HIDROLÓGIA-HIDRAULIKA

 

 

 

Egyetemi jegyzet

 

 

 

 

 

Írták:    Dr. Szlávik lajos

Sziebert János

Zellei László

 

 

Lektorálta: Dr. Nováky Béla

 

 

 

 

 

Készült az FVM Vízgazdálkodási Önálló Osztály megbízásából a Mezőgazdasági vízgazdálkodás szakirányú továbbképzéshez a Szent István Egyetem Mezőgazdaság- és Környezettudományi Kara részére.

 

 

 

 

 

A jegyzetsorozatot szerkesztette: Dr. Szlávik Lajos

 

 

 

 

 

 

 

 

 

2002


 

TARTALOMJEGYZÉK

 

 

Hidrológia - HIDRAULIKA.............................................................................................................................................. 7

1. Hidrológia....................................................................................................................................................................... 8

1.1. A hidrológiai körfolyamat.. 11

1.1.1. A víz természetes körforgalma. 11

1.1.2. A víz mesterséges körforgalma. 11

1.1.3. A vízháztartási mérleg. 12

1.2. A csapadék.. 15

1.2.1 A csapadék keletkezése és fajtái 15

1.2.2 A csapadék területi eloszlása. 16

1.2.3 A csapadék időbeli eloszlása. 17

1.2.4 A hótakaró felhalmozódása és olvadása. 17

1.2.5. Csapadék mérések és feldolgozásuk. 17

1.2.5.1. Mérőberendezések. 18

1.2.5.2. A csapadékmérés hibaforrásai 18

1.2.5.3. Az inhomogén csapadékadatok egyneművé tétele. 19

1.2.5.4. A hiányzó adatok pótlása. 20

1.2.5.5. A területi csapadékátlag. 21

1.2.5.6. Csapadék gyakorisági vizsgálatok. 22

1.2.6. Különleges csapadékmérések. 25

1.2.7. Hómérések. 25

1.2.8. A csapadék számítása. 26

1.2.8.1. A 10 ‑ 180 perces rövididejű csapadék intenzitásának meghatározása. 26

1.2.8.2. A  3 ‑ 24 órás mértékadó csapadékmagasság meghatározása. 27

1.2.8.3. Az 1 ‑ 6 napos mértékadó csapadék intenzitása. 28

1.3. A párolgás.. 36

1.3.1. A vízfelületek párolgása. 36

1.3.2 A szárazföldi területek párolgása. 37

1.3.2.1. A talaj párolgása. 37

1.3.2.2. A növényzet párologtatása. 38

1.3.3. A lehetséges párolgás. 39

1.3.4. A párolgás területi eloszlása. 39

1.3.5. A párolgás időbeni eloszlása. 39

1.3.6. Párolgásmérések. 40

1.3.6.1. A vízfelületek párolgásának mérése. 40

1.3.6.2. Átszámítás a természetes vízfelületekre. 41

1.3.6.3. A növényzettel borított vízfelületek párolgásának mérése. 42

1.3.6.4. A talaj párolgásának és a növényzet párologtatásának mérése. 42

1.3.6.5. A lehetséges párolgás mérése. 43

1.3.6.5. A térszín természetes párolgásának mérése. 43

1.4. A beszivárgás.. 45

1.4.1. A talajban lévő vízféleségek. 45

1.4.2. A beszivárgás folyamata. 46

1.4.2.1. A beszivárgási görbe. 47

1.4.2.2. A beszivárgási görbe számítása – Horton és Philip módszere. 47

1.4.3. A beszivárgás mérése. 48

1.4.3.1. Müntz-Laine készülék. 48

1.4.3.2. Kazó-féle készülék. 49

1.4.3.3. A beszivárgási parcella. 50

1.4.4. Az egyensúlyi talajvízszint 52

1.5. Felszín alatti vizek.. 54

1.5.1. A talajvíz. 54

1.5.2. A karsztvíz. 55

1.5.3. A mélységi vízek. 59

1.6. Az összegyülekezés folyamata.. 63

1.6.1. A felszíni lefolyás. 63

1.6.1.1. A terepi lefolyás. 65

1.6.1.2. A mederbeni lefolyás. 65

1.6.2. A vízgyűjtő karakterisztika. 65

1.6.3. A lefolyási tényező. 67

1.6.4. A fajlagos lefolyás. 68

1.6.5. A felszín alatti lefolyás. 69

1.7. A lefolyás mennyiségi jellemzői 71

1.7.1. A vízállás és mérése. 71

1.7.2. A hiányzó adatok pótlása. A mércekapcsolati vonal. 75

1.7.3. A vízhozam és mérése. 76

1.7.3.1. Vízhozammérés köbözéssel 77

1.7.3.2. Vízhozammérés hordozható mérőbukóval 78

1.7.3.3. Vízhozammérés jelzőanyaggal 79

1.7.3.4. Vízhozammérés úszóval 83

1.7.3.5. Vízhozammérés sebességmérő szárnnyal 83

1.7.3.6. Ultrahangos vízhozammérés. 94

1.7.4. A vízhozamgörbe. 96

1.7.4.1. Vízhozamgörbe előállítása. 97

1.7.4.2. Az árvízi hurokgörbe. 100

1.7.5. A vízhozamgörbe extrapolációja. 103

1.7.6. A jellemző vízállások és vízhozamok, a mederteltségi százalék. 103

1.7.7. Gyakoriság és tartósság. 103

1.7.8. A tartóssági felület 103

1.7.9. Az előfordulási valószínűség fogalma. 103

1.7.9.1. A sűrűségfüggvény. 103

1.7.9.2. Az eloszlásfüggvény. 103

1.7.9.3. Az empirikus eloszlásfüggvény. 103

1.7.10. A jellemző vízállások és vízhozamok előfordulási valószínűségének meghatározása. 103

1.7.11. Kisvízfolyások árvízi mértékadó vízhozamának számítása. 103

1.7.11.1. A Csermák-képlet 104

1.7.11.2. A Kollár-féle VIZITERV segédlet 105

1.7.11.3. A racionális módszer 108

1.7.11.4. Mértékadó árhullám meghatározása árvízi paraméter segítségével 109

1.7.11.5. Az egységárhullámkép. 112

1.8. A síkvidéki összegyülekezés folyamata.. 117

1.8.1. A talajvízszint észlelése. 117

1.8.2. A talajvíz áramlása. 119

1.8.3. A talajvíz járás jellemzése. 121

1.8.4. Síkvidéki vízrendszerek vízháztartási viszonyainak előrejelzése. 121

1.8.5. Aszály előrejelzés, (PAI) előállítása, értékelése, 121

1.8.5.1. Alkalmazási példa a PAI index előállítására és használatára: 122

1.8.6. Belvíz előrejelzés, (PBI) előállítása, értékelése, 123

1.8.6.1. Alkalmazási példa a PBI index előállítására és használatára: 123

1.8.7. Tervezési mértékadó vízhozamok meghatározása. 124

1.8.7.1. A fajlagos vízhozam meghatározása tapasztalati adatok alapján. 125

1.8.7.1. Becslésen alapuló módszer 126

1.8.7.2. A fajlagos belvízhozam számítása az összegyülekezési idő alapján. 126

1.9. A víztározás hidrológiája.. 128

1.9.1. A tározók domborzati jelleggörbéi 130

1.9.2. Vízhasznosítási tározók méretezése. 131

1.9.2.1. A vízhozam összegző módszer 132

1.9.2.2. A tározó teljesítőképességi görbe. 135

 

2. HidrAULIKA.................................................................................................................................................................... 136

2.1. Bevezetés.. 137

2.2. Folyadékok fizikai tulajdonságai 138

2.2.1. A sűrűség. 138

2.2.1.1. A sűrűség változása nyomás hatására. 139

2.2.1.2. A sűrűség változása hőmérséklet változás hatására. 140

2.2.2. Belső súrlódás, viszkozitás. 142

2.2.3. Molekuláris erőhatások, a folyadékok felületi feszültsége. 143

2.2.4. A víz halmazállapotai 145

2.3. Hidrosztatika.. 146

2.3.1. Az ideális folyadék. 146

2.3.3. A hidrosztatika első alaptétele. 146

2.3.4. A hidrosztatika második alaptétele. 146

2.3.5. A hidrosztatika Euler-féle alapegyenlete. 148

2.3.6. A hidrosztatika törvényeinek további alkalmazásai 151

2.3.7. Vízépítési szerkezetekre ható, folyadéknyomásból származó erők számítása. 154

2.3.7.1. Általános helyzetű, körülhatárolt  sík felületre ható nyomóerő meghatározása. 155

2.3.7.2. A folyadéknyomás ábrázolása. 156

2.3.7.3. A vízszintes és függőleges komponens ábrák előállítása és használata. 160

2.3.7.4. Felhajtóerő, úszás. 161

2.4. Csővezetéki vízmozgások.. 163

2.4.1. Magányos csőszál vizsgálata. 163

2.4.1.1. Folyadékmozgások energia viszonyainak vizsgálata. 163

2.4.2. Hidraulikai jellemzők számítása elemi csőszálon. 166

2.4.2.1. Nyomások és/vagy szintek számítása. 167

2.4.2.2. Vízhozam számítás. 168

2.4.2.3. Csőméretezés. 168

2.4.2.4. Egyszerűsített veszteségszámítás. 169

2.4.2.5. Párhuzamosan kapcsolt vezetékek számítása. 170

2.4.2.6. Hossz-mentén megoszló vízkivétellel terhelt csőszakasz számítása. 171

2.4.2.7. Szakaszosan koncentrált vízkivétellel terhelt csővezeték. 173

2.4.3. Csőhálózatok számítása. 174

2.4.3.1. Elágazó csőhálózatok számítása. 175

2.4.3.2. Körhálózatok vizsgálata. 178

2.4.4. Csővezetéki számítások alkalmazásai 181

2.4.4.1. Csőáteresz számítása. 181

2.4.4.2. Szivornya vízszállítása. 183

2.5. Nyílt medrek vízszállítása.. 185

2.5.1. Permanens fokozatosan változó vízmozgás. 185

2.5.2. A szelvény energiája. 188

2.5.3. Nyíltfelszínű vízmozgások osztályozása. 191

2.5.4. A permanens egyenletes vízmozgás vizsgálata. 192

2.5.4.1. A sebességi tényező. 193

2.5.4.2. A parti vegetáció hatása a sebességi tényezőre. 194

2.5.4.3. A vízinövényzet hatása a sebességi tényezőre. 195

2.5.4.4. A Duna-völgyi főcsatorna vizsgálati eredményei 200

2.5.4.5. A szelvényen belül változó simaság kezelése. 201

2.5.4.6. A szelvény alak kezelése. 202

2.5.4.7. A Chezy-képlet alkalmazásai 203

2.5.5. Permanens fokozatosan változó vízmozgás felszíngörbéjének számítása. 206

2.5.5.1. Energia egyenleten alapuló eljárás. 206

2.5.5.2. Szelvény fajlagos energia lépcső módszer 207

2.6. Permanens, hirtelen változó vízmozgások.. 212

2.6.1. Mérőbukók. 213

2.6.1.1. Thomson bukó. 214

2.6.1.2. Chipoletti bukó. 214

2.6.1.3. Bazin bukó. 215

2.6.1.4. Poncelet bukó. 215

2.6.2. Kifolyás nyíláson. 215

2.6.3. Zsiliptábla alatti átfolyás. 216

 


1.1. A hidrológiai körfolyamat

1.1.1. A víz természetes körforgalma

A víz természetes körforgalma, vagyis a víznek a napsugárzás és nehézségi erő hatására létrejövő, állandó állapot és helyváltoztatása nem más, mint a légkörben (atmoszférában), az óceánokban és a szárazföldeken (beleértve a felszín alattiakat is) található, legkülönbözőbb megjelenési formájú vizek közötti kölcsönhatások rendszere.

