BAZINUL HIDROGRAFIC ŞI REŢEAUA HIDROGRAFICĂ

1.1 Elementele definitorii ale bazinului hidrografic Bazinul hidrografic, bazinul de receptie sau bazinul colector al unei retele hidrografice reprezinta suprafata teritoriului de pe care apele rezultate din precipitatii si cele subterane se scurg si patrund in ramificatiile retelei. In spatiul bazinului hidrografic au loc toate procesele fizice ce determina scurgerile hidrologice, de aici decurgand si importanta sa in studiile hidrologice. Suprafata si subteranul bazinului hidrografic sunt elemente ce influenteaza distributia precipitatiilor atmosferice in parametrii caracteristici ciclului hidrologic. Limita bazinului hidrografic se traseaza pe planurile de situatie in functie de relieful reprezentat prin curbele de nivel si este determinata de cumpana apelor sau perimetrul bazinului hidrografic, acesta se poate defini ca locul geometric al punctelor de pe care apa rezultata din precipitatiile atmosferice se scurge gravitational spre reteaua hidrografica a bazinului. Cumpana apelor unui bazin hidrografic trecand prin punctele cele mai inalte (culmi de munti, coline, dealuri) apartine si bazinelor invecinate. La un curs de apa se poate stabili bazinul hidrografic corespunzator profilului de inchidere (sectiunea de varsare), cat si cel corespunzator unui

profil oarecare de pe cursul respectiv, in care poate exista un post hidrometric, o confluenta, o captare de apa, o derivatie, un lac de acumulare etc. 1.1.1 Delimitarea subbazinelor si a zonelor interbazinale Linia cumpenei apelor delimiteaza prin proiectia orizontala suprafata bazinului hidrografic. Dupa modul cum se realizeaza transportul apelor de scurgere dintr-un bazin hidrografic in albia cursului principal, se stabilesc doua categorii de zone, si anume: subbazine hidrografice, de pe care scurgerea este transportata concentrat prin intermediul unei retele secundare de scurgere (afluenti) in cursul principal; zone interbazinale, de pe care transportul scurgerii se realizeaza pe intreaga lungime a frontului de contact dintre zone si cursul principal de apa. 1.1.2 Stabilirea epurei bazinului hidrografic Epura bazinului hidrografic este o reprezentare grafica prin intermediul careia este redata variatia marimii suprafetei bazinului in raport cu lungimea cursului de apa principal. In bazinul hidrografic se observa ca suprafata totala a bazinului (F, km2) este impartita de cursul principal ABCDE in doua: - Fd - suprafata bazinului aflata pe dreapta cursului principal; - Fs - suprafata bazinului aflata pe stanga cursului principal. Pornind de la izvorul A al cursului principal pana la confluenta din B, se determina suprafetele partiale FAB pe dreapta si FABs pe stanga. Suprafata bazinului hidrografic aferenta profilului situat imediat amonte de confluenta din B este: FAB DREAPTA + FAB STANGA. In B, intervine pe dreapta cursului principal, afluentul FB, cu suprafata subbazinului corespunzator FFB. Continuand astfel se obtin valorile suprafetelor pe dreapta si pe stanga, corespunzatoare diferitelor profile caracteristice de pe traseul cursului principal, precum si lungimea acestuia (l, km). In profilul de inchidere al bazinului hidrografic rezultă: Fd = FAB + FBC + FCD + FDE Fs = FAB + FBF + FCG + FDI+ FDE

l = lAB + lBC + lCD + lDE F = Fs + Fd Pentru trasarea epurei bazinului se ia un sistem de axe rectangular in care se prezintă la scări convenabile, pe ordonată, lungimea cursului principal, pe abscisa pozitivă, Fs, şi pe abscisa negativă Fd. Pentru bazinul hidrografic din figura 1.1 s-a intocmit epura reprezentată in figura 1.2. Suprafeţele au fost determinate cu ajutorul planimetrului polar, iar lungimile cu ajutorul curbimetrului.

A

B

C

D

FAB stg FFB FBC stg FEC FCD stgFBC drFCD drFAB dr

Aflu

ent E

CAflu

ent F

B

L(km)

F dr (km²) F stg (km²)

Figura 1: Epura bazinului

Figura 1.2. Epura bazinului hidrografic Au rezultat următoarele valori pentru bazinul hidrografic din figura 1.1: FsAB=1,6 km2 FsBC=2,66 km2 FsCD=0,5 km2 FsDE=0,14 km2 Fs = 4.9 km2; FdAB = 1 km2; FdBF = 0.8 km2; FdCG = 1 km2; FdDI = 1 km2; FdDE = 0.66km2; lAB = 2.5 km; lBC = 1.7 km; lCD = 1.4 km; lDE = 0.7 km; l = 6.3 km. F = Fd + Fs = 4.46 + 4.9 = 9.36 km2. 1.1.3 Lungimea bazinului hidrografic Lungimea bazinului hidrografic L se defineşte ca fiind distanţa măsurată de la vărsarea cursului principal până la cumpăna apelor (obârşia

cursului). In cazul unor bazine asimetrice sau cu aspect curbat, lungimea bazinului hidrografic este dată de linia mediană a bazinului (locul geometric al punctelor aflate la mijlocul distanţei dintre versanţii opuşi). In cazul bazinului hidrografic din figura 1.1 lungimea este L = 6.5 km. 1.1.4 Lăţimea medie a bazinului hidrografic Lăţimea medie a bazinului hidrografic B se determină prin calcul, ca fiind raportul dintre suprafaţa şi lungimea bazinului: B = F / L (1.2) unde F este suprafaţa bazinului hidrografic şi L este lungimea liniei mediane a bazinului hidrografc (km). Pentru acest bazin obţinem B = 9.36 / 6.5 = 1.44 km. 1.1.5 Forma bazinului hidrografic Geometria suprafeţelor bazinului hidrografic este extrem de variată şi numai cu abateri ar putea fi asimilată cu figuri geometrice cunoscute. a) Coeficientul de dezvoltare al cumpenei bazinului hidrografic Valoarea coeficientului d se obţine ca raportul dintre lungimea cumpenei apelor bazinului dat şi perimetrul unui cerc având o suprafaţă egală cu a bazinului.

𝑑𝑑 =𝐿𝐿𝑐𝑐𝑙𝑙𝑐𝑐

=𝐿𝐿𝑐𝑐

2√𝜋𝜋𝜋𝜋=

212√𝜋𝜋 ∙ 9.36

= 1.936

unde LC este lungimea cumpenei bazinului hidrografic (km) şi lC este perimetrul cercului cu o suprafaâă egală cu suprafaţa bazinului (km). b) Coeficierntul de dezvoltarea al bazinului hidrografic

Coeficientul ϕ este dat de raportul dintre lăţimea medie şi lungimea bazinului sau de raportul dintre suprafaţa bazinului şi suprafaţa pătratului având latura egală cu lungimea bazinului. ϕ = B / L = F / L2 (1.4) ϕ = F / L2 = 9.36 / 6.52 = 0,221 c) Abaterea de la forma circulară Relaţia care dă această abatere de la forma circulară β = 4ΠF / LC (1.5) β = 4 * 3,14 * 9.36 / 21 = 5.60 d) Coeficientul de asimetrie al bazinului hidrografic Modul in care suprafaţa totală a bazinului hidrografic este distribuită pe stânga sau pe dreapta cursului principal determină asimetria. Acest coeficient a este dat de relaţia: a = 2(Fs – Fd ) / (Fs + Fd) = 2((Fs – Fd ) / F (1.6) a = 2(Fs – Fd ) / F = 2(4.9 – 4.46) / 9.36 = 0.094 Deci, pentru acest bazin, se constată o asimetrie de stânga, adică pe dreapta este dispusă cu 9.4 % mai mult din suprafaţa de drenaj decât pe stânga cursului principal. e) Idograma bazinului hidrografic Idograma este o reprezentare grafică prin intermediul căreia este redată variaţia lăţimii bazinului în raport cu lungimea cursului principal de apă. Referindu-se la bazinul hidrografic din figura 1.1 se calculează lăţimile medii ale zonelor direct aferente cursului principal: BBA = FBA / lBA = (F1d + F1s) / lBA = F1 / lBA = 2,6 / 2,5 = 1,04 km

BCB = FCB / lCB = (F3d + F3s) / lCB = F3 / lCB = 4,46 / 1,7 = 2,62 km BDC = FDC / lDC = (F5d + F5s) / lDC = F5 / lDC = 1,5 / 1,4= 1,071 km (1.7) BED = FED / lED = (F7d + F7s) / lED = F7 / lED = 0,8 / 0,7 = 1,14 km În acelaşi sistem de axe, reprezentând grafic în mod adiţional, lăţimile subbazinelor pe lungimile afluenţilor respectivi, rezultă forma idogramei din figura 1.3.

L (km)ABCD FE

B (km)

BFB

BCE

BAB

BCB

BDC

LDC LCB

LEC

LBA

LFB

Figura 1.3. Idograma bazinului hidrografi 1.1.6.Curba hipsometrică şi altitudinea medie a bazinului hidrografic Curba hipsometrică este o reprezentare grafică a repartiţiei suprafeţei bazinului hidrografic pe zone de altitudine cu ajutorul căreia se determină ce procent din suprafaţa bazinului are altitudini superioare acesteia.

Pentru determinarea curbei hipsometrice se ia un sistem de axe rectangular, în care se reprezintă altitudinile pe ordonată şi suprafeţele parţiale f1 dintre curbele de nivel, pe abscisă. Notaţiile folosite în figura 1.1 şe figura 1.4 au următoarea semnificaţie: H1 este cota curbei de nivel de cea mai înaltă altitudine (m); ΔH este echidistanţa curbelor de nivel (m); C1 şi C0 sunt cotele de pe cumpăna apelor, cea mai înaltă, respectiv cea mai joasă (m); fI - suprafeţele parţiale cuprinse între curbele de nivel de ordinul "i", i = 1,2, …, n (km2).

1300

114011601180

1120

13001280

1200122012401260

11001080

100010201040

940960980

1060

900880

800820840860

920

1264

H (m)

f (km²)

Figura 1.4. Curba hipsometrică a bazinului hidrografic Construirea curbei se realizeaă prin reprezentarea perechilor de valori (Hi, Σfi). Altitudinea medie a bazinului hidrografic se calculează după planul de situaţie cu curbe de nivel, considerând că suprafaţa parţială fi,, cuprinsă între curbele de nivel Hi-1 şi Hi are altitudinea medie Hi-1 + Hi / 2. Altitudinea medie a bazinului se obţine ca o medie ponderată:

𝐻𝐻𝑚𝑚𝑚𝑚𝑑𝑑 =∑ 𝑓𝑓𝑖𝑖 ∙ 𝐻𝐻𝑖𝑖𝑛𝑛𝑖𝑖=1𝜋𝜋 [𝑚𝑚] (1.8. )

Dacă egalăm aria cuprinsă între curba hipsometrică şi axele de coordonate, cu aria unui dreptunghi având ca bază suprafaţa bazinului hidrografic, rezultă altitudinea medie a bazinului egală cu înălţimea dreptunghiului. 1.1.7 Panta medie a bazinului hidrografic Panta medie a bazinului hidrografic se determină după planul de situaţie cu curbe de nivel, cu ajutorul relaţiei:

𝐼𝐼𝑚𝑚𝑚𝑚𝑑𝑑 =∆𝐻𝐻∑ 𝑙𝑙𝑐𝑐 𝑛𝑛𝑖𝑖𝑛𝑛 ,𝑖𝑖

𝑛𝑛𝑖𝑖𝜋𝜋 [%] (1.9. )

unde ∑ 𝑙𝑙𝑐𝑐 𝑛𝑛𝑖𝑖𝑛𝑛 ,𝑖𝑖

𝑛𝑛𝑖𝑖 este lungimea totală a celor n curbe de nivel din bazinul

hidrografic considerat. 1.2 Elemente caracteristice ale reţelei hidrografice aferente bazinului hidrografic studiat 1.2.1 Lungimea reţelei hidrografice Lungimea totală a unei reţele hidrografice este formată din lungimea cursului principal Lp şi lungimea afluenţilor li .

