, (1.4)

где - расход воды через данное поперечное сечение, , - элементарный расход на i-й вертикали, - средняя температура на i-й вертикали.

Отличия температуры воды по длине рек обусловлены особым сочетанием факторов изменения теплосодержания водных масс. Кроме зональных факторов, влияющих на величину ?, существуют факторы регионального и локального значения. К числу таких факторов относится, например, впадение крупных притоков с температурой вод, отличающейся от температуры воды в основной реке. Региональное значение имеет фактор орографии, который определяет тип рек (горные, полугорные и равнинные) и влияние высотной климатической зональности. Наличие, например, снежного покрова и ледников формирует температурный режим горных и частично полугорных рек.

Использование осредненной за разное время температуры имеет смысловое ограничение. Например, величина ? в конкретной точке потока за многолетний период имеет неясный физический смысл. За несколько лет морфология русла реки в этом створе может сильно измениться, что влияет на глубину реки и распределение ? по глубине потока. Поэтому при осреднении местной температуры представляется оптимальным, чтобы наибольший период осреднения не превышает 12 часов. С одной стороны, это соответствует периодичности наблюдений на гидрологических постах (8:00 и 20:00). С другой стороны, это позволяет оценивать температуру водной массы, которая характеризует суточное разнообразие сочетаний факторов ее теплового состояния.

Для разных задач требуется различное пространственное осреднение. Каждому масштабу пространственного осреднения можно сопоставить разумные масштабы временного осреднения температуры воды. Пространственное осреднение температуры воды имеет смысл осуществлять от конкретного горизонта водного потока, до всей длины малых рек или бесприточных участков средних и крупных рек испытывающих тепловое влияние конкретных синоптических обстановок. Для каждого вида пространственного осреднения можно найти соответствующие имеющие физический смысл периоды временного осреднения. Например, наименьший период осреднения температуры воды для всего бассейна - декада. Для малых и средних рек этот отрезок времени достаточен для полного обновления воды в реке и реакции водной массы на соответствующие изменения факторов теплового состояния рек. С другой стороны, декада - это характерное время осреднения температур воды в гидрологических справочниках. Наибольший оптимальный период осреднения ? для бассейнов малых и средних рек является многолетний период, поскольку он характеризует сток тепла. Для горизонта же водного потока этот период ограничен ? продолжительности суток. Он дает представление о дневном и ночном цикле изменений местной температуры воды. Для других масштабов пространственной оценки температуры воды существуют особые периоды временного осреднения этой гидрологической характеристики (табл. 1.1).

Таким образом, для различных масштабов пространственно-временной изменчивости характерно особое сочетание определенных факторов, которое нужно рассматривать применительно к конкретным природным условиям и с учетом возможно влияния хозяйственной деятельности.

Табл. 1.1 Оптимальные пространственно-временные осреднения температуры воды для характеристики теплового состояния и термического режима рек

Изменение теплосодержания ?q, Дж, объема воды V на участке реки определяется формулой:

?q=C???V, (2.1)

где С - теплоемкость воды, Дж/(кг0С), ? - плотность воды, кг/м3, ?? - изменение температуры воды, 0С. Из (2.1) следует, что изменение температуры воды за некоторый интервал времени

. (2.2)

Считая, что С, ?, V - постоянные, можно сказать, что изменение температуры воды ? пропорционально изменению теплосодержания водной массы q. Если изменение теплосодержания ?q > 0, то изменение температуры воды ?? > 0. В противоположном случае ?? < 0, а ?q < 0.

Изменение теплосодержания dq объема воды V связано с уравнением теплового баланса для участка реки (рис. 2.1):

Qн - Qв = dQ = - dq, (2.3)

где Qв - количество тепла, поступающее на верхнюю границе участка реки (адвекция), Qн - количество тепла, уходящее через нижнюю границу, dQ - изменение потока тепла, dq - изменение теплосодержания водной массы. Если dQ > 0 (уходит тепла больше, чем приходит), то dq < 0 - теплосодержание водной массы уменьшается, а ее температура ? понижается. В соответствии с уравнением (2.2) при dQ < 0 (тепла поступает больше, чем уходит) dq > 0 - теплосодержание водной массы увеличивается и, соответственно, повышается температуры воды ?? > 0. Таким образом, в рассматриваемой тепловой системе величина dQ однозначно определяет изменение dq и ??.

Участки рек - открытые системы и dQ = - dq 0. Если уравнение (2.3) универсально, то уравнение, раскрывающее причины возникновения (уравнение результирующей баланса тепла), отражает специфические условия, влияющие на величину dQ и dq, т.е.

dQ = - dq = А + В + С, (2.4)

где А, B, C - приходные и расходные составляющие теплового баланса (Михайлов, Добровльский, Добролюбов, 2007). С учетом (2.1) и (2.3) получаем:

?? = -, (2.5)

где А - тепловой поток на границе «водная поверхность - воздух», В-тепловой поток на границе «вода - русло реки», С - внутренние источники поступления или расхода тепла.

А = R + ?x + ?к - ?и, (2.6)

где R - радиационный баланс водной поверхности, - теплообмен с атмосферой, ?x - тепло, поступающее с атмосферными осадками, ?к - поступление тепла при конденсации, ?и - расход тепла на испарение воды.

Теплообмен с руслом реки включает

В = ?гр, (2.7)

где - поступление или отток тепла с грунтовыми водами, ?гр - теплообмен с ложем водного объекта.

Величина

С = ?д ?ф ?хим ?б, (2.8)

где ?д - тепло, обусловленное диссипацией гидравлической энергии, ?ф - энергию фазовых переходов, ?хим и ?б - приход или расход тепла при химических и биохимических процессах.

Наибольшее влияние на изменение теплосодержания водной массы оказывают процессы на границе «вода - воздух». Они влияют на приток солнечной радиации и теплообмен с прилегающими слоями воздуха. Радиационный баланс водной поверхности:

R = I - Iэф = (1-Aa) (Qпр+qрр) - Iэф, (2.9)

где I - поглощенная суммарная солнечная радиация, Iэф - эффективное излучение воды, (Qпр+qрр) - суммарная солнечная радиация при безоблачном небе, Qпр - прямая солнечная радиация, qрр - рассеянная солнечная радиация, Аa - альбедо водной поверхности (Хромов, Петросянц, 2001).

Интенсивность суммарной радиации меняется с высотой Солнца, с высотой местности над уровнем моря, а также зависит от прозрачности атмосферы, облачности и других факторов. Интенсивность солнечной радиации при безоблачном небе I0 = (Qпр + qрр)0 для любой точки земного шара и любого часа года может быть оценено по формуле:

(2.10)

где r0 и r - среднее в данный момент времени расстояние от Земли до Солнца, S0 - солнечная постоянная, hc - высота стояния Солнца, ?с - плотность субстанций в атмосфере, ?р - коэффициент рассеяния радиации.

При наличии облаков суммарная радиация определяется по формуле:

I = I0[1 - (a1 - b1n0) n0], (2.11)

где n0 - общая облачность, в долях единицы, b1 = 0,38, а1 - коэффициент, зависящий от широты местности (Винников, Проскуряков, 1988).

Эффективное излучение воды Iэф это разница между собственным излучением водной поверхности Iс и встречным излучением атмосферы Iа:

Страницы: 1, 2, 3, 4, 5, 6, 7, 8, 9