A víz Földünkön a legnagyobb mennyiségben, összefüggő tömegben a világtengerekben van jelen. A legtöbb víz ugyancsak a világtengerekből a napsugárzás hatására - pára alakjában -emelkedik a légkörbe. A Föld hőháztartása és a víz körforgalom szoros kapcsolatban van és így a vízháztartási mérleg a hőháztartási mérleggel. Az elpárolgott víz egy része még a tengerek felett kicsapódik és mintegy rövidre zárt körforgást végezve, közvetlenül visszajut a tengerekbe. A légkörbe jutott víz másik része - felhő alakjában - a légáramlásokkal a szárazföld fölé kerül, majd a legnagyobb része, mint csapadék a földre hull.

A földre hullott csapadék sorsa még változatosabb: egyrészt a nehézségi erő hatására a lejtőkön lefolyik és folyórendszerek hálózatában összegyülekezve hosszabb, rövidebb idő alatt visszakerül a tengerekbe. A lejtőkön és a folyók medrében lefolyó víz révén jelentős anyagszállítás (hordalék) és anyagáthelyeződés (kimosás-feltöltödés) valósul meg. A víz körforgalma ezen a szakaszon tehát igen szorosan kapcsolódik a Föld anyagkörforgalmához ill. az anyagháztartásához, a vízháztartási mérleg pedig az anyagmérleghez. A földre hullott csapadék másik része elpárolog, részben közvetlenül a földfelszínről, részben pedig a víz felszínéről. Végül a harmadik rész a nehézségi erő hatására beszivárog.

A talajba szivárgott víz egyrészt a különböző mélységekben levő felszín alatti vizeket táplálja, másrészt források formájában vagy a folyók, tavak medreibe szivárogva visszakerül a felszínre, harmadrészt a földfelület párolgása ill. a növények párologtatása révén a légtérbe. (A párolgás tehát mind az energia (hő)-, mind pedig a vízháztartásnak eleme). A lehullott csapadéknak általában csak nagyon kis része hatol le nagyobb mélységekig, 1000 - 2000 m-ig.

A víz természetes körforgalmának megismerése érdekében szükséges

- egyrészt a hidrológiai kör mentén állandó és folytonos mozgásban levő anyag fizikai, kémiai tulajdonságainak vizsgálata, a mozgást fenntartó és befolyásoló törvények feltárása;

- másrészt a térben és időben rendelkezésre álló vízkészletek meghatározása.

A térben és időben rendelkezésre álló természetes vízkészletek a természet örök változásának megfelelően a földtörténet során, mind mennyiségi, mind minőségi vonatkozásban, állandóan változtak.

1.1.2. A víz mesterséges körforgalma

Az ember megjelenése a Földön, tevékenysége, majd fokozódó beavatkozásai a víz-, az energia-, és az anyagháztartásba, egyre jobban befolyásolta és befolyásolja, ill. egyre nagyobb mértékben megváltoztatja a víz természetes körforgalmát.

A beavatkozás az emberi élet fejlődésének egyenes következménye. Pl. már kb. 4000 évvel ezelőtt az Arab-félszigeten Sába királynő megépíttette a világ első kő völgyzáró gátját, hogy vizet tározva, folyamatos öntözéssel, virágzó mezőgazdaság létesüljön a sivatagos területen. Mind a víz visszatartásával, mind az öntözéssel fellépő nagyobb párolgás, ha nem is nagymértékben, de mégis megváltoztatta a víz természetes körforgalmát. A mai korban pedig az ember sok területen szinte átrendezi a természetes állapotot a vízellátás, a hajózás, a vízi energia vagy éppen az árvízvédelem érdekében.

Az emberi tevékenység a víz természetes körforgalmában elsősorban a víz szennyezése révén érezteti hatását. A szennyeződés a gazdasági fejlődés egyenes következménye. A kémiai, biológiai szennyeződések a természetes állapot tiszta vízkészleteit  nagymértékben csökkentik. Egyes iparilag fejlett területeken a vízszennyezés már a gazdasági fejlődés gátjává is vált. Rendkívül fontos feladat tehát a szennyezett vizek tisztítása, újra felhasználhatóvá tétele.

Az emberi tevékenység másik területe a vízgyűjtőn végzett különböző beavatkozások. A talajfelszín a települések és a  közlekedési utak építésével egyre vízzáróbbá válik, a rossz talajművelés, valamint az árterületek megszüntetése, erdők kiirtása, a gyors vízlevezetést célzó intézkedések, csökkentik a terület vízvisszatartó képességét, meggyorsítják a lefolyást. Az ésszerű talajművelés, melioráció, erdők telepítése, vízhasznosítási és árvízi tározók építése viszont növeli a terület tározóképességét és mérsékli a káros vízhozam ingadozásokat. A vízhasználatok is egyre inkább éreztetik hatásukat. Különösen az öntözés növeli a párolgást és csökkenti a lefolyást.

A hidrológiának tehát az is feladata, hogy feltárja a víz természetes földi eloszlásának a földrajzi környezettel való kölcsönhatásait (Yevjevich-Starosolszkí 1997). Pl. meghatározza a "tiszta víz" fogalmát, vagy a vízszennyezettség különböző fokozatait és értékelje ezeknek a szerepét a vízháztartás módosulásában.

1.1.3. A vízháztartási mérleg

A hidrológia elsődleges feladata tehát, hogy a hidrológiai körforgalom ismeretében egy adott terület térben és időben, mennyiségben és minőségben változó vízkészletét a vízháztartási (hidrológiai) mérleg alkalmazásával meghatározza.

A vízháztartási mérleg megoldása azonban nem egyszerű és könnyű feladat. A mérleg bármelyik eleme egy rendkívül összetett és bonyolult folyamat szimbóluma.

A vízháztartási mérleg megoldásánál elsődleges a vizsgált időszak (időegység) és terület kijelölése.

A vízháztartási mérleg leggyakrabban alkalmazott időegysége az év, ritkább a fél év, vagy a hónap.

A vízháztartási mérleg felállítása általában vízgyűjtőterületre terjed ki, de vizsgálhatjuk a Föld, ill. a légtér egészét, vagy lehet egy vízgyűjtő részterülete (részvízgyűjtő) is.

 

 

 A Föld ill. a légtér egészére felállított vízháztartási mérleg a

alakra egyszerűsödik, mert sem a légtérben, sem a Földön nincs tartós készlet-felhalmozódás vagy készletcsökkenés.

A Föld vízkészlete kereken 2 milliárd km3, azaz 2.1018 m3, ami a Föld teljes tömegének kereken az 1%-a. Ennek a víztömegnek mintegy 60%-a az óceánok medrét tölti ki (I. táblázat). A szárazföldek és a légtér együttes vízkészlete alig 1%-a a Föld teljes készletének. A fennmaradó 39%-nyi vízkészlet kémiailag kötött állapotban a Föld szilárd kérgében oszlik szét.


I. táblázat

A Föld vízkészlete

A víztartó

Statikus

Évenként megújuló

Vízforgalom (kicserélődési idő)

 

neve

kiterj.

készlet

 

 

mill.km2

millió km3

év

nap

Föld

510

2000,000

0,5000

2440

 

Levegő (légtér)

-

   0,020

0,5100

-

14

Óceánok

361

1330,000

0,4000

3250

 

Szárazföld

149

  20,000

0,1490

 135

 

Folyók

-

   0,002

0,0370

 

16

Állóvizek

-

   0,750

0,0007

17

 

Víztartó rétegek

-

  19,248

0,1700

1400

 

 

Magyarország felszíni és felszín alatti vízkészletét a II. táblázatban foglaljuk össze.

II. táblázat

Magyarország vízkészlete

Felszíni

Felszín alatti

 

m3 s-1

millió m3 a-1

Hasznosítható vízkészlet

1181,8

13836

5517

Felhasznált

 197,0

 2880

1961

Szabad

 984,8

10956

3556

Készlet kihasználtság %-ban

  17

   21

  36

 

A vízforgalom intenzitásra jellemző értékek: a Duna 25-30 nap; Tisza 13 nap; Kapos 1,8 nap; a Balaton 10-12 év; a Fertő-tó 1,2 -1,5 év; a Velencei-tó 0,6-0,8 év; az Alföld fedőrétegének vízkészlete pedig átlag 6-8 hónaponként cserélődik ki.

Ezek a vízforgalom intenzitását jellemző számok természetesen csak elméleti átlagértékek. Előfordulhat, hogy az óceán vagy a Föld felületére hullott esőcseppek közül az egyik azonnal elpárolog, egy másik viszont a mélyebb rétegekbe jutva teljes geológiai korszakokat cseppfolyós halmazállapotban tölt el.

A vízháztartási mérleget általában és leggyakrabban a szárazföldnek csak egy részére (pl. egy-egy kontinensre, országra, régióra vagy vízgyűjtőre) állítjuk fel. Ha a vizsgált területen az emberi tevékenységnek érzékelhető vízkészlet-fogyasztó hatása van, akkor a vízháztartási mérleg a következő alakot ölti:

 

ahol:

Uh - az adott időszak alatt egységnyi területen a vízfelhasználás vízoszlop magasságban kifejezve (mm).

A szárazföld egyes nagyobb területeire, a kontinensekre jellemző vízháztartási mérleg adatokat a III. táblázatban adjuk meg.

III. táblázat

Kontinensek vízháztartási mérlege

Terület

Csapadék

Párolgás

Lefolyás

Sokévi lefo- lyási tényező

am,aa

neve

nagysága

P

ET

R

 

 

103 km2

mm

-

Európa

 9677

 600

360

240

0,40

Ázsia

42275

 610

390

220

0,36

Észak-Amerika

20443

 670

400

270

0,40

Dél-Amerika

17976

1350

860

490

0,37

Afrika

29813

 670

510

160

0,24

Ausztrália

 7967

 470

410

 60

0,13

Duna-medence

   817

816

537

264

0,32

Magyarország

   93

 620

530

 90

0,15

 

A vízháztartási (hidrológiai) mérleg fontosságát talán legjobban a vízgazdálkodásban betöltött szerepén keresztül érzékelhetjük. A vízgazdálkodás tudományos alapjait a hidrológia szolgáltatja, míg gyakorlati megvalósítását, műszaki szempontból a vízépítés, államigazgatási szempontból a vízjog biztosítja.


1.2. A csapadék

A hidrológiai körfolyamat legjellegzetesebb és közvetlenül is jól érzékelhető mozzanata a csapadékhullás. Egy-egy kiadós záporeső valóban szinte szemmel látható lendületet ad a vízkörforgás hosszabb szárazságok után szinte állni látszó gépezetének.

A csapadék keletkezésének részletes elemzése a légkör fizikájának egyik fejezete. Főbb sajátosságait a hidrológusnak is ismernie kell, mert a keletkezés körülményeivel szorosan összefügg a csapadék jellege, nemkülönben területi és időbeli eloszlása is.

1.2.1 A csapadék keletkezése és fajtái

A csapadék a légtérben midig jelenlévő légnemű vízpárának cseppfolyós, vagy szilárd halmazállapotban való kicsapódása. A kicsapódás akkor következik be, ha a levegő hőmérséklete az adott páratartalomhoz tartozó telítettségi hőmérséklet alá száll.