𝐿𝐿𝑡𝑡𝑡𝑡𝑡𝑡𝑡𝑡𝑙𝑙 ă = 𝐿𝐿𝑝𝑝 + �𝑙𝑙𝑖𝑖

𝑛𝑛

𝑖𝑖=1

[𝑘𝑘𝑚𝑚] (1.10. )

Lungimea unui curs de apă reprezintă distanţa exprimată în km, măsurată în plan orizontal de la confluenţă spre izvor (figura 1.5).

Figura 1.5. Schema hidrografică a unui curs de apă

km 0km 0.2 km 0.4 km 0.6

izvor

0.2+0.16

0.4+0.1426

km 0.6416

Măsurarea şi kilometrarea se face pe teren şi pe hărţi la scările 1:10.000, 1:25.000, 1:50.000 etc. în funcţie de gradul de precizie dorit. Kilometrul "0" se consideră intersecţia liniei ţărmului cu linia talvegului. Măsurarea pe hărţi se face cu ajutorul curbimetrului sau a compasului cu deschideri egale. 1.2.2 Coeficientul de sinuozitate Acest coeficient notat Ks reprezintă raportul dintre lungimea râului Lr măsurată după toate sinuozităţile lui şi lungimea dreptei l care uneşte extremităţile.

𝐾𝐾𝐾𝐾 =𝐿𝐿𝑟𝑟𝑙𝑙 > 1,0 (1.11. )

La măsurarea pe hartă a lungimilor apar erori datorită faptului că deschiderea compasului influenţează exactitatea măsurătorii. În cazul în care măsurătorile se fac cu acelaşi compas, dar cu două deschideri diferite se poate folosi următoarea relaţie pentru calculul lungimii râului:

𝐿𝐿𝑟𝑟 = �𝑙𝑙1 + (𝑙𝑙1 − 𝑙𝑙2)�𝑑𝑑1

�𝑑𝑑2 − 𝑑𝑑1� ∙ 𝑁𝑁 (1.12. )

unde: Lr - lungimea râului; l1 - lungime rezultată din prima măsurare; l2 - lungimea rezultată din a doua măsurare; d1 - valoarea deschiderii de compas la prima măsurare;

d2 - valoarea deschiderii de compas din a doua măsurare; N - scara hărţii folosite. 1.2.3 Coeficientul de ramificare Acest coeficient, Kr, reprezintă raportul dintre lungimea tuturor ramificaţiilor (l1, l2, …,ln) ale unei reţele hidrografice, inclusiv cursul principal şi lungimea cursului principal şi este dat de relaţia:

𝐾𝐾𝑟𝑟 =𝑙𝑙1 + 𝑙𝑙2 + ⋯+ 𝑙𝑙𝑛𝑛 + 𝐿𝐿𝑝𝑝

𝐿𝐿𝑝𝑝 (1.13. )

Valorile lui Ks şi Kr sunt necesare pentru studii privitoare la evoluţia albiei, calculul volumului lucrărilor de dragare, a lucrărilor de regularizare a cursurilor în vederea măririi capacităţii de transport a acestora, atenuarea undelor de viitură etc. 1.2.4 Densitatea reţelei hidrografice O reţea hidrografică va colecta un volum de apă mai important cu cât va avea mai multe ramificaţii şi cu cât acestea vor fi mai lungi. Densitatea reţelei se stabileşte prin măsurători efectuate pe hartă şi reprezintă raportul dintre lungimea tuturor ramificaţiilor, inclusiv lungimea

𝐷𝐷 =𝑙𝑙1 + 𝑙𝑙2 + ⋯+ 𝑙𝑙𝑛𝑛 + 𝐿𝐿𝑝𝑝

𝜋𝜋 [𝑘𝑘𝑚𝑚/𝑘𝑘𝑚𝑚2] (1.14. )

cursului principal şi suprafaţa care înscrie reţeaua hidrografică respectivă (F). 1.2.5.Profilul longitudinal al reţelei hidrografice Profilul longitudinal este o reprezentare grafică a reţelei hidrografice în plan vertical, întocmită după hărţi cu curbe de nivel sau pe baza unor măsurători hidro-topografice şi exprimă succesiunea cotelor terenului de pe fundul văilor. Profilul conţine pe abscisă lungimea în km, iar pe ordonată altitudinea în metri, a diferitelor puncte caracteristice (figura 1.6).

1000

950

900

800

850

H (m)

0.6416

922.89A

857.4B

0.099

0.543

0.1827

0.36

0.36

0.00

824.9C

750

784.43D

0.660.17790.11L [km]j=? h/lkm

F (900.49)

E (922)

Figura 1.6. Schema profilului longitudinal al unuim râu Se remarcă faptul că valea de ordinul cel mai mare are cote mai mici decât văile adiacente, ceea ce permite alimetarea gravitaţională prin afluul de apă al acestora. Pantele cursurilor de apă cresc de asemenea, o dată cu creşterea altitudinilor. 1.3 Concluzii În cadrul unui bazin hidrografic are loc un proces complex de transformare a unei părţi din precipitaţiile atmosferice din cantităţi de apă care sunt colectate de către reţeaua hidrografică. Epura bazinului hidrografic permite determinarea suprafeţei de bazin hidrografic aferente oricărui profil de închidere situat între izvor şi vărsare, profil în care poate exista un post hidrometric sau se proiectează o lucrare hidrotehnică. Lungimea şi lăţimea medie a unui bazin hidrografic reprezintă două caracteristici foarte importante a căror cunoaştere este necesară la prevederea volumului şi amplitudinilor viiturilor;

Amplitudinea şi desfăşurarea viiturilor este influenţată şi de forma bazinului hidrografic.

Patrat reper Bazin

in plan in teren in plan in teren F [km2] 0,0076 1 0,0223 2,9342 L [km] 0,3476 1 0,7734 2,2250

Suprafete in plan in teren (km2) Lungimi in plan in teren (km)

FABS 0,0037 0,4868 LAB 0,0344 0,0990

FABD 0,0005 0,0658 LBC 0,0635 0,1827

FBCS 0,0010 0,1316 LCD 0,1251 0,3599

FBCD 0,0020 0,2632 LEC 0,0860 0,2474

FCDS 0,0048 0,6316 LFB 0,0530 0,1525

FCDD 0,0023 0,3026

FECS 0,0037 0,4868

FECD 0,0011 0,1447

FEC 0,0048 0,6316 FFB

S 0,0023 0,3026 FFB

D 0,0009 0,1184 FFB 0,0032 0,4211

FbazinS 0,0155 2,0395

FbazinD 0,0068 0,8947

Fbazin 0,0223 2,9342

Latimi medii AB 5,5841 BC 2,1608 CD 2,5958 EC 2,5528 FB 2,7615

Lungime bazin

in plan in teren 0,3674 1,0570

Latime bazin B=F/L

B 2,7761

Coeficient de dezvoltare al cumpenei

d=Lc/lc 0,3664

Coeficient de dezvoltare al

bazinului φ=F/L2 2,6265

Abaterea de la forma circulara β=4πF/Lc

16,5721

Coeficient de asimetrie al bazinului a=2*(Fs-Fd)/F

0,7803

Arii delimitate de curbe nivel

plan teren 1260 0,00000160 0,000210526 1240 0,00001147 0,001509211 1220 0,00002391 0,003146053 1200 0,00003723 0,004898684 1180 0,00007011 0,009225 1160 0,00010595 0,013940789 1140 0,00015054 0,019807895 1120 0,00021414 0,028176316 1100 0,00031944 0,042031579 1080 0,00043891 0,057751316 1060 0,00059656 0,078494737 1040 0,00084607 0,111325000 1020 0,00126277 0,166153947 1000 0,00176780 0,232605263 980 0,00312042 0,410581579 960 0,00451430 0,593986842 940 0,00643694 0,846965789 920 0,00878874 1,156413158 900 0,01063393 1,399201316 880 0,00824665 1,085085526 860 0,00593439 0,780840789 840 0,00387998 0,510523684 820 0,00201364 0,264952632 800 0,00072189 0,094985526

Suprafata intre curbe de

nivel in teren

f0 (1264 - 1260) 0,00000160 f1 (1260 - 1240) 0,0012987 f2 (1240 - 1220) 0,0016368 f3 (1220 - 1200) 0,0017526 f4 (1200 - 1180) 0,0043263 f5 (1180 - 1160) 0,0047158 f6 (1160 - 1140) 0,0058671 f7 (1140 - 1120) 0,0083684 f8 (1220 - 1200) 0,0138553 f9 (1100 - 1080) 0,0157197 f10 (1080 - 1060) 0,0207434 f11 (1060 - 1040) 0,0328303 f12 (1040 - 1020) 0,0548289 f13 (1020 - 1000) 0,0664513 f14 (1000 - 980) 0,1779763 f15 (980 - 960) 0,1834053 f16 (960 - 940) 0,2529789 f17 (940 - 920) 0,3094474 f18 (920 - 900) 0,2427882 f19 (900 - 880) 0,3141158 f20 (880 - 860) 0,3042447 f21 (860 - 840) 0,2703171 f22 (840 - 820) 0,2455711 f23 (820 - 800) 0,1699671

Hmed

Σ(fiHi)/F

830,5618

Imed ΔHΣlc/F Ltotal Lp+Σli

0,1205 1,0414

Ks=Lr/l l 3,1446 0,2040

Kr=(Lp+Σli)/Lp

1,6233

Densitatea retelei

D=(Lp+Σli)/F 0,3549

Lungimile curbelor de

nivel in plan in teren (km)

1260 0,0063022 0,01813061 1240 0,0164097 0,047208516 1220 0,023663 0,06807546 1200 0,0299238 0,086086939 1180 0,040497 0,116504689 1160 0,0498363 0,14337244 1140 0,0591553 0,170182077 1120 0,0708952 0,203956243 1100 0,0854232 0,245751554 1080 0,0997161 0,286870138 1060 0,1129992 0,325083918 1040 0,133802 0,384931013 1020 0,1589834 0,457374684 1000 0,1848415 0,531765075 980 0,6422723 1,847733918 960 0,6367278 1,831783142 940 0,7098014 2,042006387 920 0,7203135 2,072248389 900 0,6535153 1,880078481 880 0,5381256 1,548117319 860 0,4367834 1,256568987 840 0,3448632 0,992126525 820 0,2503077 0,720102704 800 0,138452 0,3983084 Total 17,67436761

Punct Cota curba

nivel inferioara (Cinf)

d1 d e Cota punct (Ci=Cinf+(d1/d)*e)

A 920 0,0011 0,0038 10 922,89 B 850 0,0171 0,0231 10 857,40 C 820 0,0147 0,03 10 824,90 D 780 0,0243 0,0548 10 784,43 E 920 0,0007 0,0035 10 922,00 F 900 0,0006 0,0122 10 900,49

Suprafete despadurite Fd [km2]

Suprafete impadurite Fp [km2]

Suprafata totala F [km2]

plan teren plan teren teren 0,00079922 0,105160526 0,0215 2,8291 2,9342

Coeficient de impadurire Cp=Fp/F

0,964160538

PRECIPITAŢIILE MEDII PE BAZIN PLOI TORENŢIALE

2.1 Distribuţia spaţială a precipitaţiilor Una din problemele principale în hidrologie este evaluarea corectă a cantităţii de precipitaţii care este recepţionată de un bazin hidrografic într-un interval de timp. Într-un bazin hidrografic pot exista un număr insuficient de posturi pluviometrice sau acestea pot fi situate doar în zonele accesibile ale bazinului. În plus, distribuţia precipitaţiei pe suprafaţa unui bazin este foarte diferită de la o zonă la alta. Utilizarea medierii aritmetice în stabilirea cantităţii medii de precipitaţii căzute pe un bazin hidrografic este foarte simplă, dar are o precizie scăzută. Rezultate mai bune ne oferă însă, metoda Thiessen şi metoda izohietelor.

