Vízügyi Közlemények, 1948 (30. évfolyam)

1. szám - II. Mosonyi Emil: Hegyvidéki nagyobb víztározó medencék hidrológiai méretezése. (Második, befejező közlemény)

HEGYVIDÉKI VÍZTÁROZÓ MEDENCÉK 21 Amint már említettük, az m arányszám elméleti határértékei és 1, s ezeknek megfelelően <r = 1, illetőleg qr = 0. Egyenletes vízhozameloszlás esetében, azaz ha m — 1 és qr = 0, a szükséges tározótér: S = 0, ami különben önként következik. Ha pedig a vízjárás az elméletileg legszélsőségesebb határesetet érné el, azaz m — 00 és ф = 1 volna, akkor: S = 0-62 V, vagy: £ (hm

3) = 19-55 5,.. A vizsgált és a fenti összefüggések megállapítása tekintetében alapul szolgáló tényleges esetekből nem határozható meg m értéke, minthogy egyrészt a természetes-vízhozameloszlás legnagyobb, ill. legkisebb értéke általában nem az elméleti vízhozamgörbének (25) megfelelően, azaz nem pontosan a tározás tekintetében mértékadó időszak kezdő-, ill. végpillanatában jelentkezik, másrészt pedig a természetes vízhozameloszlás előforduló szélső értékei olyan rövid ideig tartanak, hogy a szükséges tározás mértékét számottevően nem befolyásolják. A természetes vízhozameloszlás egyes eseteinek vizsgálata nem ad tehát alkalmas és egyértelműen alkalmazható módszert a vízlefolyás viszonylagos szélsőségességét kifejező m tényező megállapítására. így a tározótér számításához szükséges (p egj'ütthatót sem lehet a levezetésnek megfelelően m értékéből, azaz közvetlenül a vízhozamok idősorából v_nni. Ezért a (f tényezőket a vizsgált tényleges esetek tározótérszükségletéből fogjuk közvetve meghatározni. Mindenesetre általánosságban megállapítható, hogy a feltételezhető legkedvezőtlenebb víz hozaméi oszlás viszonylagos szélsőségességének elsősorban a vízgyűjtőterület kiterjedésétől kell függnie, mégpedig azzal ellenkező értelemben kell változnia. Valószínű ugyi nis, hogy a nagyobb vízgyűjtőterületen — a csapadékeloszlás területi kiegyenlítődése folytán — kiegyensúlyozottabb a vízjárás, mint egészen kis vízgyűjtőn, ahol a legszélsőségesebb csapadékjárás az egész területin egyformán érvényesülhet. Ennek az okoskodásnak értelmében tehát a vízgyűjtőterület növekedésével (p-nek és vele együtt a viszonylagos tározótérszükségletnek is csökkennie kell. Acp tényező változásának másik alapvető oka a vízgyűjtőterület geológiai felépítéséből és az áteresztőképességet befolyásoló egyéb tényezők együttes hatásából adódik. Miné[ nagyobbfokú ugyanis a vízgyűjtőterület áteresztőképessége, annál kiegyenlítettebb lesz a vízhozameloszlás, míg megfordítva, azaz teljesen vízzáró jelleg esetében a vízjárás viszonylag a legszélsőségesebb. Ez utóbbi esetben követi ugyanis a vízjárás legjobban a szélsőséges esapadékeloszlást, sőt a fagymentes időszakokban — a domborzat és növényzet okozta kisebb késleltetésektől eltekintve — teljesen meg is egyezik vele. Az előbbi esetben viszont a kőzet hónapokig tározhatja a vizsgált időszakot megelőző őszön lehullott, továbbá a tavaszi olvadáskor, esőzéskor lefolyó vízmennyiség egy részét, amely aztán a nyári, őszi, sőt csapadékszegény téli hónapokban is működő állandó jellegű források alakjában kerül ismét felszínre és némiképen kiegyenlíti a szélsőséges csapadékeloszlást. A nagyobb áteresztőképességű vízgyűjtő esetében tehát 'f kisebb, és így a kiegyenlítéshez is kisebb tározótér szükséges. A fenti elméleti meggondolásokból következik, hogy végtelen kicsiny kiterjedésű vízgyűjtő esetében (p = 1, míg a végtelen nagy vízgyűjtőhöz <p = 0 érték tartoznék, függetlenül az áteresztőképesség jellegétől. Viszont a vízgyűjtő egy tetszőleges és minket gyakorlati szempontból érdeklő véges kiterjedéséhez (mintegy 10 km

2 és 10.000 km

2 között) különböző <p értékek tartoznak a szerint, hogy mekkora a felszín áteresztőképességének a mértéke. Nyilvánvaló azonban, hogy a <p=-.cp(F, á)