A 2-1. ábra bal oldalán a vízpárával telített levegő hőmérséklete és páranyomása /A vízpára molekulákéval azonos nyomást kifejtő higanyoszlop milliméterben mért magasságának számértéke gyakorlatilag azonosnak vehető a páratartalom gramm/m3-ben kifejezett értékével./ közötti fizikai kapcsolatot látjuk. Az ábra jobb oldala Budapest havi közepes léghőmérsékletének, a páratartalomnak és-a két adatból a baloldali ábra alapján számítható-relatív nedvességnek az alakulását mutatja be. A felszín közelében lévő levegőtömegek, mint látható, általában meglehetősen távol vannak a csapadékképződéshez szükséges telítettségi állapottól. Csak az intenzív hőkisugárzásnak kedvező derült éjszakákon fordul elő, hogy a talaj felszíne és a környező levegő a Nap felkeltét megelőző órákban annyira lehűl, hogy páratartalmának egyrésze a talaj, vagy a talaj menti növényzet felületére harmat dér, vagy zúzmara alakjában kicsapódik. Egy ilyen hajnali harmatképződés időszakának főbb időjárási adatait látjuk a 2-2. ábrán a pestlőrinci állomás íróműszereinek feljegyzései alapján.

A feszíni harmatképződésnek a talaj vízháztartása szempontjából csak szélsőségesen száraz, sivatagi területen van jelentősége. Mérsékelt és nedves éghajlatú területeken a harmat, a dér és a zúzmara mennyisége a csapadékhoz viszonyítva általában figyelmen kívül hagyható.

A jelentékeny mértékű csapadékképződéshez szükséges nagyarányú lehűlés mindig a levegőtömegek felemelkedése által következik be. A légtér hőmérséklete ugyanis –amint később a 4-1. ábrával kapcsolatosan látni fogjuk- a tengerszint feletti magassággal általában jelentékenyen csökken.

A légtömegek nagymértékű felemelkedésének háromféle oka lehet:

  1. Síkvidéki területeken a záporesők többsége a légkör felsőbb részeiben kialakuló légritkulás következménye. Ezek a többnyire nagy sebességgel előrehaladó kis légnyomású helyek /ciklonok/ mintegy magukba szívják a környező, alacsonyabb fekvésű légtömegeket.
  2. Jelentékeny mértékű felszálló légáramlás következhet be akkor is, ha valamely viszonylag meleg légtömeg hidegebb és sűrűbb légtömegek közé kerül A hőmérsékleti különbségek oka lehet a térszín szomszédos területeinek különböző mértékű felmelegedése, vagy a szomszédos légtömegek felső övezeteiben kialakuló különböző intenzitású lehűlés. A hőmérsékleti különbségeken alapuló konvektív felemelkedések csoportjába tartozik az az eset is, amikor valamely előrehaladó felszínközeli hideg légtömeg mintegy ék-szerűen felemeli az útjába kerülő melegebb légtömeget.

A konvektív légáramlások okozta csapadékok-a hőmérsékleti különbségek nagysága és időbeli alakulása szerint-lehetnek csendes és kiadós esőzések, vagy hirtelen felhőszakadások is.

3.       Szárazföldi területeken a jelentékenyebb hegységek is kiválthatják a csapadékképződéshez szükséges felszálló légáramlást. Több egymás utáni hegyvonulaton áthaladó légtömegek esetében a domborzati hatás nem csak a sokévi átlagos csapadékeloszlásban, hanem az egyes esőzések csapadéktérképein is megmutatkozik.

A fenti okok többnyire együttesen jelentkeznek és viszonylag ritkán lehet valamely esőzést a fenti típusok valamelyikébe teljesen egyértelműen besorolni.

A csapadék fajtája és hevessége az egyes csapadékszemek halmazállapotával és méretével jellemezhető.

A 0,5 mm-nél kisebb cseppekből álló és 1 mm/óránál kisebb intenzitású csapadékot permetező esőnek (köd-szitálásnak) nevezik. A tulajdonképpeni esők cseppjeinek nagysága 0,5 mm és 5 mm között van.

Öt mm-nél nagyobb cseppeket az igen heves záporok idején sem lehet észlelni, mert ezek útközben –a szemnagysággal rohamosan növekvő súrlódási ellenállás miatt-felaprózódnak.

Az esők alakjában lehulló csapadék legnagyobb része is szilárd halmazállapotban, jégkristályok, hópelyhek és jégszemek alakjában képződik és útközben olvad el. Ha a felhő alatti légtömegek hidegek, vagy a jégszemek rendkívüli nagysága miatt nincs elegendő idő az olvadáshoz, havazás, vagy jégeső alakjában ér földet a csapadék.

Az utóbbi 10-15 évben világszerte folynak a kutatások a csapadékképződési folyamat mesterséges megindítására, illetve elősegítésére. Erről a vízgazdálkodási szempontból rendkívül jelentős kérdésről a meteorológiai irodalomban lehet tájékozódni /12/ /13/.

1.2.2 A csapadék területi eloszlása

A fentiekből következik, hogy a csapadék sokévi átlagának területi eloszlását ábrázoló térképek főbb vonalaikban a felszálló légáramlások kialakulására vezető domborzati és éghajlati adottságok hatását tükrözik. A bőséges csapadékhullás feltétele természetesen az is, hogy a kérdéses terület a levegő párakészletének legfőbb forrásaihoz, az óceánokhoz és a tengerekhez megfelelően közel legyen, illetve az onnan érkező légtömegek szokásos útvonalában feküdjék.

A Föld északi felének átlagos légáramlási sémája és csapadék eloszlása /2/ és /3/ nyomán

Jól mutatja a Föld sugárzási viszonyainak megfelelő főbb légáramlatok hatását a csapadékviszonyokra a 2-3. ábra, amelyen a Föld északi felének általános légáramlási sémáját és az évi átlagos csapadék mennyiségének a szélességi fokok szerinti eloszlását hasonlítottuk össze.

Az egyenlítő környékén-ahol az 1.-3. pontban tárgyalt sugárzási viszonyoknak megfelelően gyakoriak a felszín és a felszínközeli levegőtömegek nagymértékű felmelegedése következtében kialakuló erőteljes felszálló légáramlások, és az óceánok illetve a trópusi erdőségek közelsége folytán nagy a levegő páratartalma, 1500-2000 mm-t is elér az évi átlagos csapadék.

Az egyenlítőtől észak felé haladva a csapadék mennyisége jelentékenyen csökken és csak az 50-60 szélességi fok környékén szakítja meg ezt a csökkenő irányzatot kisebb növekedés, ahol az átlagos légáramlási viszonyoknak megfelelően ismét a felszálló áramlások az uralkodóak.

A légtömegek esetenkénti útvonalát a sugárzási viszonyoknak a szélességi körök szerinti változásán kívül számos egyéb tényező is befolyásolja (a Föld tengely körüli forgása, a vízfelületek és a különböző hőháztartási adottságú szárazföldi területek eltérő felmelegedése, továbbá a domborzat) .Felszálló légáramlások tehát-a sivatagok helyét kijelölő néhány különleges adottságú vidéket nem számítva- a Föld bármely részén előfordulhatnak, csak ismétlődésük gyakorisága más és más.

A domborzat és a tengerektől való távolság hatása Magyarország csapadékviszonyaiban

A domborzat és a tengerektől való távolság hatása Magyarország csapadékviszonyaiban is kimutatható (2-4. ábra). A domborzati hatás főleg a téli csapadékok esetében szembetűnő, mert nyáron a csapadék többnyire nagy magasságban képződik, ahol az alacsonyabb hegységek áramlását szabályozó hatása már kevéssé érvényesül.

A csapadék mennyisége és a tengerszint feletti magasság kapcsolatában gyakran jelentékenykülönbség van a szélnek kitett és a szélárnyékban lévő hegyoldalak között. A legnagyobb csapadékmennyiséget- a légtömegek „túlemelkedése” és a szél csapadék eltérítő hatása miatt-többnyire a hegygerinceknek a szélárnyékos szegélyén, közvetlenül a csúcsok közelében észlelik.

Magas hegységekben mégis előfordul, hogy a csapadék mennyisége bizonyos magassági határon túl nem növekszik, mert a légtömegekből párakészletük legnagyobb része száraz alacsonyabb szinteken kicsapódott. Példaként említhető a 3500 m tengerszint feletti magasságú Pamír-fennsík, ahol az évi átlagos csapadék mindössze 50-60 mm.

1.2.3 A csapadék időbeli eloszlása

A trópusi vidékeken a rendkívül erős felmelegedés és a páratelt levegő miatt a délutáni órákban úgyszólván minden nap esik az eső. A csapadékhullás valószínűsége a legtöbb vidéken aszerint változik, hogy milyen irányból érkeznek a légtömegek a kérdéses területre. Olyan vidéken, ahol a légtömegfajták eloszlásában jelentékeny évszakos különbségek vannak, a csapadékviszonyokban is határozott évi járás mutatkozik (a monszun-esők Indiában).

Többen megkísérelték a csapadékbő és csapadékszegény időszakok (évek, vagy évcsoportok) változását szabályosan ismétlődő periódusok eredőjeként vizsgálni. A matematikai statisztikai módszerével úgyszólván bármely szabálytalan adatsor előállítható megfelelő számú periodikus függvény eredőjeként. Az ilyen módon kielemzett több száz csapadékperiódus közül azonban egyik sem bizonyult időtállónak, ezért gyakorlati következtetésekre nem alkalmasak /14/.

1.2.4 A hótakaró felhalmozódása és olvadása

A vízgazdálkodás alapvető célkitűzése a vízfolyásokban lefolyó vízkészletek és a vízigények időbeli eloszlásának összehangolása. Ezt a célt a technika legnagyobb-szabású alkotásai közé számító völgyzárógátakkal is általában csak egy-egy viszonylag kis vízgyűjtőterületre lehet elérni.

A természet vízháztartásának erre a célra sokkal egyszerűbb és hatékonyabb eszköze van: a hótakaró.

Ha a víz 0 C alatti hőmérsékleten is cseppfolyós maradna, a szárazföldekre hulló téli csapadékok a növényi élet számára teljesen kihasználatlanul jutnának vissza az óceánokba. A hótakaró a legtökéletesebb víztározó, mert a csapadékot-a szél okozta kisebb-nagyobb átrendeződéstől eltekintve -a lehullása helyén tartja vissza, ami a korszerű vízgazdálkodásnak és talajművelésnek is elsőrendű célkitűzése.

Magyarországon az évi csapadéknak 10-30 %-a hullik le hó alakjában. A hótakaróban tárózódó maximális vízkészlet ennek mintegy felére-harmadára becsülhető, mert a hó egyrésze közvetlenül a lehullás után, illetve az azt követő napokon elolvad, kis része elpárolog. Az ország területét borító hótakaró vízegyenértéke átlagos években így is megközelíti a Balaton 2 milliárd m3-nyi vízkészletét.

A hótakaróban tárózódott vízkészlet megállapításához a hótakaró vastagságán kívül ismerni kell a hó sűrűségét (térfogatsúlyát) is. A frissen hullott hó sűrűsége 0,08-0,14 g/cm3 és a tavaszi olvadás időpontjára 0,20-0,40 g/cm-re növekszik.

A hótakaró olvadása a közvetlen napsugárzás és a meleg levegővel való érintkezés következménye. A hótakaróra hulló meleg esők szállította hőmennyiség hatása e két tényező mellett eltörpül. Az esőzésnek inkább a hótakaró fellazítása, a sugárzásnak és a meleg levegővel való érintkezésnek kitett felület növelése által jut közvetett szerep a hóolvadásban.