2.1.1 Metoda poligoanelor Thiessen

Zonarea bazinului hidrografic se face ducând mediane de pe dreptele care unesc posturile pluviometrice aflate în bazin sau într-unul vecin. Fiecărui post pluviometric I se atribuie astfel o suprafaţă aferentă, determinată prin planimetrare. Dacă F este suprafaţa bazinului hidrografic, fiecare post pluviometric i căruia i se atribuie suprafaţa Fi, va fi un coeficient de pierdere Ci = Fi / F. Ploaia medie pe bazin va fi egală cu suma ploilor parţiale. Pmed = Σ CiPi (2.1) Tabelul 2.1. Calculul precipitaţiilor medii anuale pe bazin prin metoda poligoanelor Thiessen

Staţia pluviometrică

Suprafaţa Fi [km2]

Coeficientul Thiessen Ci=Fi/F

Ploile înregistrate la postul i Pi [mm]

Ploaia parţială Gi*Pi [mm]

A 40,8 0,258 780 201,24 B 33,5 0,212 740 156,88

C 9,7 0,062 690 42,78 D 10,6 0,067 820 54,94 E 35,0 0,221 880 194,48 F 28,36 0,180 790 142,20 Total

Pentru bazinul hidrografic din figura 1.1 - aplicaţia 1, cu suprafaţa F = 28.2 km2 s-au determinat poligoanele Thiessen aferente posturilor pluviometrice A, B, C, D, E, F cu suprafeţele parţiale date în tabelul 2.1.(fig.2.1). 2.1.2. Metoda izohietelor O izohietă este locul geometric al punctelor pe care cade aceeaşi cantitate de precipitaţii, într-o perioadă dată. Desenarea izohietelor pe un bazin hidrografic se face în funcţie de topografia terenului şi de numărul de staţii pluviometrice existente în bazin (fig.2.2). Pentru obţinerea ploii medii pe bazin se efectuează măsurarea pe un plan a suprafeţelor situate între două curbe izohiete vecine. Calculul urmează etapele următoare: se raportează suprafeţele parţiale cuprinse între două izohiete la suprafaţa totală a bazinului, rezultând un coeficient de pondere Ci; precipitaţia aferentă acelei suprafeţe se obţine prin medierea valorilor de pe izohietele vecine Pi; ploaia medie pe bazin va fi suma ploilor parţiale Ci * Pi. Tabelul 2.2. Calculul precipitaţiilor medii anuale pe bazin prin metoda izohietelor

Înălţimea ploii

[mm]

Suprafaţa Fi [km2]

Coeficient de pondere Ci=Fi/F

[mm]

Ploaia parţială Ci*Pi [mm]

850-900 26,1 0,168 875 147,000 800-850 28 0,179 825 147,675 750-800 48,5 0,309 775 239,475 700-750 36,4 0,233 725 168,925 650-700 11,90 0,077 675 51,975 600-650 5,06 0,034 625 20,000

Total

unde Pk este precipitaţia coresăunzătoare curbei izohiete k.

Figura 2.2. Bazinul hidrografic cu trasarea curbelor izohiete Rezultatele obtinute prin cele trei metode sunt redate in tabelul 2.3. Tabelul 2.3. Precipitaţiile medii anuale pe bazin Media aritmetică Metoda Thiessen Metoda izohietelor

2.2.Validarea datelor cu distribuţie spaţială

Valorile colectate prin diferite metode sunt centralizate în buletine de către observatori de la staţiile pluviometrice sau sunt stocate în bazele de date. Rolul acestor date este de a fi folosite pentrui calcule statistice. Totuşi, înainte de efectuarea unor calcule statistice trebuie făcută o validare a datelor.Populaţiile statistice utilizate pot avea caracter omogen sau neomogen. Cauzele neomogenităţii datelor analizate pot fi datorate: modificării aparaturii de înregistrare; modificarea amplasamentului aparaturii; erorile de aparataj neobservate timp de mai mulţi ani; erorile de citire datorate observărilor etc. 2.2.1 Validarea înregistrărilor privind precipitaţiile În cazul precipitaţiilor, cea mai frecventă validare este efectuată pentru totalurile anuale. Metoda folosită este cea de cumulare a totalurilor şi de comparare a rezultatelor la două posturi pluviometrice. Reprezentarea grafică dă posibilitatea trasării unei drepte de regresie, o modificare a pantei acesteia sugerându-ne faptul că se înregistrează o neomogenitate în seria analizată. 2.2.2 Exemplu de calcul La posturile pluviometrice A, B şi C situate în bazinul hidrografic din figura 2.1 s-au înregistrat, în 19 ani, cantităţile anuale d precipitaţii prezente în tabelul 2.4. Rezultatele cumulării acestor cantităţi de precipitaţii, la fiecare post pluviometric, se reprezintă grafic, două câte două, după care se trasează dreapta de regresie, care va reprezenta o anumită pantă.

Tabelul 2.4. Valorile precipitaţiilor anuale şi a precipitaţiilor cumulate la posturile pluviometrice Anul Procentul

pluviometric A [mm]

Precipitaţii cumulate la postul A [mm]

Postul pluviometric B [mm]

Precipitaţii cumulate la postul B [mm]

Postul pluviometric C [mm]

Precipitaţii cumulate la postul C [mm]

1 2 3 4 5 6 7 1979

760 760 560 560 800 800

1980

700 1460 580 1140 890 1690

1981 800 2260 600 1740 850 2540 1982

780 3040 660 2400 820 3360

1983

750 3790 970 3370 880 4240

1984

700 4490 700 4070 800 5040

1985

650 5140 680 4750 830 5870

1986

760 5900 650 5400 840 6710

1987

810 6710 640 6040 820 7530

1988

800 7310 630 6670 860 8390

1989

770 8080 650 7320 900 9290

1990

780 8860 670 7990 910 10200

1991 920 10680 700 8690 600 10800 1992

890 11470 680 9370 750 11550

1993

960 12330 590 9960 780 12330

1994

1000 13230 610 10570 800 13130

1995

1080 14210 620 11190 820 13950

1996

990 15100 640 11830 820 14770

1997

1110 16110 630 12460 1300 15350

a) Posturile pluviometrice A şi B

Figura. 2.3. Graficul corelaţiei precipitaţiilor anuale la posturile A şi B. Din graficul de mai sus se pot trage următoarele concluzii: între anii 1990 - 1991 drepta de regresie se deplasează spre valori superioare, modificându-şi panta; se obţin două serii neomogene (1979 - 1990 şi 1990 - 1997); valorile încercuite se abat din tendinţa generală putând fi considerate valori excepţionale.

b) Posturile pluviometrice B şi C

Din graficul de mai sus se poate concluziona că seria este omogenă, dreapta de regresie având aproximativ aceeaşi pantă. c) Posturile pluviometrice B şi C

Concluziile care se pot trage sunt asemănătoare primei situaţii. Deplasarea dreptei de regresie se realizează în cazul postului pluviometric A datorită uneia dintre cauzele următoare: modificarea aparatului de înregistrare, modificarea amplasamentului, modificările condiţiilor climatice etc.

2.3.Ploi torenţiale. Curbă de cădere a ploii cu probabilitatea de calcul H = f (T). Stratul de scurgere de pe suprafaţa unui bazin hidrografic 2.3.1 Ploi torenţiale Debitul de calcul al viiturii în reţeaua de scurgere a unui bazin hidrografic necesar pentru dimensionarea lucrărilor hidrotehnice în funcţie de clasa lor de importanţă este dat de ploaia torenţială cu probabilitatea de calcul. Ploile torenţiale sunt ploi foarte puternice, de origine ciclonică în marea lor majoritate, cu o durată mai mică de 24 de ore. O ploaie este considerată torenţială dacă, pentru anumite durate, depăşeşte următoarele valori ale înălţimii, recomndate de Berg (tabelul 2.5).

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 torenţiale au două particularităţi: cu cât durata ploii este mai mare, cu atât intensitatea este mai redusă; ploile torenţiale de mare intensitate nu acoperă decât o suprafaţă foarte redusă a bazinului de recepţie, cel mult de ordinul zecilor de km2. O caracteristică utilă a ploilor torenţiale este intensitatea: i = H / T (mm / min) (2.2) unde: H - înălţimea precipitaţiilor (mm); T - durata precipitaţiilor (min). 2.3.2 Întocmirea curbei de cădere a ploii cu probabilitatea de calculi Curbele intensitate - durată - frecvenţă (I - D - F) exprimă legătura dintre intensitatea şi durata ploilor torenţiale, corespunzătoare unei frcvenţe constante. Frecvenţa este dată de formula: f = n / t (2.3) unde: n - numărul de ploi înregistrate cu aceeaşi intensitate şi durată; t - perioada de înregistrare (ani). Pentru România au fost stabilite relaţiile dintre intensităţile ploilor maxime cu durata de 5 - 1440 minute, care sunt reprezentate în diagramele din figurile 2.7 şi 2.8, pentru următoarele frecvenţe: 1 /20, 1/ 10, 1 / 5, 1 / 3, 1/ 2, 1 / 1, 2 / 1.

Fig.2.7. Diagrama pentru calculul Fig.2.8. Diagrama pentru calculul intensităţii ploii în zona 1 intensităţii ploii în zona 2 Aceste diagrame se aplică pe zone delimitate conform hărţii din figura 2.6. 2.3.3 Determinarea stratului de scurgere de pe suprafaţa unui bazin hidrografici

Determinarea stratului de scurgere constă în scăderea stratului de pierdere din stratul de precipitaţii căzute pe bazin. Pierderile sunt de mai multe categorii: pierderi datorate reţinerii apei în micile depresiuni de pe suprafaţa versanţilor, în iarbă şi în coroanele arborilor notate cu z; acestea sunt considerate ca depinzând puţin de durata şi intensitatea ploilor şi de aceea se consideră aproximativ constante, având valorile medii date în tabelul 2.6. Natura acoperirii terenului z (mm) Asfalt 2 Pavaj cu piatră 6 Fâneaţă, arături 10 Pădure cu fâneaţă 15 Pădure mare şi soluri acoperite cu muşchi 20 pierderi datorate infiltrării apei în sol, care depind de permeabilitatea şi structura terenului, gradul de umiditate al acestuia, durata şi intensitatea ploii. Dependenţa stratului de infiltraţie, funcţie de timp şi de natura terenului se poate determina orientativ din curbele din figura 2.26

pierderi prin evaporaţie care pot fi neglijate deoarece timpul de producere a scurgerii viiturii în cazul ploilor torenţiale este relativ scurt.

Reunind într-un sistem de axe de coordonate de cădere a ploii, curba de infiltraţie şi pierderile z, se poate determina stratul de scurgere pe cale grafică (figura.2.27.).

Urmărind graficul de mai sus se constată că scurgerea nu începe o dată cu căderea ploii ci numai după un interval de timp corespunzător momentului în care intensitatea pierderilor devine egală cu intensitatea ploii (punctul C). Dacă se doreşte determinarea scurgerii la un moment oarecare t grosimea acestui strat va fi: h = H - ΣΔ (2.4) unde: H - coordonata curbei de cădere a ploii; ΣΔ = hI + z - reprezintă ordonata pierderilor. Cunoaşterea stratului de scurgere de pe un bazin hidrografic serveşte la calculul debitului maxim al scurgerii din bazin. 2.4 Exemple de calcul Pentru bazinul hidrografic Bahlui, Iaşi, se utilizează harta cu delimitarea zonelor (figura 2.6.) şi se constată că bazinul hidrografic Bahlui face parte din zona 3. Folosind diagramele stabilite pentru această zonă se extrag intensităţile (mm / min) corespunzătoare timpilor de 10, 20, …., 100 minute pentru frecvenţa 1 /10. Ţinând seama de relaţia H = i * T rezultă înălţimile precipitaţiilor corespunzătoare timpilor respectivi (tabelul 2.7).

