanie się pokrywy śnieżnej i zlodowacenia rzek.
Nie ma genetycznie uzasadnionej definicji niżówki.
Jedna z umownych definicji niżówki brzmi: niżówką nazywamy taki stan wody w rzece, który
znajduje się poniżej strefy stanów średnich i trwa co najmniej kilkanaście dni. Im bardziej obniża się
stan wody w rzece poniżej dolnej granicy stanów średnich, tym niżówka jest głębsza (Zielińska,
1964). Możemy więc mówić o niżówkach płytkich, które występują wówczas, gdy stany wody w
rzece przez co najmniej kilkanaście dni wahają się między dolną granicą stanów średnich a średnim
niskim stanem wody i o niżówkach głębokich, gdy stany wody znajdują się poniżej średnich niskich
stanów (rys. 153).
Rys. 153. Niżówka płytka (a) i głęboka (b)
Podstawowymi charakterystykami ilościowymi
niżówki są:
- przepływ ekstremalny niżówki (Qmin„);
- przepływ średni niżówki (<2S|,„);
- objętość niżówki (objętość niedoboru wody V„);
— czas trwania niżówki (tn).
Przyczyną niskich stanów wody w rzekach polskich jest zmniejszone zasilanie wywołane długotrwałą
suszą atmosferyczną w półroczu letnim (okresy bezdeszczowe) i utrudnioną infiltracją wody w
zamarznięte podłoże w półroczu zimowym.
Niżówka rozwija się w kilku fazach. Rozpoczyna ją susza atmosferyczna, czyli niedostatek
opadów. Brak opadów może uruchomić mechanizm posuchy wówczas, gdy temu bezdeszczowemu
okresowi towarzyszy wysoka temperatura powietrza zwiększająca parowanie. Istotne jest także, czy
okres suszy atmosferycznej wypada w zwykłej porze zasilania wód podziemnych wodami
opadowymi. Pod wpływem suszy atmosferycznej rozwija się susza glebowa; wyczerpują się
zasoby wody wolnej występującej w gruncie, maleją zasoby wilgoci glebowej, rozpoczyna się
wysychanie gleby. Rozwój tej fazy suszy może być zahamowany przez każdy opad uzupełniający
zapasy wilgoci glebowej. Dalszy brak opadu wywołuje suszę hydrologiczną. Susza glebowa sprawia,
że wody gruntowe zostają pozbawione zwykłej alimentacji opadowej. Brak w strefie aeracji wody
wolnej i ciągły odpływ podziemny do rzek sprawiają, że zwierciadło wód gruntowych obniża się,
maleje też odpływ podziemny do rzek, w konsekwencji obniżają się stany wody w rzece. Każdy
opad o przeciętnej intensywności zużywa się na uzupełnienie wilgoci glebowej i parowanie. Opady o
dużej intensywności dają spływ powierzchniowy, gdyż przesuszona gleba nie pozwala na
wystarczająco szybkie wsiąkanie. W wyniku tego zasoby wody gruntowej ciągle maleją, zaczynają
wysychać źródła i małe cieki
Rys. 154. Położenie zwierciadła wody podziemnej; 1 - przy
średnich stanach wody w rzece B i 2 - przy stanach niskich. Ciek A w czasie suszy hydrologicznej
przestaje prowadzić wodę, wysycha; a w cieku B obserwuje się niżówkę (schemat)
wodne, w rzekach pojawiają się głębokie niżówki (rys. 154). Jeśli ilość wody zasilającej rzekę spada
do zera, rzeka przestaje prowadzić wodę.
W polskich rzekach przepływy niżówkowe występują w obu okresach: letnim i zimowym. W
lecie są to niżówki, w których niżówkowe są zarówno przepływy, jak i odpowiadające im stany
wody. W okresie zimowym są to niżówki, w których niżówkowe bywają tylko przepływy, natomiast
stany wody mogą być podniesione przez spiętrzenia wywołane zjawiskami lodowymi.