A felszíni és a felszín alatti vízkészletek legnagyobb része csapadék alakjában, a légkörből, kerül a Föld felszínére és párolgás útján oda tér vissza. E két tényezőre vonatkozó mérések szerves részei valamely terület hidrológiai feltárásának. Minthogy a térszínről ténylegesen elpárolgó vízmennyiség közvetlenül nem mérhető, a hidrológusnak meg kell ismerkednie a párolgást szabályozó időjárási tényezőkre, a sugárzási viszonyokra, a levegő hőmérsékletére és páratartalmára, továbbá a szélviszonyokra irányuló észlelésekkel is. A szélviszonyok ismerete az állóvizekben kialakuló vízmozgások szempontjából is fontos /hullámzás, vízlengések, belső áramlások/.

1.2.5. Csapadék mérések és feldolgozásuk

A csapadék a hidrológiai és meteorológia legkönnyebben mérhető eleme. Látni fogjuk, hogy a tágabb környezetre valóban jellemző adatok biztosítása a különféle méréstechnikai és környezetzavaró hatások miatt mégsem mindig egyszerű. Tovább növekszenek a nehézségek, ha arra gondolunk, hogy hidrológiai célokra általában valamely kisebb-nagyobb területre hullott átlagos csapadék ismerete szükséges, amihez a mérőedények adatait általában felületük több milliárdszorosára kell vonatkoztatni. Műszaki tervezési célokra a bizonyos időtartamú és hevességű csapadékok előfordulási gyakoriságára is szükség van, ami az adatok módszeres statisztikai elemzését kívánja meg.

1.2.5.1. Mérőberendezések

A csapadék mérésére bármely ismert felfogó felületű edény alkalmas. Az edényben talált csapadékmennyiséget lemérve és a felülettel elosztva kapjuk az általában milliméterben kifejezett csapadékmagasságot. A magyarországi észlelőhálózatokban ez idő szerint rendszeresített Hellmann-rendszerű csapadékmérő /7-1. ábra/ felfogó felülete 200 cm2/átmérője kereken 16 cm/. A felfogott csapadék a párolgástól védett gyűjtőedényben gyűlik össze. Az összegyűlt- és hó vagy jég esetén előzetesen megolvasztott-csapadék lemérése a felfogó edénynél lényegesen kisebb, 4-5 cm átmérőjű /16 cm2 keresztmetszetű/ üveghengerbe való átöntéssel történik. Az üveghenger falán lévő beosztáson tehát 200:16=12,5- szörösen felnagyítva, tized mm-nyi pontossággal, olvasható le a csapadékmagasság.

A csapadékmérést a legtöbb állomáson naponta egyszer, reggel 7 órakor végzik és az adatot- nemzetközi megállapodásnak megfelelően-a megelőző napi rovatban jegyzik fel. Nagykiterjedésű lakatlan hegyvidékeken, ahol az állomások felkeresése, különösen télen, meglehetősen körülményes, nagyméretű összegező csapadékmérők /7-2. ábra/ alkalmazására lehet szükség, amelyeket csak havonta, negyedévente, vagy még ritkábban keres fel az észlelő.

A csapadékok időbeli alakulásáról /hevességéről/ részletesen csak íróműszerek adatai alapján lehet tájékozódni. A hazai gyakorlatban kétféle csapadékíró műszer használatos.

A Hellmann rendszerű úszós esőíró /7-3. ábra/ csak fagymentes időben használható. A szokványos nagyságú /200 cm2/ felfogó nyíláson behulló esővíz tölcséren át egy úszót tartalmazó hengerbe /G/ folyik, és henger alakú úszót emel, amelyhez írókar kapcsolódik.

Az írókar tolla óraművel forgatott dobra fekszik rá, amelyre az eső tartama alatt emelkedő, esőszünetben vízszintes vonalat ír. Ha a henger megtelik, és a toll a papírszalag felső széléhez ér /10 milliméternyi eső után/, -az „S” szivornya önműködően kiüríti, az úszó leesik és a toll ismét a 0 vonaltól kezd írni. Az óradob egy nap alatt fordul körül.

Az Aderkó-Bogdánfy féle mérleges csapadékíró /7-4. ábra/ télen-nyáron egyaránt használható. A szokványos nagyságú /200 cm2/ felfogó nyíláson át hulló csapadék a mérlegszerkezet jobboldali serpenyőjére nehezedik, ezáltal a mérleg másik karján lévő ellensúlyt és a rá szerelt írótollat felemeli. Az óradob egy nap alatt fordul körül.

 Völgyzárógátak vagy más létesítmények üzemének irányítását szolgáló árvízi tájékoztatások céljából heves vízjárású hegyvidéki területeken szükséges lehet távjelző csapadékmérőkre. Az ilyen berendezések rövidhullámú rádió vagy vezetékes összeköttetés útján több tíz km-nyi távolságra közvetlenül továbbítják az adatokat /49/.

1.2.5.2. A csapadékmérés hibaforrásai

Ha az esőcseppek és a hópelyhek mindig pontosan függőlegesen hullanának, a csapadékmérő berendezéseket bármely felülről nyitott helyen el lehet helyezni. A szél hatására azonban a csapadékelemek pályája sohasem függőleges, ezért a csapadékmérő helyének oldalirányból is nyitottnak kell lennie.

Az Országos Meteorológiai Intézet előírásai szerint a csapadékmérő peremének a terep felett pontosan 1 m magasan kell lenni és tőle kiinduló, a vízszintes síkkal 45-ot bezáró kúppalásttal határolt térbe épületnek, fának vagy más tereptárgynak nem szabad belenyúlnia /29/. Erős szélvihar esetében természetesen ennél alacsonyabb tereptárgyak is „árnyékolhatják” a csapadékmérőt/76/, szigorúbb előírást azonban gyakorlatilag sokszor lehetetlen volna betartani. /A mérőedénynek az észlelő lakhelyéhez ésszerű távolságon belül kell lennie/. Különösen jelentős mérési hibákat okozhat a szél havazás esetében, mert erős szélben a hópelyhek pályája csaknem vízszintes.

A szél zavaró hatását bizonyos mértékig csökkenteni lehet a mérőedényre illeszthető különböző típusú védő-galériákkal /7-5. ábra/ /77/. Alkalmazásuk különösen akkor lehet megokolt, ha a csapadék jelentékeny hányada hó alakjában hullik.

Magának a mérőberendezésnek a szerkezeti /gyártási/ hibái is zavarhatják a csapadék adatok pontosságát. Legveszélyesebbek ezek közül az un. Szivárgási hibák, amelyek a köpeny belső falához hegesztett tölcsér és a köpeny felső peremszegélyének a tökéletlen illeszkedéséből származnak /lásd a 7-1/b. ábrát/ és egyaránt lehetnek pozitív vagy negatív előjelűek. /Az előbbi esetben a köpeny felső peremére hulló eső egyrésze szivárog be az edénybe, az utóbbiban az edény belső falán lecsurgó víz szivárog át a tölcsér hegesztése helyén. /Utólagos összehasonlításokkal megállapították, hogy a magyarországi hálózatban régebben széles körben alkalmazott „szuronyzáras” csapadékmérők esetében a szivárgási hiba nagysága 20-25%-ot is elért/78/.

A csapadékíróberendezések esetében számos további hibaforrás léphet fel, elsősorban is az óraszerkezet, a mechanikus áttételekés az írószerkezet pontatlanságai miatt. Ezért fontos, hogy az íróberendezések működését az észlelő naponta ellenőrizze és adatait a szomszédos csapadékmérővel folyamatosan összehasonlítsa.

1.2.5.3. Az inhomogén csapadékadatok egyneművé tétele

Az észlelő személyében beállott változások miatt időről-időre szükség lehet a csapadékmérő áthelyezésére. A mérési környezet megváltozása miatt a mérőedény viszonylag kis távolságra való áthelyezése is, különösen hegyvidéken, számottevően megzavarhatja az adatsor egyöntetűségét. Hasonló zavarokat okozhat a mérőedény környezetében bekövetkezett jelentősebb változás /a közeli fák megnövekedése vagy kivágása, épületek lebontása, vagy létesítése, stb./

Minthogy a méréstechnikai és környezeti változások, vagy a mérés szűkebb helyének megváltoztatása az állomás nevében nem jutnak kifejezésre-és egyébként is kívánatos, hogy minél több hosszú adatsorú állomás adatai álljanak rendelkezésre-fontos az ilyen változások okozta inhomogenitás mértékének a megállapítása és az adatok egyneművé tétele.

Az ilyen célú vizsgálatok során első tájékozódásra többnyire megfelel a kérdéses állomás és valamely szomszédos, zavartalankörülmények között működő állomás adatainak egyszerű párhuzamba állítása. Részletesebb, számszerű vizsgálat céljaira a kettős összegező-vonalak módszere javasolható /36/ /55/.

A kettős összegező vonalak módszere-amely a csapadékon kívül más meteorológiai vagy hidrológiai adatsorok vizsgálatára is felhasználható- a kérdéses állomás és valamely, a vizsgált időszakban változatlannak tekinthető, mutatószám között megállapítható kapcsolat jellegének elemzésén alapszik. Csapadékadatok esetében bázis-számként általában a környező néhány állomás adatainak számtani átlagát használják. A többnyire több állomásra együttesen végzett vizsgálat az alábbiak szerint történik:

1.           Táblázatba foglaljuk a vizsgálandó állomások és a mutatószám /az alapállomások adatainak átlaga/ évenkénti adatait /7-1. táblázat/.

2.           A 7-6. ábrán bemutatott példa szerint koordináta rendszerben felrakjuk a mutatószám és a vizsgálandó állomások azonos időszakra /évre/ vonatkozó adatai által meghatározott pontokat és közéjük kiegyenlítő vonalat /un. kapcsolati vonalat/ szerkesztünk. A szerkesztés során csak azoknak az éveknek az adatait vesszük figyelembe, amelyeket a vizsgált állomáson homogénnek tekintünk és amelyekhez az adatsor többi részét igazítani kívánjuk /Többnyire az utolsó 5-10 év. A példa esetében az 1935-42. évi adatok/.

3.           A kapcsolati vonal segítségével előállítjuk a vizsgált állomás homogén, de fiktív /számított/ adatsorát oly módon, hogy a mutatószám adataihoz évről-évre leolvassuk a 7-6. ábra megfelelő abszcissza-értékét. /Az 1902. évi 529 mm alapszámhoz 581 mm, az 1903. évi 494 mm alapszámhoz 551 mm, stb. Lásd a 7-2. táblázat 2.oszlopát./

4.           A ténylegesen észlelt és a mutatószám alapján számított csapadékokat időrendben visszafelé haladva táblázatba foglaljuk és folyamatosan összegezzük /7-2. táblázat 4.és 5. oszlop/

5.           Az észlelt és a számított adatok folyamatos összegeit milliméterpapíron ábrázoljuk /7-7. ábra/. Ha az észlelési adatokat csak véletlenjellegű eltérések terhelik, a kapott pontsor /az 1942-35 évi adatok/, kiegyenlítő egyenese 45-ot zár be a tengelyekkel.

Ha az adatok az állomáson bekövetkezett valamilyen tartós változás következtében a 7-6. ábra kiegyenlítő egyenesétől következetesen balra vagy jobbra tolódnak el, a 7-7. ábra szerinti kettős összegező vonalon iránytörés adódik. Az iránytörés hajlásszöge mindjárt megadja a javítótényező értékét is, amellyel a kérdéses időszak észlelési adatait szorozni kell, hogy a kijelölt időszakéival homogének legyenek.

A kettős összegezési módszer sikeres alkalmazásának feltétele, hogy a 7-6. ábra szerinti kiegyenlítővonal közelítően egyenes legyen és a tengelyeket ne messe a koordinátarendszer kezdőpontjától túlságosan távol.