T (min) 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 H(mm) 19 28 35.4 40.8 44 46.2 49 50 51.6 53

În continuare se urmăreşte să se determine, utilizând metoda celor mai mici pătrate un polinom de aproximare de gradul trei pentru curba ploii de calcul. Polinomul de aproximare va fi: H(t) = a1t + a3t2 + a4t3 (2.5) Rezultă un sistem de 4 ecuaţii cu patru necunoscute reprezentând coeficienţii a1, a'2, a3 şi a4 din dezvoltarea H(t). Matriceal, sistemul se scrie:

sau:

În urma rezolvării sistemului se obţin soluţiile: a1 = 0.717476 a2 = 0.131897 a3 = - 0.0145681 a4 = - 0.0000597324 Polinomul de aproximare va fi: H(t) = 7.17476 t + 0.0146681 t2 + 0.597324 * 10-4 t3 În figura 2.28 s-au reprezentat grafic funcţia H(t) şi valorile din tabelul 2.7.

Figura 2.28. Curba ploii de calcul Pentru determinarea stratului de scurgere se reunesc pe acelaşi grafic curba de cădere a ploii de calcul; curba de infiltraţie: pierderile z. Din tabelul 2.6 rezultă z = 10 mm pentru fâneţe şi arături Din figura 2.26 se extrage curba de infiltraţie pentru terenuri nisipo-argiloase şi cernoziomuri cu structură bună. Valorile stratului de scurgere corespund timpilor 10, 20, …, 100 min extrase din figura 2.29 şi sunt redate în tabelul 2.8.

2.5 Concluzii Evaluarea corectă a cantităţilor de precipitaţii este importantă pentru determinarea debitelor maxime cu anumite probabilităţi de depăşire; Înregistrarea cantităţilor de precipitaţii în buletinele staţiilor pluviometrice şi funcţionarea aparaturii de înregistrare şi colectare a precipitaţiilor sunt adesea afectate de erori. De aceea, este necesară o verificare şi o validare a valorilor înregistrate înainte de utilizarea lor în proiectarea diferitelor lucrări hidrotehnice. Calculele privind ploile torenţiale abordate în această lucrare au o importanţă mare, fiind utilizate la: lucrările de canalizare pentru evacuarea apelor meteorice din localităţi şi din incinte; lucrări de colectare şi transport a apelor de pe terenuri înalte; lucrări de regularizare a scurgerilor de pe versanţi şi de desecare; lucrări de regularizare a albiilor şi de traversare a cursurilor de apă; studii de sistematizare urbană sau teritorială.

Densitatea

zapezii (dz)

0,4

Strat zapada hz (mm)

hzp 600

hzd 400

Factorul grad-zi in mm/oC 25,03 26,03 27,03

Mp 1 1 1 Md 2,8 3,2 3,4

Tm oC 10 12 14

Te oC 0 0 0

Cedarea din stratul de zapada

haz=[1,1*ki*Cp+1,52*kv*(1+0,3w)+0,0125hp]*(Tm-Te)+1,5

hazp 17,8176

hazd 49,128

ziua 26,03

26,03

zona impadurita zona despadurita

Cp 1 0

kv 0,2 1

ki 0,06 0,06 w 4 4 hp 50 50

Echivalentul in apa al stratului de zapada

27,03 hap 212,1824 had 82,872

Echivalentul de apa din stratul de zapada

mm

hap 240

had 160

Ziua

Mp Md hap had hazp hazd

(mm/oC) (mm/oC) (mm) (mm) (mm) (mm)

25,03 1 2,8 240,00 160,00 10,00 28,00 26,03 1 3,2 230,00 132,00 17,82 49,13 27,03 1 3,4 212,18 82,87 14,00 47,60

Cantitatea totala de apa provenita din

topirea stratului de zapada in perioada 25-27.03

hazp 41,82

hazd 124,73

Volumul total de apa V scurs din bazin

V=hazp*Fp+hazd*Fd [mc]

357259

Modul de reprezentare al nivelurilor Nivelurile cursurilor de apă măsurate prin mire hidrometrice simple sunt înscrise în formulare-tip, iar cele provenite din limnigrafe sunt redate prin reprezentări grafice la scări de la 1:5 la 1:20 numite limnigrafe (variaţia nivelurilor în perioade de o zi, o săptămână sau o jumătate de lună). Aceste date sunt publicate în periodice hidrologice editate la Institutul de meteorologie cares tau la baza stabilirii regimului apelor dintr-un râu, necesită întocmirea unor curbe şi grafice ce sunt prezentate în continuare. 3.1 Hidrograful nivelurilor Prin hidrograful nivelurilor se înţelege reprezentarea grafică în ordine cronologică a nivelurilor măsurate la un post hidrometric, de-a lungul unui interval de timp (o lună, mai multe luni, un an, mai mulţi ani). Pentru exemplificare se prezintă modul de întocmire a hidrografului nivelurilor dintr-un an oarecare. Din anuarul hidrologic au fost extrase pentru râul Bahlui, postul Iaşi, nivelurile înscrise în tabelul 3.1. Nivelurile înregistrate s-au reprezentat grafic într-un sistem de axe rectangular, prin punctele de coordonate (Ti,Hi). Prin unirea acestor puncte s-a obţinut hidrograful. Pentru uşurarea construirii grafului redat în figura 3.1. pe ordonate s-au reprezentat nivelurile medii lunare, iar pe abcisă timpul în luni. În vederea creşterii gradului de precizie se recomandă reprezentarea cronologică a nivelurilor medii zilnice. 3.2 Graficul de frecvenţă şi curba de durată a nivelurilor Pentru construirea graficului de frecvenţă şi a curbei de durată, se procedează astfel:

a) se împarte amplitudinea maximă a nivelurilor din perioada analizată în intervale a căror mărime se alege convenţional (se recomandă 2-20 cm);

b) se determină numărul de zile în care nivelurile s-au menţinut în limitele fiecărui interval (frecvenţa), precum şi numărul de zile în care nivelurile au înregistrat valori superioare (durata). Calculul frecvenţelor şi a duratelor se poate efectua tabelar sau prin procedeul grafic. Folosind nivelurile medii zilnice din tabelul 3.1., se redau frecvenţele şi duratele după formatul de calcul prezentat în tabelul 3.2.a. Aceleaşi rezultate se obţin rin procedeul grafic, pe baza hidrografului nivelurilor (nivelurile medii zilnice din anul respectiv). În continuare, pentru uşurarea reprezentărilor grafice se redă modul de întocmire a graficului de frecvenţă (figura 3.2.a) şi a curbei de durată (figura 3.2.b), folosindu-se hidrograful nivelurilor medii lunare (precizia este mai scăzută faţă de cazul în care s-ar fi folosit hidrograful nivelurilor medii zilnice). 3.3 Concluzii

a)Din analiza hidrografelor nivelurilor la diferite cursuri de apă se observă gradul de neregularitate al nivelului de la an la altul cât şi de la un anotimp la altul. b) Pentru fiecare an se constată o perioadă de niveluri mari (martie-iunie) şi una sau două de niveluri mici (vara şi iarna). Hidrograful nivelului trasat numai pentru perioada de niveluri mari se numeşte şi hidrograf de viitură. c) Principalele valori extreme ale nivelurilor sunt: nivelul maxim annual, minim annual, maxim multianual şi minim multianual. Valoarea medie este dată de nivelul mediu anual sau nivelul mediu multianual, calculate ca medii aritmetice. d) Valorile caracteristice anuale ale nivelurilor pentru un număr suficient de an (peste 20 ani) formează şiruri statistice care constituie baza de calcul a valorilor asigurate şi a generării de noi valori, necesare în dimensiunea construcţiilor hidrotehnice. e) Din graful de frecvenţă rezultă numărul de zile dintr-o perioadă analizată în care s-a observat o anumită mărime a nivelului, sau în care aceasta s-a menţinut într-un anumit interval, iar din curba de durată rezultă numărul de zile în care nivelul a fost egalat sau depăşit. Când valorile obţinute cu ajutorul acestor reprezentări grafice sunt valori asigurate, ele sunt utile în probleme de combatere a inundaţiilor, pentru organizarea navizaţiei etc.

NR. 20 RAUL: BAHLUET S.H.: TG. FRUMOS

DATA I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII 1 135 135 147 132 129 130 124 135 125 130 130 132 2 137 136 140 132 128 126 124 130 125 128 130 132 3 135 136 141 132 129 124 127 129 125 128 130 132 4 131 141 140 132 130 126 129 131 123 129 130 132 5 130 165 135 132 130 130 125 135 123 129 130 132 6 130 173 132 131 131 132 124 133 124 128 130 131 7 130 167 133 131 134 132 124 132 125 128 130 131 8 130 163 139 132 134 132 124 131 125 128 130 130 9 130 150 141 132 130 131 126 131 126 128 131 130

10 130 143 142 133 129 127 125 130 126 128 132 130 11 131 136 139 133 130 125 129 128 125 135 132 130 12 131 132 139 133 129 125 134 126 124 132 132 130 13 132 132 137 139 130 129 136 126 124 128 132 130 14 132 131 144 145 131 132 141 125 125 129 133 130 15 132 131 145 135 133 130 134 125 124 129 143 130 16 133 132 138 133 131 127 131 126 125 130 139 130 17 134 133 140 132 131 126 129 124 130 130 133 130 18 134 134 148 132 133 127 128 122 129 130 132 130 19 135 136 143 132 131 127 139 123 128 130 132 133 20 135 135 138 132 131 127 139 123 128 130 131 132 21 135 132 134 130 130 130 127 121 128 130 130 132 22 133 131 135 130 131 127 126 123 128 130 130 132 23 132 132 133 131 132 128 128 125 128 130 131 129 24 131 137 133 132 134 128 131 124 129 130 132 128 25 132 141 133 132 133 128 131 123 132 130 131 129 26 133 136 132 131 131 126 129 123 132 130 131 130 27 134 141 134 131 129 125 127 127 130 130 132 131 28 135 148 136 131 129 125 126 131 130 130 132 132 29 136 150 136 131 129 124 125 129 130 130 132 132 30 136 133 130 131 124 126 127 132 130 132 132 31 136 132 131 136 124 130 132

MED 133 141 138 132 131 128 129 127 127 130 132 131 MAX 138 180 150 151 136 133 188 137 133 136 146 134 DATA 2 6 1 14 24 8 19 5 25 11 15 19 MIN 130 130 130 130 128 124 122 120 122 128 130 128

