Мельник Т. П.

Національний університет водного господарства і природокористування

м. Рівне

 

Елементи математичного та просторового моделювання процесів танення снігу та дослідження паводкових ситуацій на водозборах меліоративних систем бассейну ріки Боржава

 

Зональність клімату в поєднанні з достатньою теплозабезпеністю і підвищеним зволоженням створює в гірських і передгірних районах широкі можливості для розвитку сільського господарства, особливо тваринництва, виноградарства садівництва. Однак цей район характеризується підвищеною повторюваністю небезпечних гідрометеорологічних явищ: злив, сильних вітрів, ожеледі, туманів, заморозків, селевих потоків, снігових лавин та інших.

Сніговий покрив у горах з'являється в середині листопада і сходить в першій декаді квітня. Стійкий сніговий покрив встановлюється в горах в другій декаді грудня і триває до середини березня.

На рівнині сніговий покрив з'являється на місяць пізніше, ніж в горах, а сходить – на місяць раніше. Стійкий сніговий покрив на рівнині встановлюється в кінці грудня – на початку січня і в середині лютого руйнується. Середня товщина снігового покриву складає 10-20 см, максимальна – 70-90 см. Найбільша висота снігового покриву спостерігається в лютому. Близько половини загальної кількості зим не мають стійкого снігового покриву. Трапляються часті відлиги (дні з плюсовими максимальними температурами) [1].

За даними спостережень водомірних постів на теплий період року (травень-жовтень) приходиться біля 65% загальної кількості паводків, на холодний період (листопад-квітень) - 35%. Однак, за величиною максимальних витрат і об'ємів стоків паводки холодного періоду, як правило, перевищують паводки теплого.

В результаті нестійкого термічного режиму і частих переходів у зимовий час від від'ємних до плюсових температур, у басейнах річок спостерігаються відлиги, під час яких на річках формуються  паводки холодного періоду. У період відлиг сніговий покрив частково або повністю сходить до весняної повені (до березня), запаси води у снігу зменшуються і повінь формується невисока.

Якщо в період останнього сходу снігу випадають дощі, весняна повінь може виявитися досить високою, найбільшою у році, як це спостерігалося на річці Боржава у 1968 р.

Найбільші витрати на річках формуються у період відлиг під впливом змішаного стоку, який утворюється від талого снігу і інтенсивних опадів.

Найбільш видатними паводками холодного періоду були.

Паводок  1957 р. на р.Боржава був змішаного походження. Максимальні рівні води спостерігались 14 грудня 1957 р. і перевищили найвищі рівні за період спостережень на 0,6-0,9 м.

Лютневий паводок 1968 р. сформувався в результаті різкого потепління: 23-25 лютого температура повітря підвищилась в гірській частині до 4-5оС, а  на рівнинній – до 9-10о тепла. На сніговий покрив, висота якого  досягала 30-45 см, випали зливові опади [1]. Наслідком стало те, що пік паводку на р.Боржава та р.Тиса в районі с.Вари, майже досягнув висоти найбільшого спостереження в грудні 1957 р.

За даними ВАТ «Укрводпроект» найвищий за період 1946-1998 рр.  паводок на р.Боржава пройшов в листопаді 1998 р. Він сформувався на сприятливому гідрометеорологічному підґрунті. Літньо-осінній сезон 1998 р. був дощовим. Щомісячна кількість опадів перевищувала норму, а за період серпень-жовтень випало від 1,3 до 1,5 норми.

Інтенсивні дощі 28-29 та в ніч на 30 жовтня сформували паводок 28 жовтня – 2 листопада. Сумарна кількість опадів за дві доби (28-29 жовтня) становила в басейні р. Тиси 50-130 мм, р. Боржави – 50-70 мм. Рівні води на низинних ділянках річок перевищували на 2,5-6 м звичайні меженні, а витрати води  в 3-6 разів були більші звичайних для цього часу. Ця обставина істотно вплинула на водний режим річок під час розвитку видатного листопадового  паводку. 4-5 листопада в гірських районах випали  дощі з сумою опадів  70-120 мм, на низовині – 40-90 мм. Крім того, на високогір'ях в басейні р.Боржави випав сніг шаром 15-20 см, а місцями 0,5-1,0 м, який внаслідок різкого потепління і дощів почав інтенсивно танути. Відповідним інтенсивності опадів було проходження паводку 4-5 листопада. Стрімкому росту рівня води сприяли попередній рівень води, що сформувався на 2 листопада,   інтенсивність дощів та  танення снігу, забруднення русел, схилів, велика кількість мостів і місточків у сукупності із швидкістю течії води, що досягала 4,5-5,0 м/с. Це обумовило швидке формування катастрофічних підйомів рівнів води на 30-90 см вище історичних, руйнування корінних берегів, значні планові та висотні деформації русел. На малих річках та струмках сформувався значний місцевий стік, що обумовило додаткове затоплення в населених пунктах. Рівні води піднімались на гірських ділянках більшості річок на 2-4 м. В нижній частині р. Боржави рівні води перевищували максимальні багаторічні порівняно з мінімальними меженними на 4,5-8,9 м і утримувались відносно довгий час через малі похили річок.