Az észlelési adatok egyöntetűségét, és a kívánt cél szempontjából jellemző voltát helyszíni összehasonlító mérésekkel is lehet vizsgálni, amikor a különböző típusú vagy elhelyezésű mérőberendezésekkel párhuzamos észlelések folynak. Természetesen ehhez időre és pénzre van szükség.

1.2.5.4. A hiányzó adatok pótlása

A legtöbb gyakorlati célra hosszú és megszakítás nélküli adatsorokra van szükség. Az észlelések folyamatosságát megzavaró különféle okok miatt /az észlelő és helyettesének egyidejű-akadályoztatása, a mérőhenger eltörése, vagy a felfogó edény meghibásodása, háborús események, stb./ a több évtizeden át megszakítás nélkül tartó csapadék észlelések meglehetősen ritkák. Az észlelőhálózat fokozatos fejlesztése és átalakulása folytán gyakoriak a viszonylag rövid /néhány évnyi / adatsorú állomások.

Gyakran előfordul, hogy hiányzó adatokat kell pótolnunk, vagy rövid adatsorokat meghosszabbítanunk. Ez a felhasználás gyakorlati célja és a rendelkezésre álló adatok szerint sokféleképpen történhet. Az alábbiakban bemutatott néhány példa korántsem meríti ki az előforduló feladatokat és a megoldási lehetőségeket. Jórészük a csapadékon kívül más hidrometeorológíai és hidrológiai és hidrológiai elemek /hótakaró-vastagság, hőmérséklet, páratartalom, párolgás, lefolyás, stb./ esetében is felhasználható.

 1. Ha valamely rövid adatsorú állomás „i” évnyi időszakra vonatkozó Xi átlagos csapadékából a kérdéses állomás X0 törzsértékét /sokévi átlagát/ kell megállapítani, legegyszerűbben az

képlet alapján lehet célhoz jutni, amelyben Ci és Co valamely szomszédos, hosszú adatsorú állomás megfelelő adatai. Ez a számítás természetesen csak akkor ad elfogadható eredményt, ha a két állomás csapadékviszonyai között megfelelően szoros szinkronitás /”együtt járás”/ van. Ennek mértékéről meggyőződhetünk

/a/ a két állomás egyidejű /évenkénti/ adatainak az „i” időszakon belüli egybevetésével /pl. a 7-6. ábra szerinti feldolgozással/,

/b/ a /7-1/ képlet szerinti számításnak több szomszédos állomás alapján való megismétlésével,

/c/ a kérdéses állomás és két közrefogó hosszú adatsorú állomás „i” évenkénti átlagának párhuzamba állításával.

2. Ha a rövid adatsorú állomásról nemcsak a sokévi átlagértéket, hanem valamely hosszabb időszak évi és havi csapadékadatait kell a szomszédos állomások alapján meghatározni, az alábbi lehetőségek közül lehet választani:

a/ A hiányzó évi csapadékösszegeket meghatározzuk az „i”időszak évi adatainak felhasználásával a rövid adatsorú „X” állomás és valamely hosszú adatsorú”c”állomásra szerkesztett kapcsolati vonal alapján /lásd a 7-8. ábra „a” mezőnyét/. Az évi összegnek a hónapokra való szétosztása során feltételezzük, hogy a csapadék éven belüli megoszlását jellemző arányszámok a két állomáson azonosak.

b/ Az”X”és „C” állomás között nemcsak az évi összegekre, hanem a félévi, negyedévi és havi összegekre is megszerkesztjük a kapcsolati vonalat /7-8.ábra „b”, „c”, „d”,”e”,”f”és „g” mezőnye /és a többféle úton levezethető értékek számtani átlagát fogadjuk el. Ennek a megoldásnak az előnye, hogy a kapcsolati vonalak körüli szóródás alapján a különféle adatok pótlásában elérendő pontosságról is tájékozódni lehet.

c/ Az a/ és ab/ eljárás pontossága némileg fokozható, ha a számítást több szomszédos hosszú adatsorú állomás alapján megismételjük, vagy egyetlen szomszédos állomás helyezett több állomás adatainak átlagaként számított mutatószámot alkalmazunk.

3. A7-8. ábra mutatja, hogy a szomszédos állomások egyidejű csapadékadatai között a kapcsolat általában annál lazább, minél rövidebb időszakról van szó. Napi csapadékadatok pótlására-különösen ha nyári zápor adatairól van szó-a kapcsolati vonalak általában még egészen közeli állomások között sem alkalmazhatóak. Ilyen esetekben a környező állomások adatainak naponkénti térképes ábrázolása alapján lehet megítélni, van-e egyáltalán értelme az adatsor pótlásának, vagy célszerűbb a vizsgálatot valamelyik hosszabb adatsorú állomás alapján elvégezni

4. Ha a kérdéses állomásról csak néhány napi jelentékeny csapadék adatairól kell tájékozódni /árvízi rekonstrukciók/, a helyszín felkeresése és a lakosság megkérdezése, illetve közvetett adatok gyűjtése is hasznos támpontokat szolgáltathat az esőzés területi és időbeli eloszlásának részletesebb feltárásához /meddig teltek meg esővízzel a szabadban hagyott edények, mikor kezdődött és végződött a felhőszakadás, stb./ Természetesen az ilyen helyszíni adatgyűjtés csak addig járhat jó eredménnyel, amíg az emlékek és a nyomok még frissek.

1.2.5.5. A területi csapadékátlag

Hidrológiai célokra általában nem állomásonkénti/pontonkénti/ csapadék adatokra, hanem kisebb-nagyobb területekre hullott csapadékmennyiségek, az átlagos csapadékmagasságok ismeretére van szükség. A területi átlagértékek meghatározása történhet /a/ csapadéktérképek, /b/ az egyes állomások adatainak súlyozott átlagolása, /c/ az egyes állomások adatainak számítani átlagaként meghatározott mutatószámok alapján. Operatív célokat szolgáló terjedelmesebb feldolgozások alapján. Operatív célokat szolgáló terjedelmesebb feldolgozások és viszonylag sűrű 1/ állomáshálózat esetében célszerű előzetesen megvizsgálni, hogy a megkívánt pontosság biztosításához szükség van-e valamennyi állomás adatainak bevonására, mert az állomások számának lehető csökkentéséhez gyakran jelentékeny gyakorlati érdekek fűződnek

Az állomáshálózat sűrűsége-mint látni fogjuk- relatív fogalom. Ugyanaz a hálózat, amelyik az évi vagy évszaki csapadékösszegek esetében feleslegesen részletes, a napi csapadékátlag számításához nagyon is hiányos lehet.

 a/ Csapadéktérképek szerkesztésére többnyire a területi csapadékátlagok törzsértékeinek, vagy egy-egy rendkívüli fejőszakadásuk részletes vizsgálata esetében kerül sor.

 A csapadéktérképek szerkesztése a kiindulásul szolgáló állomások adatainak a kívánt célra megfelelő méretarányú alaptérképen való pontonkénti ábrázolásával kezdődik. Az alaptérképnek a domborzati viszonyok főbb adatait is tartalmaznia kell, mert a kerekszámú csapadékmagasságok helyeit kijelölő görbék /izohiéták, csapadékvonalak/ szerkesztésekor az egyes állomások adatai közötti interpoláláskor nemcsak a vízszintes távolságokat, hanem azt is figyelembe kell venni, hogy a csapadék mennyisége a tengerszint feletti magassággal növekszik.

A csapadékvonalak szerkesztése nem gépies interpolálások sorozata. Ha a szomszédos állomások adatai és a domborzati viszonyok között ellentmondások mutatkoznak, a csapadékkeletkezés fizikai-földrajzi sajátosságainak és a kérdéses állomások fekvése alapján kell mérlegelni, hogy sajátságos helyi csapadék-gócokról, illetve csapadékszegény foltokról, vagy pedig egyszerűen hibás, a tágabb környezetre nem jellemző mérési adatokról van szó.

A csapadékvonalak megszerkesztése után a területi csapadékátlag meghatározása a térfogatszámítás és térfogat-kiegyenlítés szokásos módszerei szerint történik, aminek során az egyes csapadékvonalak közötti /vagy az általuk közrefogott/ területeket planimetrálással, vagy m éginkább egyszerű négyzethálózatos területmérő hárfával határozzuk meg /lásd az „Útmutató”-ban a 3. gyakorlatot/.

 b/ A csapadéktérkép szerkesztése helyett szóba kerülhet az állomások adatainak súlyozott átlagolása is. A területi átlagérték számításának ez a megoldása minden állomást az általa „képviselt” rész-terület nagyságának megfelelő súllyal vesz figyelembe.

Az egyes állomásokhoz tartozó területrészeket síkvidéki területek esetében az állomás helyszínrajzi vázlatán a szomszédos állomásokat összekötő egyenesekre szerkesztett felező merőlegesek által körülhatárolt sokszög jelöli ki /poligon-módszer/ /7-9/a. ábra/.

Hegyvidéken az egyes állomások által jellemzett részterület nagyságának megállapítása a terület magassági övezetek szerinti megoszlását jellemző ábra /hipszografikus-görbe/ alapján történhetik (7-9/b. ábra; 3. gyakorlat)

Az adatok súlyozott átlagolásának a pontosság növelése szempontjából csak akkor van gyakorlati értelme, ha az állomások területi, illetve magasság szerinti megoszlása feltűnően egyenlőtlen.

c/ Ha hosszabb időszak sorozatosan ismétlődő időegységeire /például egy év minden csapadékos napjára/ kell a területi csapadékátlagot megállapítani, a mutatószámok alapján végzett feldolgozás alkalmazása a legelőnyösebb. A számítás menete ebben az esetben az alábbi:

1.) A vizsgálandó időszak néhány jellemző esetére /például a sokévi átlagokra, egy csapadékos és egy száraz évre / kiszámítjuk a tényleges területi átlagot az a/ vagy b/ pont szerinti eljárással valamennyi rendelkezésre álló állomás adatainak bevonásával.

2.) A továbbiakban ugyanezekre a jellemző esetekre kiszámítjuk, a rendelkezésre álló állomások, vagy azok egyrészének adataiból az egyszerű számtani átlagértékeket /a mutatószámokat/ és összehasonlítjuk a tényleges területi átlagokkal.

3.) Ha a mutatószámok és a tényleges átlagérték arányszáma közelítően állandónak mutatkozik, a további időegységekre csak a mutatószámokat kell meghatározni és a fentebbi átlagos arányszámmal megszorozni. Ha az arányszámok értéke jelentékenyen eltér egymástól, meg kell kísérelni -esetleg további időegységek bevonásával- tapasztalati összefüggést felállítani az arányszámok esetenkénti változásával /pl. az évi csapadékösszeg, vagy a téli és a nyári félév csapadékának arányszáma függvényében/. Ilyenek teljes hiánya többnyire az adatsorok inhomogenitására, vagy az a/ ill. b/ pont szerinti területi átlagok bizonytalanságára utal.

Gyakran előfordul, hogy a kívánt gyakorlati célra nincs is szükség a tényleges területi csapadékátlag ismeretére. Összehasonlító jellegű vizsgálatoknál, vagy a csapadék és a lefolyás közötti tapasztalati összefüggések elemzésénél célszerűbb lehet közvetlenül a mutatószámokat felhasználni a vizsgálatokhoz. A néhány jellemző esetre elvégzett összehasonlítást mindazonáltal ilyenkor is célszerű elvégezni, mert az arányszámok szóródása a mutatószámmal jellemezni kívánt tényező számításba vételének pontosságáról is tájékoztat (56, 14. oldal).

 d/ Ha a területi csapadékátlagokra hidrológiai előrejelzés céljából van szükség, fontos teendő a kívánt célt és pontosságot kielégítő minimális állomás-szám megállapítása, hogy gyorsan menjen a számítás.