DATA 4 21 5 6 1 3 5 18 4 2 1 23

MED.AN 132 MAX.AN 188 / 19.VII MIN.AN 120 /

18.VIII

110 119 119 129 129 139 139 149 149 159 159 169 169 179 179 190

I 0 0 0 31 31 31 31 31 F 0 0 31 0 0 0 0 0 31 D 31 31 0 0 0 0 0 0

II 0 0 0 18 23 25 28 29 F 0 0 18 5 2 3 1 0 29 D 29 29 11 6 4 1 0 0

III 0 0 0 20 31 31 31 31 F 0 0 20 11 0 0 0 0 31 D 31 31 11 0 0 0 0 0

IV 0 0 0 29 30 30 30 30 F 0 0 29 1 0 0 0 0 30 D 30 30 1 0 0 0 0 0

V 0 0 8 31 31 31 31 31 F 0 8 23 0 0 0 0 0 31 D 31 23 0 0 0 0 0 0

VI 0 0 21 30 30 30 30 30 F 0 21 9 0 0 0 0 0 30 D 30 9 0 0 0 0 0 0

VII 0 0 21 30 31 31 31 31 F 0 21 9 1 0 0 0 0 31 D 31 10 1 0 0 0 0 0

VIII 0 0 21 31 31 31 31 31 F 0 21 10 0 0 0 0 0 31 D 31 10 0 0 0 0 0 0

IX 0 0 23 30 30 30 30 30 F 0 23 7 0 0 0 0 0 30 D 30 7 0 0 0 0 0 0

X 0 0 12 31 31 31 31 31 F 0 12 19 0 0 0 0 0 31 D 31 19 0 0 0 0 0 0

XI 0 0 0 29 30 30 30 30 F 0 0 29 1 0 0 0 0 30 D 30 30 1 0 0 0 0 0

XII 0 0 3 31 31 31 31 31 F 0 3 28 0 0 0 0 0 31 D 31 28 0 0 0 0 0 0

Anual F 0 109 232 19 2 3 1 0 366 D 366 257 25 6 4 1 0 0

III

III

IVV

VI

VII

VII

IIX

XX

IX

III

IIII

IIV

VV

IV

IIV

III

IXX

XI

XII

III

III

IVV

VI

VII

VII

IIX

XX

IX

II

Hid

rogr

aful

anu

al a

l niv

elur

ilor m

edii

luna

re p

entru

anu

l 200

4, ra

ul B

ahlu

et, S

.H. T

argu

-Fru

mos

Gra

ficul

de

frec

vent

a pe

ntru

niv

elur

ile m

edii

luna

re

Gra

ficul

de

dura

ta p

entru

niv

elur

ile m

edii

luna

re

III

III

IVV

VI

VII

VII

IIX

XX

IX

II

Hid

rogr

aful

anu

al a

l niv

elur

ilor m

edii

luna

re p

entru

anu

l 200

4, ra

ul B

ahlu

et, S

.H. T

argu

-Fru

mos

Modul de reprezentare al debitelor lichide

Debitele de apă medii zilnice, medii lunare şi anuale, debitele maxime şi minime lunare şi anuale, obţinute prin măsurători efectuate la posturile hidrometrice ale cursurilor de apă, sunt publicate sub forma unor tabele în periodice hidrologice editate de Institutul de meteorologice şi hidrologice. Pentru caracterizarea regimului hidrologic al cursurilor de apă şi pentru multiple determinări din domeniul gospodăririi apelor (exemplu: folosirea capacităţii lacurilor de acumulare) este necesar ca datele hidrometrice, privind aceste debite lichide, să fie prezentate deseori sub forma unor curbe ce vor trebui elaborate în funcţie de problemele care urmează a fi rezolvate. 4.1 Hidrograful debitelor Prin hidrograful debitelor (Q(t)) se înţelege o reprezentare grafică corespondentă hidrografului de nivel, care reprezintă veriaţia debitului în ordine cronologică, la un post hidrometric al unui curs de apă. Intervalele cronologice folosite la întocmirea hidrografelor de debite, depind de gradul de precizie urmărit. Pentru hidrografe din perioada apelor mari, intervalele pot fi de la o oră până la o zi, pentru hidrografe anuale de l săptămână până la o lună etc. Valoarea debitului pentru fiecare interval este media debitelor înregistrate în intervalul considerat. În continuare se prezintă un exemplu de întocmire a hidrografului debitelor pe o perioadă de un an. În tabelul 4.1. sunt redate debitele extrase din anuarul hidrologic pe un an oarecare, pentru râul Bahlui, postul Iaşi. În figura 4.1, se redă hidrograful annual al râului Bahlui la Iaşi cu intervalul cronologic lunar.

4.2 Curba integrală a debitelor afluente Această curbă reprezintă creşterea în raport cu timpul a volumelor de apă afluente care trec ptintr-un profil al unui curs de apă, volume obţinute prin însumarea în timp a debitelor hidrografului respectiv. Curba integrală a debitelor se poate exprima analic prin relaţia: Vt = ∫toQ dt (4.1.) unde: Vt = volumul afluent care a trecut prin profilul studiat din momentul considerat până la timpul “t”. Volumul total scurs până la finele duratei T (durata hidragrfului debitelor) se obţine în mod analog şi anume:

TQdtQVT

t ⋅== ∫0 (4.2) unde:

Q = debitul afluent mediu pe durata T. Calculul volumului afluent se poate efectua şi prin metoda aproximativă de totalizare, împărţind perioada de timp (T) în intervale egale (∆ t), pentru fiecare

interval stabilindu-se debitul mediu afluent ( iQ ) şi înlocuind integrala prin suma volumelor parţiale (ecuaţia integrală transcrisă în diferenţe finite cu pasul (∆ t). Deci se poate scrie

∑∑==

∆=∆⋅=n

ii

n

iT VtQV

11 (4.3.) unde Qi = debitele afluente medii corespunzătoare intervalelor “i”; ∆t = durata unui interval; n = numărul total de intervale în care a fost împărţită durata T; ∆Vi = volumele parţiale corespunzătoare intervalelor “i”. Intervalul ∆t are o durată aleasă în funcţie de gradul de exactitate al calculului dorit, precum şi de perioada de timp în care se modifică debitul cursului de apă. În cazul debitelor aproximativ constante, pentru perioade lungi ∆t poate fi mai mare. Intervalul ∆t se poate admite de 1-10 zile. Pentru exemplificare se prezintă în continuare modul de întocmire a curbei integrale a debitelor afluente pe o perioadă de un an, pentru râul Bahlui, postul Iaşi.

Rezultatele obţinute sunt reprezentate sub forma curbei OBFEA, care este curba integrală a debitelor afluente pe timp de un an (figura 4.2). Ordonata punctului final A al curbei integrale reprezintă volumul total annual VT (m3). Prin împărţirea acestui volum cu numărul de secunde dintr-un an, rezultă valoarea debitului mediu annual:

=

=

QTVQ T

(4.4) Dacă unim originea coordonatelor cu punctul A, rezultă dreapta OA care se face un unghi α0 cu abcisa. Se observă că:

QTVtgm T ==⋅ 0α

(4.5) unde “m” este un coeficient de transformare a dimensiunilor care ţine seama de scara aleasă pentru VT şi T. Pentru un moment oarecare t1, mărimea debitului se poate exprima prin:

1αtgmdtdv

⋅= (4.6)

unde: α1 – este unghiul de înclinare faţă de orizontală al tangentei geometrice duse în punctul (G) de pe curba integrală, corespunzător duratei t1. Pentru stabilirea debitelor afluente în orice moment cu ajutorul curbei integrale se foloseşte scara radială a debitelor care se întocmeşte astfel: Se trasează o verticală printr-un punct oarecare C de pe abscisă (cu cât dorim o reprezentare grafică mai clară cu atât punctul C se ia mai depărtat de origine). Această verticală intersectează dreapta OA în punctul D şi rezultă segmentul CD.

În funcţie de mărime alui Q se împarte verticala în intervale egale prin intermediul unor puncte care unite cu originea dau curbele integrale ale debitelor medii de valori rotunjite (0,1 m3/s – 0,8 m3/s). A rezultat astfel scara radială a debitelor.

Pentru stabilirea debitului afluent Q1 într-un moment oarecare t1, se trasează tangenta geometrică în punctul G al curbei integrale corespunzător

abscisei t1 şi se duce o dreaptă paralelă la această tangentă prin originea sistemului de coordonate, obţinând la intersecţia ei pe scara radială mărimea debitului afluent căutat (0,75 m3/s).

Curba integrală a debitelor afluente poate fi folosită şi în calculul regularizării debitului prin acumulări. Pentru a avea un debit defluent Q constant în tot timpul anului, curba integrală a debitului defluent va fi chiar dreapta OA, pentru că în orice moment vom avea Q = m⋅tg α0.

Diferenţa ordonatelor dintre curba integrală a debitului afluent şi curba integrală a debitului defluent va reprezenta într-un moment dat volumul apei reţinut în lac dacă diferenţa este pozitivă. Dacă diferenţa este zero, adică afluenta este egală cu defluenta inseamnă că în lac nu vor avea loc variaţii de nivel. Când diferenţa este negativă, deci afluenţa mai mică decât defluenţa, atunci pentru satisfacerea defluenţei trebuie să se golească lacul sub nivelul iniţial, din rezerva acumulată până la începutul anului.

Diferenţele ordonatelor din cele două curbe integrale, permit stabilirea în orice moment a volumului apei din bazinul de acumulare şi în cazul existenţei în aceasta a unui volum iniţial, făcând apel la curba caracteristică a acumulării W = f(h) (variaţia volumului acumulării funcţie de înălţime), se poate întocmi graficul de variaţie al nivelului apei în lac, în decursul perioadei perioadei de calcul.

Dacă trasăm o tangentă în partea superioară (prin punctul E) şi alta în partea inferioară (prin punctul F) la curba integrală a afluenţei, tangente paralele cu dreapta OA (curba integrală a defluenţei), diferenţa de ordonate între aceste paralele reprezintă tocmai volumul de apă din lac (W) necesar pentru a avea un debit defluent constant, egal cu Q.

Folosirea curbei integrale a debitelor afluente în sistemul de coordonate rectangulare, este indicată numai pentru studiul acumulărilor cu regularizare anuală.

În cazul regularizărilor multianuale, sistemul de axe rectangular nu mai este comod şi precis şi ca urmare se face apel la sistemul de coordonate cu axe oblice care permite executerea curbei integrale la scară mare pentru volume şi pentru un număr mare de ani.

Pentru întocmirea aceleiaşi curbe integrale din figura 6.2, în sistemul de coordonate oblice, se procedează astfel (figura 4.3). Se roteşte axa absciselor (axa timpului) în jurul punctului O în sensul acelor de ceasornic, până când dreapte OA devine orizontală, păstrând axa volumelor verticală şi unghiului α0 constant. Rezultă astfel axa timpilor fictivi Ot0 care pentru o valoare rotunjită a debitului Q coincide cu noua poziţie a dreptei OA.

Dacă Q nu are valoarea rtunjită, se roteşte pe puţin, dreapta OA mai sus sau mai jos de orizontală, până când axa Ot0 care corespunde unui debit de valoare rotunjită devine orizontală (cazul din figura 4.3).

În sistemul de coordonate oblic, coordonatele unui punct oarecare M se determină astfel: abscisa pe paralela la axa volumelor, iar ordonata pe paralela la axa timpilor reali, în punctul de intersecţie M.

Justificarea acestui sistem de coordonate oblic constă în faptul că prin trasarea curbei integrale a afluenţei se urmăresc numai abaterile acestei curbe de la linia debitului mediu, abateri ce pot fi cuprinse pe planşe în toată lungimea lor.

Scara radială a debitelor în sistemul de coordonate oblic se întocmeşte după aceleaşi principii ca la sistemul rectangular.

Se consideră axa timpilor reali ca axa debitelor nule, iar axa timpilor fictivi ca linia debitului de o valoare constantă rotunjită, cunoscută. Pentru comoditatea citirii această scară poate fi construită şi în afara figurei cu curba integrală, cum s-a procedat în cazul tratat (figura 4.4)

Construirea şi utilizarea curbei integrale a debitelor afluente în sistemul de coordonate oblic se poate aplica şi la studiul regularizării anuale a debitelor. Modul de lucru nu este prezentat deoarece depăşeşte cadrul acestei lucrări.

