2.8.Рівняння водного балансу басейну річки

Водний баланс – співвідношення за якийсь проміжок часу (рік, місяць, декаду тощо) прибутку, витрат і акумуляції (зміна запасу) води для річкового басейну або ділянки території; для озера, болота або будь-якого іншого досліджуваного об’єкта.

Рівняння водного балансу – це математичне висловлювання, що описує водний баланс.

Рівняння водного балансу річки:

х + у₁ + ₁ + z₁ = у₂ + ₂ + z₂ ± ∆u,

де: х – опади (дощ і сніг);

у₁ – поверхневий притік з-за меж басейну;

₁ – підземний притік з-за меж басейну;

z₁ – конденсація водяної пари;

у₂ – поверхневий стік за межі басейну;

₂ – підземний стік за межі басейну;

z₂ – випаровування з поверхні басейну;

± ∆u – зміна запасів води в басейні за проміжок часу (позитивна – за збільшенням запасів води, від’ємна – за їх зменшенням).

В багатьох випадках можливі деякі спрощування рівняння водного балансу. Частіше можна не враховувати конденсацію. Для великих річкових басейнів часто не враховують підземний притік і стік. В таких випадках і за відсутністю штучного перерозподілу стоку між басейнами рівняння водного балансу має таке рівняння:

х = у + z ± ∆u

Нарешті, якщо зневажати зміни запасів води в межах річкового басейну, то рівняння водного балансу має такий вигляд:

х = у + z

Структура водного балансу басейну річки – це співвідношення між різними прибутковими і витратними складовими частинами рівняння водного балансу.

Відношення стоку до опадів – коефіцієнт стоку ( = у/х). Цей коефіцієнт показує, яка частка опадів перетворюється в стік. Відношення випаровування до опадів можна назвати коефіцієнтом випаровування ( = z/x). Сума  та  повинні дорівнювати одиниці.

Діапазон можливої зміни коефіцієнта стоку для багаторічного періоду такий: 0 1.

В умовах надмірного і достатнього зволоження значення  знаходиться зазвичай в межах 0,4-0,6. В умовах недостатнього зволоження величина коефіцієнту стоку менша – 0,4-0,1. Нарешті, в умовах посушливого клімату (напівпустелі пустелі) величина  близька до нуля.

2.9.Рух води в річках

Вода в річках рухається (тече) під дією сили ваги. У природі існує два види руху води – ламінарний і турбулентний.

Ламінарний рух – це паралельноструменний рух. Швидкість біля дна дорівнює нулю, а максимальна швидкість – на поверхні води. Ламінарний рух властивий переважно підземним водам.

Турбулентний рух – це рух, в якому частки рідини, здійснюючи переміщення в напрямку течії всього потоку, одночасно здійснюють відхилення від нього за складними скривленими траєкторіями. У природних потоках спостерігається майже завжди турбулентний рух. При цьому русі швидкість збільшується вгору від дна спочатку дуже швидко, а далі наростає повільніше.

Крива розподілу швидкості течії по вертикалі називається годографом або епюрою швидкостей.

Стрижнем – плавна лінія, яка з’єднує точки на поверхні річки з найбільшою швидкістю. Найбільша швидкість в середній частині потоку і біля поверхні, а найменша – коло берегів і біля дна.

Лінії однакових швидкостей течії – ізотахи.

Динамічна вісь потоку – всі точки окремих живих перерізів з максимальними швидкостями, які з’єднані плавною лінією по довжині потоку.

На розподіл швидкостей у водотоках значною мірою впливає рельєф дна, льодовий покрив, водна рослинність, швидкість і напрямок вітру.

Середня швидкість у живому перерізі V_сер (м/с) визначається за формулою:

V_сер = Q/,

де Q – витрати води, м³/с;

 – площа перерізу (м²).

За відсутністю безпосередніх вимірів для обчислення середньої швидкості потоку використовують формулу Шезі:

V_сер = С √ RI або V_сер = С · √HI,

де: R – гідравлічний радіус;

Н – середня глибина потоку;

І – похил водної поверхні на ділянці;

С – коефіцієнт, який залежить від шорсткості русла і величини гідравлічного радіуса. Для його визначення можна користуватися формулою Павловського:

С = R^у/n,

де n – коефіцієнт шорсткості,

у – показник, який залежить від R і n. Показники визначаються за таблицями.

Вимірюють швидкість течії річок за допомогою поплавків, гідрометричних млинків.