A különböző módon számított területi csapadékátlagok összehasonlítása a Balaton 5 800 km2-nyi vízvidékén (57, 277. lap)

 Amint a 7-3. táblázatból látható, a Balaton kereken 5 800 km2 kiterjedésű vízvidéke esetében az évi és a havi csapadékösszegeket teljesen felesleges volna csapadéktérképek alapján, a poligon módszerrel, vagy mind a 25 észlelőállomás adatainak bevonásával kiszámítani, mert 12, sőt 5 megfelelően kiválasztott állomás adatai alapján gyakorlatilag azonos pontosságokat lehet elérni.

 A 7-10. ábrán látható, hogy a megkívánt pontosság biztosításához szükséges állomások száma nagymértékben függ a vizsgált időszak hosszától és – a csapadékképződés eltérő sajátosságai miatt-nyáron más, mint télen.

 7-10 ábra.

A megkívánt pontosság biztosításához szükséges állomások száma különböző időegységek esetében (57, 103. lap

A 7-4. táblázat és a 7-11. ábra adatai arra mutatnak rá, hogy az ez idő szerinti nemzetközi és országos tájékoztató szolgáltba bevont állomások jelentései alapján a Tisza vidékén csak a 10-20 ezer km2-t meghaladó kiterjedésű vízgyűjtőterületek esetében lehet kielégítő pontossággal megállapítani az átlagos havi csapadékösszegeket, és hogy a terület csökkenésével a hibahatárok meglehetősen rohamosan növekszenek. Az 1 hónapnál rövidebb időszakok esetében a helyzet természetesen még kevésbé kielégítő.

1.2.5.6. Csapadék gyakorisági vizsgálatok

A vízgazdálkodási tervekben figyelembe vett csapadékoknak nemcsak a nagyságát /számértékét/, hanem ismétlődésük várható gyakoriságát is ismerni kell.

A következőkben tehát /a/ a záporesők, /b/ a többnapos nagycsapadékok és /c/ a szárazságok gyakorisága vizsgálatával foglalkozunk.

A különböző sűrűségű állomáshálózat alapján meghatározott havi átlagos csapadékmennyiségek a Tisza vízgyűjtőjének néhány területén.

A terület kiterjedésének hatása a megkívánt pontosság biztosításához szükséges hálózat-sűrűsűgre.

a/ Városi csapadékhálózatok, erózió elleni talajvédelmet szolgáló beavatkozások és más létesítmények tervezése kapcsán felmerül a kérdés, mennyi lehet az adott területre meghatározott t időtartamban /5 perc,10 perc,…..vagy néhány óra/ átlagosan T időközönként /1,2,5….évenként/ leeső C maximális csapadék mennyisége?

A kérdésre kétféle úton lehet a választ keresni.

A záporok kialakulásának meteorológiai /fizikai/ tényezőit elemezve megfelelően részletes mérési adatokból megállapítható az adott terület feletti légtérben felhasználható maximális páratömeg és annak az adott hőmérsékleti illetve légtömegmozgási adottságok között kicsapódható hányada /58/. A lehetséges maximális záporcsapadékok elemzésének ez a módszere a jelenség alapvető adatainak megválasztása terén fennálló bizonytalanságok miatt ez idő szerint csak általános nagyságrendi tájékozódásra /a „maximum-maximorum” érték becslésére/ alkalmas.

A több évtized alatt összegyűlt csapadékíró szalagokról leolvassuk a különböző kerekszámú időtartamban /tí=5, 10, 20, stb. perc/ lehullott legnagyobb csapadékmennyiségeket. Ezután a kiírt Ci csapadékértékeket nagyságrendben sorolva könnyen kiszámíthatók azok a csapadékok, amelyeknél nagyobb átlag csak évente egyszer, vagy 2, 5, 10 évenként egyszer fordult elő. /Ha n év adatait dolgoztuk fel és minden évről csak a legnagyobb értéket választottuk ki1/ a nagyságrendben n, n/2,n/5.n/10-ik adat/. Az egyes Cí értékeket meghaladó csapadékok előfordulásának valószínűségéről általánosságban a

Képlet szerint lehet tájékozódni, ahol p az un. tapasztalati valószínűség %-ban, a Ci érték nagyságrendi sorszáma, T az átlagos ismétlődési időköz években.

1/ A kiválasztás feltételeiről és a feldolgozás részleteiről a 4. gyakorlat ad közelebbi támpontokat.

Az összetartozó C és T értékeket derékszögű koordinátarendszerben ábrázolva és kiegyenlítve megállapíthatók a kerekszámú T értékhez tartozó C csapadék értékek, illetve az i=C:t átlagos intezitások, amelyeket a 7-12. ábra szerinti i=f (t,T) grafikonokon a t720 perc abszisszához tartozó A,B,C,D és E pontok jelölnek.

Példa a záporcsapadékok állomásonkénti gyakorisági vizsgálatáról /65/

Az imént leírt feldolgozást több különféle tí időtartamra elvégezve, az azonos T ismétlődési időhöz tartozó pontok összeköttetéseivel, illetve kiegyenlítésével megszerkeszthető a vizsgált állomás zápor-gyakorisági ábrája /7-12. ábra/.

7-12. ábra szerinti statisztikai feldolgozás az ország 12 hosszabb adatsorú állomásáról /Budapest, Győr, Sopron, Szombathely, Keszthely, Tihany, Pécs, Kalocsa, Szeged, Turkeve, Kompolt, Nyíregyháza/ készült el /65/.

Minthogy a 7-12. ábra szerinti feldolgozás meglehetősen sok munkát kíván és gyakran hiányoznak a hosszú időre kiterjedő adatok, esetenkénti elkészítésére viszonylag ritkán kerül sor. Közelítő tájékozódásul gyakran meg lehet elégedni valamely legközelebbi állomás adataival, amelyről a gyakorisági feldolgozás végeredményei már rendelkezésre állnak /65/. A helyi adottságokat jobban figyelembe lehet venni, ha-megfelelően sok állomásra elvégzett feldolgozás eredményeinek felhasználásával-kapcsolatot sikerül megállapítani a zápor-gyakorisági adatok és az éghajlati tényezők között /7-13. ábra/. A gyakorlati felhasználás további könnyítése és a szomszédos állomások adatainak összehasonlítása érdekében célszerű lehet az azonos időtartamra és előfordulási valószínűségre vonatkozó adatok térképes ábrázolása is /7-14. ábra/.

A 15 perces záporcsapadékok területi és gyakorisági eloszlása az Egyesült Államok területén /2, 260. lap/

Az ismertetett adatfeldolgozások az állomásonkénti /pontonkénti/ csapadékok gyakorisági megoszlásáról tájékoztatnak. Hidrológiai célokra-mint említettük-többnyire területi átlagértékekre van szükség. Az egyes záporesők területi eloszlásának vizsgálatából kitűnik, hogy az adott időtartamhoz tartozó területi átlagértékek mindig kisebbek az egy ponton mért csapadékoknál, mert a rendkívüli csapadékok mindig csak egy kisebb gócot ér /7-15. ábra/. Megfelelő számú csapadéktérképsorozat feldolgozásával összeállíthatók a gyakorisági vizsgálatokban alapul vehető átlagos összefüggések is, amire a 7-16. ábra a Mississippi vízgyűjtőjére vonatkozó vizsgálatok eredményeiből mutat be példát. Az egyidejűleg borított terület nagyságának növekedésével, mint látható, különösen a rövid idejű /30-60/ záporok esetében csökken igen jelentékenyen az átlagos csapadékmagasság.

A záporcsapadékok átlagos hevességének csökkenése az egyidejűleg borított terület növekedésével /2, 37. lap/

A pontonkénti /állomásonkénti/ zápor gyakorisági adatok redukálása az egyidejűleg borított terület kiterjedésének figyelembe vételével /2, 269. lap/

b/ Belvízrendezéssel 1/, vagy nagyobb vízgyűjtőterületek árvízi viszonyaival kapcsolatos tervezéseknél gyakran felhasználhatják a többnapos nagycsapadékok gyakorisági adatait.

A többnyire 1 nap és 10 nap és 10 nap közötti időegységekben végzett feldolgozás /7-17. ábra/ elvi /módszertani/ szempontból nem különbözik a zápor csapadékokétól. Minthogy ilyen vizsgálatokhoz több száz állomásról állnak rendelkezésre adatok, és köztük bőven van 40-50 évet is elérő adatsor, a feldolgozást általában havonkénti szétválasztással végzik. A hó alakjában hullott csapadékot a közelmúltban végzett feldolgozások /59/ nem lehullásuk, hanem elolvadásuk időpontjában veszik figyelembe.

A többnapos nagycsapadékokról több alkalommal készült már széleskörű feldolgozás az ország belvízjárta területeire vonatkozóan /60/, /61/ de a zápor csapadékoknál említett tágabb körű éghajlati összefüggések feltárása és az eredmények áttekinthető és könnyen kezelhető alakban való összefoglalása még a jövő feladata.

A 7-5. táblázat világviszonylatban, a 7-6. táblázat pedig hazai állomások adatai alapján foglalja össze néhány nevezetes zápor, illetve hosszabb csapadékos időszak adatait.

1/ Belvizeken a természetes lefolyás nélküli területek /az árvizek szintjénél mélyebben fekvő, árvíztől védett területek/ felszínén vagy fedőrétegekben felhalmozódó káros vizeket értjük, amelyeknek levezetéséről az ország területén 26 000 km összhosszúságú csatornahálózat és 250 szivattyútelep gondoskodik.

A Föld különböző részein észlelt legnagyobb csapadékmennyiségek /2, 41. lap/

Adatok a Magyarországon észlelt néhány nagycsapadékokról /66, 135. lap/

c/ A mezőgazdasággal és a vízkészlet-gazdálkodással kapcsolatos feladatokban gyakran merülnek fel kérdések a csapadékviszonyok másik szélsősége, a csapadékban szélsőségesen szegény időszakok, a szárazságok, gyakorisága tekintetében is.

Módszertani szempontból ismét a /7-3/ kifejezés szerinti csapadék gyakorisági vizsgálatról van szó, ahol C olyan csapadékmennyiséget jelent, amelynél kisebb átlagosan T évenként várható, t pedig a száraz időszak tartama.

Az adott feladat szempontjából mértékadó t időtartam igen különböző lehet. A növényzet gyors fejlődésének időszakában bizonyos növényféleségek számára már néhány hetes szárazság is katasztrofális lehet, ha a csapadék a növény vízfelvételének egyetlen forrása /63/. Nagyméretű tározómedencékkel szabályozott öntözőrendszerek üzeme szempontjából viszont elsősorban a száraz évcsoportok gyakorisági elemzésének van gyakorlati jelentősége /7-18/. ábra/.

A száraz évcsoportok csapadékviszonyainak gyakorlati megoszlása Debrecen környékén.

Nem közömbös gyakorlati szempontból a kérdéses száraz időszakot megelőző csapadékviszonyok alakulása sem, ezért jól felhasználhatók az időjárás szárazságának /a csapadékhiány mértékének /a jellemzésére a megelőző hosszabb időszakok csapadékait súlyozottan összegező mutatószámok is /64, 18. lap/, amelyről a könyv második kötetében lesz szó.

Hidrológiai szempontból a száraz időszakok legközvetlenebbül többnyire a folyók kisvízi vízhozamai útján tanulmányozhatóak. Bizonyos feladatokban jól felhasználhatók a szárazságmértékének a jellemzésére a természetes vízjárású tavak, vagy a talajvíz szintjére és a fedőréteg víztartalmára vonatkozó adatok is.