4.3 Concluzii

a) Hidrograful debitelor lichide măsurate într-o secţiune a unui curs de apă are o importanţă fundamentală fiindcă constituie reperul comparaţiei dintre realitate şi modelarea hidrologică teoretică.

b) Hidrograful debitelor pune în evidenţă anumite mărimi caracteristice de-a lungul perioadei de timp pentru care a fost întocmit. De exemplu un hidrograf anual permite să determinăm următoarele debite caracteristice: debitul maxim anual (Qmed) şi debitul minim anual cu care se pot forma şiruri statistice ce stau la baza calculului debitelor asigurate.

c) Curbele integrale ale debitelor afluente, trasate în sistemul de axe rectangular sau oblic, prezintă o importanţă practică deosebită, servind la stabilirea debitelor afluente în orice moment, precum şi la studiul regularizării debitelor prin acumulări.

d) Studiu regularizării anuale a debitelor se poate efectua cu ajutorul curbei integrale atât în sistemul de axe rectangular cât şi oblic, pe când studiul regularizării multianuale a debitelor numia cu ajutorul curbei integrale în sistemul de coordonate oblic.

e) Pentru uşurarea folosirii curbelor integrale ale debitelor dim ambele sisteme de coordonate, se stabilesc scările radiale respective.

NR. 20 RAUL: BAHLUET S.H.: TG. FRUMOS

DATA I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII

1 0,088 0,079 0,070 0,059 0,124 0,035 0,031 0,032 0,051 0,064 0,062 0,095 2 0,088 0,070 0,065 0,058 0,078 0,043 0,029 0,035 0,056 0,061 0,063 0,093 3 0,088 0,070 0,070 0,057 0,076 0,040 0,026 0,037 0,056 0,059 0,064 0,091 4 0,088 0,070 0,079 0,056 0,076 0,043 0,024 0,040 0,056 0,056 0,065 0,089 5 0,123 0,069 0,088 0,055 0,076 0,045 0,021 0,042 0,050 0,053 0,065 0,087 6 0,109 0,055 0,155 0,054 0,074 0,058 0,019 0,045 0,044 0,051 0,066 0,085 7 0,106 0,054 0,143 0,053 1,181 0,054 0,029 0,045 0,043 0,048 0,067 0,085 8 0,106 0,054 0,112 0,054 0,938 0,050 0,039 0,045 0,034 0,056 0,094 0,086 9 0,096 0,054 0,122 0,055 0,282 0,287 0,049 0,045 0,034 0,064 0,090 0,086

10 0,071 0,054 0,093 0,056 0,178 0,107 0,060 0,046 0,034 0,072 0,085 0,086 11 0,070 0,054 0,066 0,057 0,167 0,089 0,070 0,046 0,039 0,071 0,081 0,086 12 0,070 0,062 0,065 0,058 0,175 0,072 0,080 0,046 0,038 0,070 0,077 0,086 13 0,079 0,079 0,108 0,059 0,116 0,055 0,090 0,046 0,023 0,068 0,072 0,087 14 0,088 0,088 0,092 0,060 0,078 0,037 0,100 0,046 0,030 0,067 0,068 0,087 15 0,088 0,097 0,108 0,060 0,076 0,038 0,089 0,044 0,039 0,066 0,071 0,086 16 0,088 0,096 0,114 0,060 0,070 0,039 0,077 0,044 0,049 0,065 0,074 0,084 17 0,078 0,116 0,126 0,060 0,064 0,040 0,066 0,045 0,045 0,064 0,078 0,083 18 0,056 0,203 0,108 0,060 0,058 0,040 0,054 3,52 0,044 0,062 0,081 0,082 19 0,070 0,281 0,089 0,060 0,054 0,041 0,043 17,9 0,059 0,061 0,084 0,081 20 0,087 0,281 0,071 0,062 0,054 0,042 0,031 23,4 0,104 0,060 0,087 0,080 21 0,088 0,235 0,053 0,064 0,054 0,043 0,020 0,528 0,088 0,059 0,091 0,078 22 0,088 0,211 0,053 0,066 0,055 0,042 0,020 0,242 0,085 0,059 0,093 0,078 23 0,087 1,99 0,054 0,068 0,069 0,041 0,020 0,195 0,083 0,058 0,096 0,078 24 0,070 3,78 0,055 0,070 0,224 0,041 0,020 0,204 0,081 0,058 0,099 0,077 25 0,063 0,478 0,056 0,072 0,395 0,040 0,020 0,136 0,078 0,058 0,102 0,077 26 0,070 0,293 0,056 0,064 0,059 0,039 0,020 0,082 0,076 0,058 0,104 0,076 27 0,062 0,163 0,057 0,067 0,049 0,038 0,020 0,064 0,074 0,059 0,102 0,076 28 0,062 0,085 0,058 0,073 0,044 0,037 0,022 0,057 0,071 0,059 0,100 0,075 29 0,078 0,000 0,059 0,587 0,049 0,036 0,025 0,056 0,069 0,060 0,099 0,075 30 0,080 0,000 0,059 0,400 0,044 0,034 0,027 0,063 0,067 0,061 0,097 0,074 31 0,088 0,000 0,060 0,000 0,034 0,000 0,030 0,056 0,000 0,062 0,000 0,114

MED m 0,083 0,297 0,083 0,087 0,164 0,053 0,041 1,523 0,055 0,061 0,080 0,084 r 2,655

MAX m 0,150 8,64 0,188 1,14 3,54 0,512 0,100 87,8 0,116 0,072 0,104 0,114 r

DATA m 5 23 9 29 7 9 14 20 20 10 26 31 r

MIN m 0,054 0,054 0,053 0,053 0,034 0,034 0,019 0,032 0,020 0,048 0,062 0,074 r

DATA m 18 6 21 7 30 30 6 1 13 7 1 30 r

MED.AN m 0,218 MAX.AN m 87.8 / 20.VIII MIN.AN m 0.019 / 6.VII r r r

RELAŢIA DEBIT-NIVEL (Q = f(H)) Într-o secţiune de scurgere a unui curs de apă, in mod obişnuit, există o legătură directă între niveluri şi debite (odată cu creşterea nivelurilor cresc şi debitele şi invers), denumită în hidrilogie: curba debitelor, cheia debitelor sau cheia limnimetrică. 5.1 Determinarea curbei debitelor Pentru stabilirea acestei curbe este necesar să se facă o serie de măsurători de debite la diferite niveluri în acelaşi profil transversal al unui râu. În practica hidrologică măsurătorile de debite şi de nivele se fac sistematic, de către personalul staţiilor hidrologice, la posturile hidrometrice. Având un număr suficient de debite măsurate la diferite niveluri, curba debitelor se poate determina pe cale grafică sau pe cale analitică. Procedeul grafic constă în reprezentarea punctelor de coordonate (Hi, Qi) într-un sistem de axe rectangular. Printre aceste puncte se trasează curba debitelor ca o curbă optimă, determinată de condiţia de minim a sumei pătratelor erorilor (curba va trece prin mijlocul fâşiei ce încadrează punctele). Pentru exprimarea analitică a curbei debitelor în cazul profilelor transversale stabile cu forme parabolice, trapezoidale sau drepunghiulare se poate utiliza o ecuaţie de forma: Q = Q0 (H + a)n (5.1) unde: Q0 = debitul lichidul la nivelul (H +a) = 1; a = parametru de nivel; n = exponent. Aceşti trei parametri caracterizează din punct de vedere hidrologic profil transversal şi se determină pe baza şirurilor de date hidrometrice măsurate Qi şi Hi procedându-se astfel: - se logeritmează ecuaţia de mai sus, obţinându-se expresia lg Q = lg Q0 + lg (H + a) (5.2) care, în coordonate logaritmice reprezintă o dreaptă; - se dă a valoare parametrul “a” şi se reprezintă grafic perechile de valori lg Qi şi lg (Hi + a); dacă rezultă o dreaptă, atunci valoarea parametrului “a” este

corespunzătoare; în sens contrar se dau dau alte valori lui “a” până este satisfăcută condiţia de liniariatate; - odată stabilit parametrul “a” şi dreapta în coordonate logaritmice (lg Q şi lg (H + a)) se precizează valorile termenului lg Q0, ca fiind ordonata punctului de intersecţie dintre dreaptă şi axa lg (H + a) şi se calculează exponentul “n” ca fiind egal cu tangenta trigonometrică a unghiului format de dreaptă şi axa lg Q. Pentru profilele transversale ale cursurilor de apă îndiguite, sau cu debite în lunci relativ mici faţă de întreaga secţiune de scurgere, ecuaţia debitelor se ia de formă polinomială (în mod normal se alege o funcţie parabolică cu cel mult cinci termeni) adică:

∑=

⋅=n

j

jj HQQ

0 ; j = 0,1,2,3,4 (5.3) Şirul coeficienţilor Qj, j = 1,2,…….. se va determina din condiţia de minim a sumei pătratelor erorilor:

( )( )[ ] min→−∑ ii HfQ (5.4)

unde: Qi = debitele măsurate la nivelurile Hi; f(Hi) = funcţia curbei debitelor care se propune. Exprimarea condiţiei de minim conduce la un sistem de ecuaţii având ca necunoscute parametrii Qj şi anume:

( )[ ] 02=−

∂∂ ∑ hfQQj (5.5)

În condiţii naturale nu există întotdeauna o legătură unică debite şi niveluri într-un profil transversal al unui curs de apă; sunt cazuri când la acelaşi debit al apei se pot înregistra diferite niveluri şi invers. Acest fapt se datoreşte următoarelor cauze: - variaţia pantei hidraulice a curentului de apă (mai mare în perioada de niveluri crescătoare decât în perioade de niveluri descrescătoare), ce se înregistrează la cursurile de apă cu panta longitudinală a suprafeţei libere foarte mic, în acest caz curba debitelor prezintă la partea superioară un efect de histerezis, (figura 5.1); - modificarea secţiunii de curgere în timp prin eroziuni şi depuneri (figura 5.2); în acest caz soluţia constă în stabilirea mai multor curbe de debite; fiecare corespunzând unei stări a albiei; -existenţa podului de gheaţă care opune o rezistenţă hidraulică mai mare mişcării curentului, decât cea a aerului;

0,12

1 <= KQQ

(5.6) unde: Q1 = debitul corespunzător unui nivel H în timpul existenţiei podului de gheaţă; Q2 = debitul corespunzător aceluiaşi nivel fără pod de gheaţă; Valoarea raportului K este dată de expresia:

2/3

1

2 12

1

−⋅=

Aa

CCK

(5.7) unde: C2, C1 = coeficienţii Chézy în situaţia cu pod, respectiv fără; a = grosimea gheţii; A = adâncimea medie a secţiunii curentului; - shimbarea rugozităţii albiilor prin vegetaţie; - formarea remuului provocat de baraje, confluenţe, zăpoare, poduri. 5.2 Extrapolarea curbei debitelor Pentru valori extreme (maxime şi minime), dacă măsurătorile de debit nu s-au putut face pe teren, în special la niveluri maxime, debitul se deduce prin extrapolarea curbei debitelor. Metodele de extrapolare se împart în două categorii: metode hidraulice şi metode hidrometrice. Metodele hidraulice se bazează pe folosirea parametrilor din formula lui Chézy şi sunt: metoda Stewens, metoda Kriţki – Ménkel, metoda Breg-Epstein ş.a. Metodele hidrometrice se bazează pe extinderea curbelor de legătură între elementele hidrometrice considerate şi nivelul apei în râu şi sunt: metoda bazată pe extinderea curbelor A = f(H) (variaţia secţiunii transversale funcţie de nivel) şi V = f(H) (variaţia vitezei medii din secţiune funcţie de nivel), metoda Kravcenko, metoda tangentei ş.a. Metoda Stewens Această metodă este recomandată pentru albii uniforme cu nivel H > 3,5 m , şi destul de late astfel ca raza hidraulică să poată fi asimilată cu adâncimea medie a apei (R ~ Hm).