Катастрофічний паводок 3-5 березня 2001 р. в басейні р. Боржави сформувався на фоні швидкого  підвищення температури повітря від невеликих морозів до 5-13о тепла в поєднанні з сильними дощами, інтенсивність яких у 2-3 рази перевищувала норму, та швидкого танення снігу як у горах, де висота снігового покриву була до 44 см, так і на рівнині (шар снігу 3-18 см). Вода пішла на мерзлий ґрунт.

Допоміжним чинником сильних опадів стали фізико-географічні особливості Закарпаття: - гальмуюча дія Карпат і утворення хвиль на фронтальних розділах, що затримували переміщення фронтів над горами. Фактично утворився "мішок", який зібрав вологу, що надходила з широких рівнин південного сходу.

Існують встановлені емпіричним шляхом лінійні рівняння, які встановлюють зв'язок прогнозних змінних з об’ємом стоку талої води в області водозбірного басейну. Щоб перевірити калібрування моделі, потрібно володіти даними про стік за декілька сніготанень. Прогнозні змінні можуть бути наявні в будь-якому співставленні. В роботі [4] наявне рівняння

,                                                                                      (1)

яке здійснює опис стоку в границях водозбірного басейну, наприклад, який займає площу 10 . Коефіцієнт стоку талої води залежить від

розміру водозбірного басейну. Фергюсон [3] для розрахунків використовує значення максимальної добової температури повітря, час з початку танення снігу і витрату за наступні сутки. Для водозбірного басейну площею 106 по спостереженнях за два сезони сніготанення були отримані [2] два рівняння:

             (2)           

                 (3)

  Іншими змінними, які можуть розглядатися в якості параметрів прогнозу, є середній запас води в сніговому покриві, величина атмосферних осадків і об’єму стоку за попередній сезон. Оскільки дані по температурі повітря і величині стоку на протязі сезону танення снігу часто описуються автокореляційними функціями, прогноз добових збутків іноді отримують за допомогою автокореляційних моделей або моделей взаємної кореляції із запізненням, складених тільки на основі інформації про величину стоку. Мейл і Грейнджер [5] запропонували цікаву ідею, що змінні, які характеризуютьповітряну масу, є більш підходящими для великих територій, ніж приповерхневі метеорологічні змінні, і відповідно повинні розцінюватися як більш інформаційні прогнозні змінні, які входять в регресійні моделі водозбірних басейнів.

Концептуальні моделі водозбірних басейнів застосовуються для відтворення різних гідрологічних і гідрогеологічних процесів шляхом розв’язку окремих рівнянь. Вони, відповідно, будуть як правило містити окрему процедуру, імітуючу процес процес сніготанення, який містить процес власного танення і міграцію води через сніговий покрив. Інша частина моделі є універсальною і для процесів сніготанення, і для ефективних дощових осадків, буде здійснювати опис руху води в грунті, на поверхні грунтового покрову і у водотоках. Цю модель, яка є наслідком праці [6], можна назвати моделлю перетворення.

Процедури, які здійснюють опис процесу [2] сніготанення які, складають концептуальні моделі водозбірних басейнів, можуть оперувати із зорієнтованими або розподіленими в горизонтальній площині параметрами. Іншими словами, для різних зон розраховується або середнє в границях водозбірного басейну значення характеристик танення, або окремі значення цих характеристик. В будь-якому випадку метою моделювання є прогноз усередненої реакції області, яка має набагато більші розміри, ніж невеликі участки, які використовують для перевірки точкових моделей. Незважаючи на це, процедури, які містяться в концептуальних моделях і імітуючі процес танення снігу, базуються на рівняннях, які розроблені застосовно до точкових моделей з параметрами, зосередженими у вертикальній площині.