Magyarország területén-amint a 6-1. ábrákról kitűnik -hosszú múltra visszatekintő és az ország földrajzi adottságaihoz mérten meglehetősen sűrű csapadékmérő hálózat működik. A csapadék észleléssel ez idő szerint foglalkozó intézményekről a 6-2. táblázat nyújt áttekintést.

A hosszabb időre visszavonuló állomásonkénti feldolgozások számára a csapadékadatok legfőbb forrásai a meteorológiai és vízrajzi /hidrológiai/ évkönyvek.

A meteorológiai évkönyvek az 1871-96 évekből évenként egy-egy kötetben jelentek meg és csapadékadatokat csak meglehetősen kivonatosan közölnek. Az 1897 és 1915 közötti években évenként négy kötetben megjelenő évkönyvek IV. kötetében átmenetileg bővültek az adtok, majd az ismét szűkebb terjedelemre korlátozódó további kötetekben újra csökkent az adatközlés részletessége. 1959-től kezdődően az Országos Meteorológiai Intézet évkönyveket nem ad ki. Az adatok az intézet adattárában, kéziratban állnak az érdeklődők rendelkezésére.

Az 1876-1916 évekről „Vízállások” címen megjelent vízrajzi évkönyvek bő táblázatos anyagot és igen részletes grafikonokat közölnek a naponkénti csapadékokról. 1917 és 1929 között lényegesen csökkent az évkönyvek terjedelme, majd 1930-tól kezdődően ismét egyre növekvő terjedelemben találhatók bennük időjárási adatok, elsősorban csapadék adatok. Jelentékenyen tovább bővült a vízrajzi évkönyvek időjárási része 1959-től, amióta az elmaradt meteorológiai évkönyveket igyekszik, -legalább részben –pótolni.

Az ország csapadékviszonyairól több alkalommal készültek összefoglaló jellegű feldolgozások, amelyekben folyóink vízgyűjtőjének a szomszédos országok területére eső részéről is találhatók adatok.

1.2.6. Különleges csapadékmérések

A fentiekben a szokásos /hálózatszerű/ csapadékmérésekkel ismerkedtünk meg , amelyek pontonkénti észlelések útján tájékoztatnak a Föld felszínére hullott csapadékmennyiségek területi és időbeli eloszlásáról.

Az alábbiakban néhány ritkábban alkalmazott, különleges rendeltetésű csapadékmérési feladatról emlékezünk meg.

Az elmúlt világháborúban légvédelmi célokra alkalmazott radarberendezések hívták fel a figyelmet a radarral történő csapadékmérés lehetőségére. Ilyen berendezésekkel mintegy 150-200 km távolságig folyamatosan figyelemmel kísérhető, hogy a felhők melyik részéből hullik csapadék és melyikből nem /7-19. ábra/ /6, 132. lap/. Sajnos ez a fontos kutatóeszköz ma még túlságosan drága ahhoz, hogy kisebb országokban alkalmazására kerülhessen.

A felhőkből lehulló csapadékon /a makrocsapadékon/ kívül bizonyos időjárási helyzetekben számottevő mennyiségű csapadék keletkezhet lent a térszínen is /mikrocsapadék/. A mikrocsapadék legismertebb formái a harmat, a dér a zúzmara és a talaj hézagait kitöltő levegőből kicsapódó talajharmat. A szokásos csapadékmérők a mikrocsapadékokat egyáltalában nem, vagy csak nagyon tökéletlenül mérik. Az agrometeorológiai szempontból nem mindig elhanyagolható mikrocsapadékok rendszeres és összehasonlításokra alkalmas mérése különleges berendezéseket kíván /6, 165-169.lap/ /69/.

Különleges célú kutatásokhoz a csapadék mennyiségén kívül szükség lehet a csapadékvíz kémiai összetételének /68, 26.lap/, továbbá a hőmérsékletnek vagy rádióaktivitásnak az ismeretére is. Tágabb értelembe a csapadékviszonyok feltárásához tartoznak az esők, jégesők és havazások szemnagyságára illetve kristályszerkezetére vonatkozó megfigyelések is, melyeknek elsősorban a talajerózióval és a permetező öntözéssel kapcsolatban vannak gyakorlati vonatkozásaik.

1.2.7. Hómérések

Az ország területére hulló csapadéknak mintegy 15-20%-a hó alakjában hullik le, és a talaj felszínét átlagosan 30-60napon át hótakaró borítja. A rendszeres, hálózatszerű mérések általában a hótakaró vastagságáról és átlagos sűrűségéről /térfogatsúlyáról, vízegyenértékéről/ nyújtanak tájékoztatást .Esetenkénti tanulmányi célokra szükség lehet a hótakaró víztartalmának /a hószemcsék közötti hézagokban folyékony halmazállapotban tárózódott vízmennyiségeknek /és a hótakaró szemcseszerkezetének /a hópelyhek kristály-szerkezeti sajátosságainak / a mérésére is /36/.

A hótakaró vastagságát /magasságát/ az ország valamennyi csapadékmérő állomásán hosszú idő naponta rendszeresen mérik. A mérés cm beosztású mérőléccel, az észlelő által a tágabb környezetre jellemzőnek ítélt helyen történik. A több méter hosszúságot elérő, állandó alépítményű hómérő oszlopok elhelyezésére hazai adottságok között nincs szükség. Hosszabb évsorozat rendszeres hóvastagsági adataiból az év azonos hónapjainak dekádjaiban, vagy pentádjaiban észlelt hótakaró vastagságok egyszerű nagyságrendi csoportosítása útján megszerkeszthető az egyes állomások hóviszonyainak időbeli alakulásáról összefoglaló képet nyújtógyakorisági ábra /7-20. ábra/.

A pontonkénti /állomásonkénti/ hómérésekből a szél okozta hófúvások és a hóolvadás helyi egyenlőtlenségei miatt csaknem lehetetlen valamely nagyobb terület átlagos hótakaró-vastagságának a megállapítása. Hegyvidéki területeken célszerű az adatok feldolgozását a tengerszint feletti magasság szerinti szétválasztással végezni. Ilyen módon viszonylag szűkös adatanyag alapján is megállapítható a hótakaró tavaszi fokozatos feljebb húzódásának és a hótakaró-vastagság csökkenésének időbeli alakulása /7-21. ábra/, ami a hóolvadásból származó lefolyás vizsgálatának fontos alapadata.

Valamely nagyobb terület hótakarójának vízegyenértékéről időszakonkénti módszeres hófelméréssel lehet közelebbről tájékozódni. A többnyire tél-végén és tavasszal végzett hófelmérések alkalmával nem állomásonként, hanem előre kijelölt vonalak /szelvények/ mentén történnek a mérések. Az egyes vonalak hossza általában 1-2 km, amelyeken végighaladva 50-100 m-enként mérik meg a hóvastagságát és sűrűségét. A mérési vonalak többnyire nem hálózhatják ugyan be a kérdéses teljes vízgyűjtőterületet, de a belőlük számított átlagértékek a terület teljes hókészletével, illetve annak vízegyenértékével arányos mennyiségek, tehát ha a felmérést mindig azonos vonalak mentén végzik, összehasonlító vizsgálatokra és előrejelzési célokra jól felhasználható adatokhoz segítenek. A hófelmérések értékes kiegészítő segédeszközei a légifényképek.

Hazánkban szélesebbkörű hófelmérések csak a legutóbbi 10 évben indultak meg. Ezekhez kapcsolódva kezdődött meg a hótakaró másik igen fontos alapadatának, a hó sűrűségének /térfogatsúlyának/ behatóbb tanulmányozása is /74/. A Vízgazdálkodási Tudományos Kutató Intézet 1959-től kezdődően az ország mintegy 20 állomásán végez rendszeres szelvény méréseket és hósűrűség méréseket.

A hó sűrűségét /térfogatsúlyát/ általában mérleges mintavevővel mérik /7-22. ábra/, melynek hossza több elem összeillesztésével növelhető. A mintavevőhöz tartozó tolósúly kézimérleg beosztása úgy van elkészítve, hogy a hóminta nettó súlyát 1 cm2 felületre átszámítva mutassa, amit a mintavevő henger falán leolvasható hótakaró vastagsággal elosztva, közvetlenül számítható a minta átlagos sűrűsége /7_23. ábra/. Több métert meghaladó hótakaró vastagság esetében a mintavételhez megfelelő kialakítású fúróberendezés szükséges. Nehezen megközelíthető hegységek hóviszonyairól távjelző-berendezéssel kiegészített izotópos hómérő segítségével lehet tájékozódni, amely közvetlenül a hótakaró vízegyenértékét méri.

1.2.8. A csapadék számítása

A rövididejű nagycsapadékok vizsgálata alapján megállapították, hogy hazánkban a mértékadó csapadékintenzitás nem a földrajzi elhelyezkedés, hanem a csapadékhullás időtartamától függ. Ezért ugyanazon paraméterű összefüggés használható mindenhol, de a csapadékintenzitás számítása a csapadékhullás időtartamának függvényében, az időalaptól függően három féle módon történik.

Az időalap besorolása:

·         10 ‑ 180 perces rövididejű (zápor) csapadék

·         3 ‑ 24 órás csapadék

·         1 ‑ 6 napos csapadék

1.2.8.1. A 10 ‑ 180 perces rövididejű csapadék intenzitásának meghatározása

A vizsgált vízgyűjtő terület összegyülekezési idejének (t-nak) ismeretében a p%-os visszatérési idejű csapadék intenzitása a Montanari-féle csapadékmaximum függvény alapján:

                                                                    ip = a t -m                                                     (11)

ahol

·       ip            - a p %-os előfordulási valószínűségű, P visszatérési idejű csapadék intenzitása (mm/h),

·       a - a 10 perces időtartamú p %-os előfordulási valószínűségű, P visszatérési idejű zápor intenzitása (mm/h),

·       t - a csapadékhullás időtartama, amely azonos az összegyülekezési idővel (t = t), 10 perces időegységben kifejezve (pl. 23 perc esetén t = 2, 3),

·       m           - a hatványkitevő, értékei valószínűségi jellemzőként állandók a következő táblázat szerint.

1. táblázat Az a és az m értékei 10 - 180 perces csapadék esetén

Előfordulási valószínűség

Visszatérési idő

10 perces intenzitás

Hatványkitevő

p
%

P
év

a
mm/h

a
l/s ha

m

kb. 99,5

kb. 1

30,2

84

0,67

99

1,01

47,8

133

0,69

50

2

73

203

0,71

25

4

97

270

0,72

10

10

131

365

0,72

5

20

158

438

0,73

3

33

180

500

0,74

2

50

202

561

0,74

1

100

238

661

0,75

A rövididejű csapadéktörvény (11) Magyarország egész területére érvényes. A hidraulikai méretezéshez a p%-os mértékadó visszatérési időt az erre vonatkozó előírások szerint kell figyelembe venni.

1.2.8.2. A  3 ‑ 24 órás mértékadó csapadékmagasság meghatározása

A csapadékmaximum függvény olyan összefüggés, amely megadja, hogy egy bizonyos t időtartamú csapadék átlagosan p évenként lesz h magasságú vagy i intenzitású, vagy ennél nagyobb előfordulású.