Se pleacă de la formula de continuitate a debitului: Q = A · V (5.8) unde: A = secţiunea transversală considerată; V = viteza dată de formula lui Chézy

mHICRICV ⋅≈= (5.9)

Deci:

mHIACA ⋅= (5.10)

Se consideră că mărimea IC este constantă de la o anumită valoare a nivelului în sus ( ICK = ). Rezultă:

( )mm HAfHKAQ == (5.11) ca fiind o legătură liniară. Extrapolarea se face astfel: - se trasează cheia debitelor (Q = f(H)) ce urmează a fi extrapolată la partea superioară:;

- pe baza măsurătorilor de debit se determină valorile A mH şi se trasează

dreapta Q = f(A mH ) care se prelungeşte cât dorim; - pe baza măsurătorilor făcute în secţiunea trranversală considerată se trasează

curba A mH = f(H) care se prelungeşte până la valoarea maximă a lui H; - plecând cu acelaşi nivel (H1, H2 …. ) de pe ambele axe de coordonate şi urmărind săgeţile din figura 5.3 rezultă punctele care indică extrapolarea curbei debitelor. Metoda de extrapolare pe baza curbelor: A = f(H) şi V = f(H) Această metodă este recomandată în cazurilr când se dispune de un număr suficient de măsurători în zona nivelurilor mxime. Şi această metodă are la bază tot formula de continuitate a debitului: Q = AV (5.12) unde: A = secţiunea transversală studiată, V = viteza medie în secţiunea respectivă;

Cunoscând curba A = f(H), calculată prin planimetrarea secţiunii transversale la diferite niveluri şi curba V = f(H) obţinută prin măsurarea vitezei medii corespunzătoare diferitelor niveluri, se poate face extrapolarea curbei debitelor astfel: - se trasează curba debitelor Q = f(H) ce urmează a fi extrapolată, curba secţiunilor A = f(H) şi curba vitezelor medii V = f(H); - se prelungeşte curba A = f(H) pe baza planimetrării secţiunii transversale; - se prelungeşte curba V = f(H) ţinând seama de form şi rugozitatea albiei în porţiunea de extrapolat; - plecând de la o serie de niveluri (H1, H2 ……) se stabilesc secţiunile şi vitezele medii corespunzătoare care înmulţite dau debitele ce indică extrapolarea. Trasarea curbei debitelor şi extrapolarea ei folosind metoda Stewens, pentru un exemplu numeric este redată în figura 5.3. 5.3 Concluzii 1. Stabilirea relaţiei debit-nivel este de o însemnătate majoră pentru practică, fiind necesară la rezolvarea a numeroase probleme din domeniul hidrologiei, hidraulicei şi economiei apelor. 2. Cu ajutorul curbei debitelor se poate stabili, cu uşurinţă, ce debit curge prin secţiunea transversală a unui curs de apă numai prin simpla cunoaştere a valorii nivelului apei în secţiunea considerată. 3. La folosirea curbei debitelor se presupune că albia râului este stabilă, nedeformabilă în timp. Deoarece acest lucru nu este posibil în natură, se impune verificarea periodică în funcţie de intensitatea fenomenelor de nocelare care au loc, prin repetarea măsurătorilor de teren, iar când abaterile sunt substanţiale, curba se reface.

HIDROMETRIA VITEZELOR SI A DEBITELOR IN RAURI

6.1 Fundamentarea teoretica

In albiile deschise naturale si artificiale (canale)viteza medie a intregii sectiuni pline rezulta din multimea de viteze punctuale distribuite in tot cuprinsul sectiunii.

Pentru masurarea vitezei locale in cursurile de apa de suprafata se pot folosi:flotorul,batometrul tahimetru,tubul Pitot,sisteme laser si morisca hidrometrica.

Aparatul cel mai utilizat in prezent,pentru masurarea vitezelor locale in rauri,este morisca hidrometrica,datorita preciziei si comoditatii in utilizare.Se pot folosi mai multe tipuri de moristi.Partile componente ale unei moristi hidrometrice sunt:rotorul(elicea),corpul,coada de dirijare si dispozitivul de semnalizare si inregistrare.

Figura 6.1 Schema constructiva a moristii hidrometrice a - schema de detaliu b - schema de ansamblu

Aparatul introdus in curentul de apa transforma prin intermediul elicei,viteza orizontala a firelor de curent in viteza de rotatie.Intre viteza locala v a apei si nr de rotatii n al elicei in unitatea de timp,exista o relatie liniara,care prin tararea moristii in conditii speciale de laborator, este data de formula: v=a+nb unde a si b sunt doua constane ale aparatului. Daca intr-un punct al curentului s-au inregistrat S semnale in timpul cronometrat T,atunci turatia n din ecuatia anterioara este data de formula: n=N(S-1)/T Moristile normale pot inregistra viteze de 0.05÷4,0 m/s,montand una sau alta din cele doua moristi alea aparatului,dupa instructiunile furnizate de constructor. Indiferent de tip, moristile hidrometrice pot fi cu tija sau suspendate. Utilizarea moristilor cu tija se face pana la adancimi ale apei de 3.5m,iar pentru adancimi mai mari se folosesc moristi suspendate.Pentru albii accesibile cu o barca sau de pe o punte,se recurge la morisca cu tija care se introduce in apa vertical.Cand accesul se realizeaza pe bacuri,vase sau poduri,morisca se suspenda de un cablu iar pentru masuratori sistematice de lunga durata se construiesc teleferice cu cabina. Masurarea vitezelor locale se face pe cateva verticale intr-o sectiune transversala a curentului de apa.Nr verticalelor se considera in functie de latimea albiei,recomandandu-se:5verticale pentru latimi sub 100m,7 pentru 100÷300m,9 pentru 300-600m,etc. In ceea ce priveste nr si pozitia punctelor pe o verticala, in mod curent,se fac masuratori in 5 puncte pentru care se indica pozitiile: la suprafata curentului, la 0.2h, la 0.6h, la 0.8h si in apropierea fundului albiei. Datele obtinute permit determinarea vitezei medii pe verticala prin metode analitice si grafo-analitice. Relatiile de calcul pentru obtinerea vitezelor medii pe verticala sunt date in tabelul 6.1 Adancimea[cm] Punctul standard Formula vitezei

medii[m/s] <15 cm - - 15÷20 cm 0.6h vm=v0.6h 20÷40 cm S, f vm=(vs+vf)/2 40÷80 0.2h; 0.6h; 0.8h Vm=(v0.2h+2v0.6h+v0.8

h)/4 >80 cm S; 0.2h; 0.8h; f v=(vs+3v0.2h+3v0.6h+2v

0.8h+vf)/10

6.2 Exemple de calcul La un post hidrometric trebuie efectuata o masuratoare de debit.Determinarea debitului trebuie precedata de o masuratoare de viteze cu ajutorul moristii hidrometrice.

Tabelul 6.2 Elemente ale sectiunii transversale ale raului

6.2.1 Calculul vitezelor medii pentru fiecare verticala In functie de adancimea in dreptul fiecarei verticale si utilizand formulele din tabelul 6.1 se obtin urmatoarele valori pentru vitezele medii pe verticale: VIm=(0.40+0.28)/2=0.34m/s (11.3) VIIm=(0.89+2*0.74+0.65)/4=0.75m/s (11.4) VIIIm=(0.95+2*0.90+0.80)/4=0.88m/s (11.5) VIVm=(1+3*1.05+3*0.98+2*0.85+0.70)/10=0.949m/s (11.6) VVm=(1.08+3*1.15+3*1.05+2*0.90+0.66)/10=1.014m/s (11.7) VVIm=(0.84+3*0.90+3*0.79+2*0.67+0.49)/10=0.764m/s (11.8) VVIIm=(0.50+2*0.45+0.40)/4=0.45m/s (11.9)

6.2.2 Calculul suprafetei medii situate intre verticale si a suprafetei totale a sectiunii udate Pentru calculul acestor suprafete se intocmeste un profil transversal al sectiunii analizate utilizind datele din tabelul 6.2. Suprafetele verticale sectiunii, se determina cu ajutorul acestui profil transversal utilizind formule geometrice pentru arii si anume : AMS-I=0.25*2*0.5=0.25m2 (6.10) AI-II=[(0.25+0.54)/2]*4=1.58m2 (6.11) AII-III=[(0.54+0.72)/2]*5=3.20m2 (6.12) AIII-IV=[(0.72+0.90)/2]*6=4.68m2 (6.13)

Figura 6.2 Profilul transversal al albiei AIV-V=[(0.90+0.94)/2]*5=4.60m2 (6.14) AV-VI=[(0.94+0.84)/2]*3=2.67m2 (6.15) AVI-VII=[(0.84+0.38)/2]*2=1.22m2 (6.16) AVII-MD=0.5*2*0.38=0.38m2 (6.17)

ATOTALA=ΣA=0.25+1.58+3.20+4.86+4.60+2.67+1.22+0.38=18.86m2 (6.18) 6.2.3 Calculul debitelor partiale care se scurg intre verticale

Figura 6.3 Hodograful vitezelor Debitele partiale dintre verticale se obtin inmultind suprafetele dintre aceste verticale cu viteza medie pe acea portiune din sectiune. ∆QMS-I=0.0858*2/2=0.085m3/s (6.19) ∆QI-II=[(0.085+0.405)/2]*4=0.98m3/s (6.20) ∆QII-III=[(0.405+0.6336)/2]*5=2.5965m3/s (6.21) ∆QIII-IV=[(0.6336+0.8541)/2]*6=4.4631m3/s (6.22) ∆QIV-V=[(0.8541+0.9531)/2]*5=4.518m3/s (6.23) ∆QV-VI=[(0.9531+0.641)/2]*3=2.39115m3/s (6.24)

∆QVI-VII=[(0.641+0.171)/2]*2=0.812m3/s (6.25) ∆QVII-MD=0.171*2/2=0.171m3/s (6.26) ∆QTOTAL=Σ∆Qi-j=16.01675m3/s (6.27)

Figura 6.4 Curba debitelor unitare Calculul debitului in perioada de ape mari Pentru perioadele cu ape mari se poate utiliza formula lui Chezy: Q=AC√RI=A*1/n*R2/3I1/2 unde: n este rugozitatea albiei A aria sectiunii transversale I panta suprafetei apei R raza hidraulica Raza hidraulica se calculeaza utilizand formula R=A/P unde P este perimetrul udat.