Головна проблема, зв’язана з використанням концептуальних моделей водозбірних басейнів, полягає у виборі найкращого засобу визначення середньої за площею температури і кількості атмосферних опадів. Систематичну похибку оцінки при розрахунку сніготанення можна нейтралізувати шляхом підгонки значення температурного коефіцієнта, в той час як похибка в оцінці може привести до систематичної помилки в розрахунку об’єму прогнозного річкового стоку. В зв’язку з цим деякі моделі використовують коефіцієнт, корелюючий величину снігових опадів [7], який зв’язує істинне значення середнього збільшення вмістимого води в сніговому покритті з розрахунковим середнім значенням атмосферних осадків. Цей коефіцієнт компенсує недоцільність вимірів інтенсивності атмосферних опадів, симетричну похибку розрахунків середнього значення по точкових замірах, а також в неявному вигляді втрати на випаровування і втрати вологи, яка утримується на поверхні рослинами, плюс прихід або втрати снігу через границю водозбірного басейну за визначений проміжок часу. В моделях з параметрами, розподіленими в горизонтальній площині, існує можливість для різних зон в обмеженні водозбірного басейну використовувати різні значення коефіцієнта, корелюючого величину снігових опадів. На акумуляцію снігового покрову мають вплив топографічні фактори (відносні відмітки, нахил і рельєф ) і характер рослинного покрову.

В роботі [8] подані таблиці з величинами відносної акумуляції для різних типів ландшафту, на основі яких визначаються відповідні коефіцієнти, корелюючі кількість снігових опадів, які випадають. Загальноприйнято, що в лісі скупчується менше снігу , ніж на відкритих територіях. В середньому водний еквівалент для лісу на 50% нижчий, однак це значення міняється в залежності від густини лісового покрову. Дослідження, здійснені в масштабі водозбірних басейнів, дозволяють говорити про те, що лісонасадження зменшують стік талої води, а вирубка лісу підвищує його на 20-60% [9].       

  Найбільші максимальні витрати води в каналах спостерігаються в березні та лютому місяцях.

 Русловий стік формують дощі та танення снігу. Середня кількість опадів 1181,4мм, максимальне снігове покриття може досягати 90см. Територія лісу  становить 46,3%-території басейну, пасовища – 22% [1].

Умови формування стоку р.Боржава та її приток обумовили відповідний режим внутрішньо-річного розподілу стоку річок. Живлення річок змішане: снігове, дощове та ґрунтове, з різною долею участі кожного з них в загальному стоці. До 40% річного стоку проходить в березні-квітні під час весняної повені, що формується звичайно за рахунок тало-дощових вод; літом-восени проходить до 40-45%, а зимою 15-20% [1]. Доля зимового стоку до гирла річок підвищується. Із зменшенням водності року доля весняного стоку зменшується, а зимового - збільшується. Дощові паводки спостерігаються в будь-який період року, а зимою під час відлиг буває декілька змішаних паводків.

 

 

1. Концепція розвитку протипаводкового захисту, водного господарства та оновлення заплавних територій в регіоні Берег та басейні р.Боржава.-Київ: ВАТ «Укрводпроект».-2006.

2. M.G. Anderson, T.P. Burt  Hidrological forecasting// A Wiley – Interscience Publication.-John Wiley & Sons.-1988.

3. Ferguson R.I. (1984) Magnitude and modeling of snowmelt runoff in the Cairngorm Mountains, Scotland. Hydrol.Sci,J.,29(1),49-62.

4.  Archer D.R. (1981) Severe snowmelt runoff in north-east England and its implications. Proc.Inst.Civil Eng.,part 2, 71, 107-160.

5. Male D.H., Granger R.J. (1978) Energy mass fluxes at the snow surface in a prairie environment. In: Proceedings: modeling of snow cover runoff (ed. S.C. Coldeck, M. Ray) US Army, CRRELL, Hanover, NH, pp.101-124.

6. WMO (1982) WMO project for the intercomparison of conceptual models of snowmelt runoff. Hydrological aspects of alpine and high mountain areas. IAHS Publication 138,pp.193-202.

7. Larson L.W., Peck E.L. (1974) Accuracy of precipitation measurements for hydrologic modeling. Water Resources Res. 10(4),857-863.

8. Gray D.M. (1978) Snow accumulation and distribution. In: Proccedings: modeling of snow cover runoff (ed. S.C. Colbeck, M. Ray), US Army CRREL, Hanover, NH, pp. 3-33.

9. Zuzel J.F., Cox L.M. (1975) Relative importance of meteorological variables in snowmelt. Water Resources Res. 11, 174-176.