A mértékadó visszatérési idejű csapadék magasságát (hp%-t) a következő összefüggésből lehet meghatározni

                                                             hp% = a · t n  (mm),                                              (12)

ahol

·       a - az egy óra időtartamú és p visszatérési idejű csapadék magassága (mm),

·       t - a csapadék időtartama, amely azonos az összegyülekezési idővel (t = t) (h),

·       n - hatványkitevő (a visszatérési időtől kevésbé függ, értékei állandók:

 

2. táblázat Az a és az n értékei 3 - 24 órás csapadék esetén

Előfordulási valószínűség
p %

Visszatérési idő

P év

Az egy órás csapadék magassága
a
mm

Hatványkitevő
n

1

100

60.3

0,24

2

50

51

0,24

3

33

47

0,24

5

20

42

0,24

10

10

34

0,23

25

4

26

0,22

50

2

21

0,21

99,5

1

16

0,20

A 3 ‑ 24 órás mértékadó csapadék intenzitása

A mértékadó visszatérési idejű csapadék intenzitását (ip-t) a következő összefüggésből lehet meghatározni:

                                                      ip% = a t-m (mm/h vagy l/s ha)                                       (13)

ahol

·       a       - egy óra időtartamú, és p visszatérési idejű csapadék intenzitása (mm/h vagy l/s ha)

·       t        - a csapadék időtartama, amely azonos az összegyülekezési idővel

·       -m     - hatványkitevő (-m = 1-n),(a visszatérési időtől kevésbé függ), értékei állandók

3. táblázat Az a és az m értékei 3 - 24 órás csapadék esetén

Előfordulási valószínűség
p %

Visszatérési idő
P
év

Az egy órás csapadék intenzitása

Hatványkitevő

a
mm/h

a
l/s ha

m

1

100

60,5

168

0,76

2

50

51,5

143

0,76

3

33

47

130

0,76

5

20

42

116

0,76

10

10

34,5

96

0,77

25

4

26,5

74

0,78

50

2

21

58

0,79

99,5

1,01

16

44

0,80

1.2.8.3. Az 1 ‑ 6 napos mértékadó csapadék intenzitása

Az 1- 6 napos mértékadó csapadék intenzitását a sokéves átlagos csapadékból vezetjük le. Ellentétben a 10 -180 perces, illetve a 3 – 24 órás csapadékkal, ennek a mértékadó intenzitása függ a földrajzi helytől, ezért ezt nemcsak az éves átlagos csapadékeloszlásban, hanem a csapadék variációs (CV) és asszimetria (CS) tényezőben is figyelembe vesszük.

                                                                 Ck,1 = j1 Ck,év                                                                  (14)

ahol

·       Ck,1        - a vizsgált vígyűjtő területen az egy napos csapadékmaximumok középértéke

·       j1,          - arányossági tényező, értéke az 5. ábráról határozható meg

·       Ck,év       - az egy év alatt hullott csapadék sokévi átlagértéke (mm) a 6. ábra alapján

Az i napos mértékadó csapadék intenzitása a következőképpen számítható:

                                                                 Ck,i = ji Ck,év                                                                  (15)

                                                                 ji = j1 + Dj                                                  (16)

ahol

- Ck,i      - az i = T =1- 6 napos csapadékmaximumok középértéke (mm) (11. ábra)

·       j1     - arányossági tényező (10. ábra)

·       Dj    - értéke a 12. ábrából határozható meg

A számításhoz a Cv variációs és a Cs assszimetria tényezőt a 13. ábra alapján kell meghatározni, továbbá számítani kell a Cs/Cv hányadost. amely értéknek megfelelően a számítást a következők szerint kell elvégezni:

Ha a Cs/Cv  > 2 érték esetén a következő képletet kell alkalmazni:

                                                           Ci,p% = Ck,i (1 + Cv F)                                           (17)

ahol

·       Ci,p%         - a p %-os előfordulási valószínűségű csapadék magassága (mm),

·       F           - szorzótényező, melynek értékét a 8. táblázatból kell meghatározni

A Cs/Cv < 2 esetén a következő képletet kell használni:

                                                                 Ci,p%  = K Ck,i                                                                  (18)

ahol

·       K           - szorzótényező, melyet a CS/CV arányértéktől függően a 8., vagy a 9. táblázatból kell meghatározni.

a p %-os előfordulási valószínűségű i napos csapadék intenzitása:

                                                             (mm/d)                                             (19)

A lefolyási tényező értéke mérési adatok figyelembevételével és tájjellemző, valamint kísérleti területeken szerzett tapasztalatok analóg alkalmazásával határozható meg. Ezek hiányában a 10. táblázatból becsülhető.

A becslés megbízhatóságát elsősorban az összegyülekezési idő és a lefolyási tényező meghatározásának bizonytalansága befolyásolja, általában nagyobb értéket ad, mint a tényleges hozamértékek.

10. ábra a j1 tényező területi megoszlása

11. ábra A naptári év átlagos csapadéka

12. ábra A Dj tényező értékei

13. ábra A Cv variációs és a Cs asszimetria tényező területi megoszlása


4. táblázat FOSTER-RIBKIN TÁBLÁZAT

 

 

 

 

p %

 

 

 

Cs

1

2

5

10

20

25

50

0,00

2,33

2,05

1,64

1,28

0,84

0,67

0,00

0,05

2,36

2,08

1,65

1,28

0,84

0,66

-0,01

0,10

2,40

2,11

1,67

1,29

0,84

0,66

-0,02

0,15

2,44

2,14

1,68

1,30

0,84

0,66

-0,02

0,20

2,47

2,17

1,70

1,30

0,83

0,65

-0,03

0,25

2,50

2,20

1,71

1,30

0,82

0,64

-0,04

0,30

2,54

2,23

1,72

1,31

0,82

0,64

-0,05

0,35

2,58

2,25

1,73

1,32

0,82

0,64

-0,06

0,40

2,61

2,29

1,75

1,32

0,82

0,63

-0,07

0,45

2,64

2,32

1,76

1,32

0,82

0,62

-0,08

0,50

2,68

2,34

1,77

1,32

0,81

0,62

-0,08

0,55

2,72

2,36

1,78

1,32

0,80

0,62

-0,09

0,60

2,75

2,38

1,80

1,33

0,80

0,61

-0,10

0,65

2,78

2,40

1,81

1,33

0,80

0,60

-0,11

0,70

2,82

2,42

1,82

1,33

0,78

0,59

-0,12

0,75

2,86

2,44

1,83

1,34

0,78

0,58

-0,12

0,80

2,89

2,46

1,84

1,34

0,78

0,58

-0,13

0,85

2,92

2,48

1,85

1,34

0,78

0,58

-0,14

0,90

2,96

2,50

1,86

1,34

0,77

0,57

-0,15

0,95

2,99

2,52

1,87

1,34

0,76

0,56

-0,16

1,00

3,02

2,54

1,88

1,34

0,76

0,55

-0,16

1,05

3,06

2,56

1,88

1,34

0,75

0,54

-0,17

1,10

3,09

2,58

1,89

1,34

0,74

0,54

-0,18

1,15

3,12

2,60

1,90

1,34

0,74

0,53

-0,18

1,20

3,15

2,62

1,91

1,34

0,73

0,52

-0,19

1,25

3,18

2,64

1,92

1,34

0,72

0,52

-0,20

1,30

3,21

2,66

1,92

1,34

0,72

0,51

-0,21

1,35

3,24

2,68

1,93

1,34

0,72

0,50

-0,22

1,40

3,27

2,70

1,94

1,34

0,71

0,49

-0,22

1,45

3,30

2,72

1,94

1,34

0,70

0,48

-0,23

1,50

3,33

2,74

1,95

1,33

0,70

0,47

-0,24

1,55

3,36

2,76

1,96

1,33

0,69

0,46

-0,24

1,60

3,39

2,78

1,96

1,33

0,68

0,46

-0,2S

1,65

3,42

2.80

1,96

1,32

0,67

0,45

-0,26

1,70

3,44

2,82

1,97

1,32

0,66

0,44

-0,27

1,75

3,47

2,84

1,98

1,32

0,65

0,43

-0,28

1,80

3,50

2,R6

1,98

1,32

0,64

0,42

-0,28

1,85

3,52

2,88

1,98

1,32

0,64

0,41

-0,28

1,90

3,55

2,90

1,99

1,31

0,63

0,40

-0,29

1,95

3,58

2,92

2,00

1,30

0,62

0,40

-0,30

2,00

3,60

2,94

2,00

1,30

0,61

0,39

-0,31

2,05

3,63

2,96

2,00

1,30

0,60

0,39

-0,32

2,10

3,65

2,98

2,00

1,29

0,60

0,38

-0,32

2,15

3,68

3,00

2,01

1,28

0,59

0,38

-0,32

2,20

3,70

3,02

2,01

1,28

0,58

0,37

-0,33

2,25

3,72

3,04

2,01

1,27

0,57

0,36

-0,34

2,30

3,75

3,05

2,01

1,27

0,56

0,35

-0,34

2,35

3,77

3,06

2,01

1,26

0,55

0,34

-0,34

2,40

3,79

0,07

2,01

1,25

0,54

0,33

-0,35

2,4S

3,81

3,08

2,01

1,25

0,54

0,32

-0,36

2,50

3,83

3,09

2,01

1,24

0,53

0,32

-0,36

2,55

3,5S

3,10

2,01

1,23

0,52

0,31

-0,36

2,60

3,87

3,11

2,01

1,23

0,51

0,30

-0,37

2,65

3,89

3,12

2,01

1,22

0,50

0,29

-0,37

2,70

3,91

3,12

2,01

1,21

0,49

0,28

-0,38

2,75

3,93

3,13

2,02

1,21

0,48

0,27

-0,38

2,80

3,95

3,14

2,02

1,20

0,47

0,27

-0,38

2,85

3,97

3,14

2,02

1,20

0,46

0,26

-0,39

2,90

3,99

3,15

2,02

1,19

0,45

0,26

-0,39

2,95

4,00

3,16

2,02

1,18

0,44

0,25

-0,40

3,00

4,02

3,16

2,02

1,18

0,42

0,25

-0,40

 


5. táblázat            KRICKIJ-MENKEL-FÉLE ELOSZLÁSI GÖRBÉK ORDINÁTÁI

Cs/Cv =1

 

 

 

 

 

 

Cv

 

 

 

 

p %

0,1

0,2

0.3

0,4

0,5

 0,6

0,7

0,8

 0,9

1,0

0,1

 1,32

1.67

2,03

2,39

2,77

 3,14

3,48

3,82

4,13

4,44

0,3

1,29

1,59

1,90

2,23

2.55

2,89

3,21

3,53

3,85

4,17

0,5

1,27

1,55

1,84

2,15

2,45

2,76

3,06

3,37

3,68

4,00

1

1,24

1,49

1,75

2,03

2,31

2,59

2,87

3,15

3,45 _

3,78

2

 1,21

1,42

1,64

1,88

2,13

2,39

2,65

2,92

3,19

3,50

3

 1,19

1,39

159

181

2,03

2,27

2,51

2,75

3,02

3,32

5

1,17

1,34

1,52

1,70

1,90

2,10

2,31

2,52

2,76

3,04

10

1,13

1,26

1,39

1,53

1,68

1,83

1,99

2,16

2,35

2,57

20

1,08

1,17

1,25

1,34

1,42

1,51

1,59

1,69

1,78

1,88

25

1,06

1.13

1,19

1,26

1.33

1,41

1,47

1,52

1,58

1,62

30

1,05

1,10

1,15

1,20

1,24

1,29

1,34

138

1,40

1,39

40

1,02

1,04

1,06

1,08

1,09

1,10

1,10

1,10

 1,05

0,99

50

1,00

0,99

09

0,97

0,96

0,93

0,89

0,83

 0,76

0,67

60

0,97

0,94

0,90

0,87

0,83

0,79

0,71

0,61