6.3.1. Calculul debitelor scurse prin albia minora in timpul apelor mari Elementele care intra in formula lui Chezy sunt urmatoarele: Perimetrul udat calculat aplicand teorema lui Pitagora(intre doua verticale succesive)cunoscand adancimile apei pe cele 6 verticale si distantele dintre verticale ________ ________ ________ ________ Pm = √(22+0.252) + √(42+0.292) + √(52+0.182) + √(62+0.182) + √(52+0.042) + √(32+0.102) + √(22+0.502) + √(42+0.382) = 31.1133 m (6.49) Raza hidraulica la nivelul apei H0 Rm=Am/Pm=18.86/31.1133=0.606 m (6.50) Rugozitatea albiei minore calculata din formula lui Chezy: n = (Am*R2/3m*I1/2)/Q=[18.66*0.6062/3*√(5*10-4)]/15.6731=0.01926 (6.51) Aria albiei minore Av la ape mari Av=Am+∆H*B=18.86+0.56*29=35.1 m2 (6.52) Raza hidraulica Rv a albiei minore pentru nivelul apei Hv Rv=Av/Pm=35.10/31.1133=1.28 m (6.53) Debitul scurs prin albia minora Qm comform formulei lui Chezy: Qm=1/n*Av*R2/3v√I=1/0.01926*35.1*1.1282/3*√(5*10-4)=44.158m3/s (6.54)

6.3.2. Calculul debitelor scurse prin albia majora stanga Aria sectiunii de scurgere

Ast=∆H/2*Lst=0.56/2*150=42m2 (6.55) Perimetrul udat

Pst=√(∆H2+L2st)=√22500.3136=150.00104m (6.56) Raza hidraulica

Rst=Ast/Pst=42/150.00104=0.279m (6.57) Rugozitatea se considera ca avand valoarea n=0.076 Debitul scurs prin albia majora stanga este Qst=1/n*Ast*R2/3st*√I=1/0.076*42*0.2792/3*√(5*10-4)=5.276m3/s (6.58) 6.4 Trasarea cheii limnimtrice 6.4.1 Calculul debitului raului pentru un nivel oarecare Calculul se efectueaza in succesiunea urmatoare: Calculul perimetrului udat P1=√(52+0.182)+√(62+0.182)+√(52+0.042)+√(32+0.12)+|√(1.22+0.32)=20.2446m (6.59) Calculul sectiunii de curgere A1 = 0.5*5*(0.72-0.54) + 0.5[(0.72-0.54) + (0.9-0.54)]*6 + 0.5[(0.94-0.54) + (0.9-o.54)]*5 + 0.5[(0.94-0.54) + (o.84-0.54)]*3 + 0.5(0.84-0.54)*1.2= 5.2 m2 (6.60)

Calculul razei hidraulice

R1=A1/P1=5.20/20.2446=0.2568m (6.61) Calculul debitului raului corespunzator nivelului H1 Q1 = 1 / n*A1*R2/31√I = 1/0.01926*5.2*0.25682/3*√(5*10-4) = 2.4389m3\s (6.62) In tabel sunt prezentate valorile necesare trasarii cheii limnimetrice H1 = 10.54 m H0 = 0.94 m HV = 1,5 m Q1 = 2.4389 m3/s Q0 = 15.6731 m3/s QV = 50.4523 m3/s Tabelul 6.4 Perechile de valori necesare trasarii cheii limnimetrice

Figura 6.6 Cheia limnimetrica Q = f (H) Concluzii

Stabilirea vitezei de curgere a apei printr-o sectiune transversala a unui rau este prima etapa in determinarea debitului lichid care tranziteaza aceasta sectiune.Masurarea punctuala a adancimii apei ajuta la trasarea sectiunii transversale si la determinarea sectiunii udate.Produsul dintre sctiunea udata si viteza medie pe sectiune determina debitului scurs prin sectiune.Debitele lichide

masurate corespund unui nivel citit la mira hidrometrica.Perechile de valori debit-nivel sunt utilizate la trasarea cheilor limnimetrice cu ajutorul carora se poate afla in orice moment debitul cunoscand nivelul.

HIDROMETRIA DEBITELOR SOLIDE

Abordarea teoretica a transportului de aluviuni de catre cursurile de apa are

o valabilitate redusa. Aceste lipsuri pot fi inlocuite prin efectuarea de masuratori directe, separat pentru aluviuni de fund (tarate) si pentru aluviuni in suspensie. In paralel cu masuratori de debit solid se pot face si masuratori privind morfologia albiei, granulozitatea aluviunilor sedimentate si a celor in miscare si ale altor elemente cuprinse in diverse formule de calcul. Debitul solid tarat si debitul solid in suspensie se raporteaza intotdeauna la debitul lichid si la nivelul apei din rau din momentul efectuarii masuratorii. 7.1. Debitul solid in suspensie

Aparatele folosite pentru masurarea cantitatii de aluviuni in suspensie transportate de cursurile de apa, se numesc batometre. Cantitatea de apa necesara a fi recoltata depinde de turbiditatea apei. La turbiditati foarte ridicate (5÷10 g/J)se recolteaza probe de 0,5 l,. iar la turbiditati foarte mici (sub 0,01÷0,02 g/1) se recolteaza probe de apa de 2 ÷ 5 l. . Determinarea debitului solid al aluviunilor in suspensie se obtine prin masuratori simultane, de viteza a apei si a concentratiei aluviunilor, intr-un numar de puncte ale sectiunii de curgere a raului. Dintre tipurile de batometre utilizate se prezintii. in figura 7.1 batometrul Jukovski-Kolle. Aparatul consta dintr-un recipient metalic de forma cilindrica, cu axul orizontal, prevazut cu clapete la cele doua capete in pozitie inchisa prin resorturi. Batometrul este scufundat la adancimea necesara, prin tije avand cele doua c1apete desehise prin cablurile actionate de operator de la suprafa curentului de apa. Dupa umplerea cu apa a recipientului si uniformizarea curentului, se inchid brusc clapetele prin eliberarea celor doua cabluri. Din continutul batometrului se separa partea solida plin operatii de filtrare sau de centrifugare, dupa care suspensiile se usuca si se cantaresc si prin rapoartele la volumul total al probei W [cm3] se exprima concentratia aluviunilor in suspensie prin relatia:

[ ]36 /10 cmgwp

=ρ

Concentratia de aluviuni in suspensie variaza in sectiunea transversala a unui curent de apa asa cum se arata in figura 7.2. Cantitatea de aluviuni in suspensie este maxima la fundul albiei si descreste spre suprafata curentului de apa unde este minima si de asemenea se inregistreaza valori mai mari in firul curentului fata de celelalte zone din sectiune.

Figura 7.1: Batometru pentru aluviuni in suspensie

Figura 7.2: Diagrama debitului de aluviuni in suspensie

Daca se noteaza cu ρ concentratia medie a aluviunilor in suspensie de pe o

vericala cu vmed viteza medie pe vertica1a, cu h adancimea apei in dreptul verticalei si cu I semisuma distantelor dintre verticalele considerate intr-o sectiune a albiei, debitul total de aluviuni in suspensie pentru un anumit nivel al apei se poale exprima prin:

Qs=0.5 [hl vmedPII, +( hi Vmcdl 1ρ + h2 vmed2 2ρ ) l2 +...+ hn vmed,n nρ ln+1]

La cursurile de apa importante, cu adancimi mari, pentru deteeminarea conceratratiei de aluviuni, se recomanda utilizarea instalatiei alcatuita dintr-o priza de apa montata la capatul unei conducte flexibile, prin care se extrag probe de apa cu ajutorul unei pompe fixate la bordul unei ambarcatiuni. , . " Calculul debitului solid in suspensie In punetele in care se fac masuratori de viteza se fac si colectari de probe de apa tulbure cu care se fac determinari ale concentratiei de aluviunl prin filtrare si cantirire.

[ ]lgwp /=ρ

Intr-o sectiune transversala a unui rau putem avea umatoarele tipuri de masuratori: -complete care se fac in toate verticalele de viteza in toate punctele standard in care s-au masurat vitezele; - la 0,6 h, in toate venicalele de viteze; - la suprafata; - simple, doar in anumite puncte si anumite verticale. Metodele de calcul ale debitului solid in suspensie sunt:

a) Metoda analitica care presupune calculul debitelor partiale de aluviuni in

suspensie iR∆ si insumarea lor pe intreaga sectiune:

ij

n

i

iin

ii ARR ∑∑

=

+

=

+=∆=

1

1

1 2αα

unde: Aij este suprafa partiala cuprinsa intre doua verticale vecine de prelevare a probelor;

iα si 1+iα sunt debitele de aluviuni in suspensie, unitare medii pe venicalele respective, acestea calculandu-se cu formule asemanatoare cu cele, folosite la calculul vitezelor medii pe verticala pe baza punctelor standard. De exemplu pentru o verticala in care s-au masurat debite de aluviuni in suspensie in cinci puncte(la suprafata, 0,2h; 0,6 h;0,8h si la fundul albiei) se foloseste fonnula:

( )ffhhhkhhss vvvvv ρρρρρα ++++= 8.08.06.06.02.02.0 233 unde:

wp

=ρeste concenratia de aluviuni in suspensie determinata prin filtrare si

cantarire [g/l]; vi este viteza medie in punctul de masurare [m/s].

b) Metoda grafomecanica - consta in trasarea curbei de variatie a debitelor unitare medii de aluviuni in suspensie si planimetrarea suprafetei cuprinse intre aceasta curba si linia apei corespunzatoare nivelului de calcul.

c) Metoda grafoanalitica - consta in determinarea suprafetei determinate ca la metoda grafomecanica si calculul acesteia tinand seama de figurile geometrice formate intre verticalele de masurare. 7.2. Debitul solid tarat

Pietrisurile si nisipurile misate de curentul de apa pe fundul albiei se pot masura sub forma debitului solid de fund prin insumarea unor debite elementare gf care reprezinta cantitatea de aluviuni tarate ce trece in unitatea de timp prin latimea partiala b si se calculeaz1a cu formula:

[ ]smgtbPg f ⋅⋅

= /100

unde: Peste greutatea in g a aluviunilor care trec prin latimea b [cm], in timpul t [s].

Figura 7.3: Masurarea debitului solid tarat Daca se notam cu l1, l2, …,1n+1 distantele dintre Vemcmete care trecprin mijlocul fasiilor b, atunci debitul solid tarat total Gr se poatae calcula cu relatia: Gr= 0,5 [g1l1+(g1+g2)l2 +...+ gnln+1] Suma distantelor l1,12, ...,ln+1 formeaza latimea activa B de circulatie a aluviunilor tarate, iar prin latimea partiala b se intelege latimea aparatului utilizat. Batometrele sunt folosite pentru colectarea aluviunilor tarate si sunt construite astfel incat sa nu perturbe regimul de curgere al curentului de apa.

Cel mai simplu batometru se prezinta sub forma unei cutii din plasa de sarma cu ochiuri mici, avand partea anterioara desehisa pe o latime b, fixate pe patul albiei printr-o bara metalica (figura 7.4)

Figura 7.4 Batometru plasa

Pentru masurare se inregistreaza prin cronometrare intervalul de timp t in minute cat batimetrul a ramas pe fundul albiei, iar dupa extragerea aparatului din apa se descarca continutul de aluviuni si se cantarese. Ptmtru determinarea compozitiei granulometrice a aluviunilor tarate se fac probe de cernere a materialului retinut in batometru.

La cursurile de apa mici masurarea debitului aluviunilor tarate se poate face si prin practicarea unui sant, cu dimensiuni cunoscute, asezat perpendicular pe albie. Determinarea aluviunilor tarate captate de sant se efectueaza prin ridicari hidrografice succesive ale configuratiei santului. Calculul debitului solid tirat Aluviunile tarate sunt cele transportate de rauri pe fundul albiei si au o compozitie granulometrica mai mare decat cele in suspensie. Calculul debitului solid tarat se face prin urmatoarele metode:

a) Metoda analiticia - presupune insumarea aluviunilor tarate partiale (debitul care trece prin doua sectiuni verticale) pe intreaga sectiune.

i

n

i

iin

ii l

ggGG ∑∑

=

+

=

+=∆=

1

1

1 2 unde: gi si gi+1 sunt debite partiale tarate transportate de rau in verticala i, pe latimea b a batometrului[g/m s; li este distanta dintre varticalele i si i+1.

b) Metoda garfomecanica, consta in trasarea curbei de variatie a debitelor elementare tarate si planimetrarea suprafetei cuprinse intre aceasta curba si linia apei corespunzatoare nivelului de calcul. c) Metoda grafoanalitica, consta in trasarea curbei de variatie a debitelor elementare tarate si calculul suprafetelor cuprinse intre aceasta curba si linia apei aplicand formula: (figura 7.6)

Figura 7.5 Graficul variatiei debitului solid tarat prin metoda grafomecanica

Figura 7.6: Graficul variatiei debitului solid tarat prin metoda grafoanalitica

Calclul debitelor solide cu ajutorul unor formule este insufficient alucidat datorita unor factori necunoscuti. Pentru inlaturarea acestor lacune apare necesitatea efectuarii unor masuratori directe atat pentru aluvinile in suspensie cat si pentru aluviunile tarate. Cunoasterea scurgerii solide prezinta interes in proiectarea si exploatarea unor importante lucrari hidrotehnice asupra carora are effect defavorabil. Pe de alta parte, aluviunile sub forma de nisip, pietris si prundis pot fi utilizate ca agregate pentru betoane daca exploatarea si sortarea lor este economica.