Особенности термического режима рек
Дипломная работа - Геодезия и Геология
Другие дипломы по предмету Геодезия и Геология
массы qу (Дж/м3). Если рассматривать теплоту как консервативную примесь, то
, (2.17)
где qy.p удельное теплосодержание воды реки до поступления осадков, Wp объем воды на данном участке реки, x количество осадков, мм, S площадь водной поверхности, Qy.oc удельное теплосодержание осадков.
Затраты или поступление теплоты в водную массу в случае испарения или конденсации водяного пара:
?конд= ?исп=Lиm= LиE?,(2.18)
где m масса испаряемой или конденсируемой влаги; E слой испарившейся (сконденсировавшейся) воды за единицу времени, м/ч; ? плотность воды, кг/м3; Lи удельная теплота испарения, Втч/кг. Последняя величина зависит от температуры испаряющей поверхности ?п (Алексеевский, 2006):
Lи = (25 0,024?п) 105,(2.19)
где 25105 Дж удельная теплота испарения при температуре поверхности воды 00С. Количество испарившейся воды может быть расiитано, например, по формуле Б.Д.Зайкова (Винников, Проскуряков, 1988). Тогда, с учетом (2.18), количество теплоты, теряемое водой при испарении, равно:
Qи = 4,1 (1 + 0,72w2) (e0-e2),(2.20)
где w2 скорость ветра на высоте 2м над поверхностью воды, e0 давление насыщенного водяного пара в воздухе при температуре испаряющей поверхности, e2 парциальное давление водяного пара на высоте 2м.
Большое влияние на температуру воды на участке реки в некоторых случаях имеют тепловые потоки на границе вода русло реки. Охлаждение или нагревание грунтовыми водами речных вод () связано с процессами смешения вод разного генезиса. iитая теплоту консервативной примесью (по аналогии с формулой 2.17) получаем:
, (2.21)
где qy.p удельное теплосодержание воды на участке реки выше зоны выклинивания (впадения) грунтовых вод, Vp=V0+dVв, где V0 объем воды на участке реки в начальный момент времени, dVв объем воды, дополнительно поступающий на участок реки за время dt через верхний створ, Vгр объем грунтовых вод, поступающих на данный участок реки за промежуток времени dt, qy.oc удельное теплосодержание грунтовых вод.
Теплообмен водной массы с ложем водного объекта происходит по закону Ньютона (Винников, Проскуряков, 1988):
qk = -? (?-?гр),(2.22)
где qk поток тепла через единицу площади дна, ? температура воды, ?гр температура грунтов, ? коэффициент теплоотдачи (зависящий в данном случае от разности температур воды и грунта, скорости потока, свойств грунта и т.п.). Если температура воды в реке выше, чем температура ее русла ? > ?гр, то qk < 0 и, в соответствии с (2.2), температура воды реки понижается, нагревая русло реки. Если ? < ?гр, то qk < 0 и вода в реке нагревается, а ложе реки охлаждается.
2.2 Географические факторы формирования термического состояния и режима рек
Тепловой режим и тепловое состояние водотоков обусловлены влиянием различных факторов. Оно прослеживается на зональном, бассейновом, районном, местном и локальном уровнях. В генетическом отношении эти изменения связаны с влиянием на температурный режим рек климатических, гидрологических, гидравлических и морфологических факторов.
Климат определяет общие зональные закономерности изменения температуры воды в реках. Они отражают неравномерное поступление солнечной радиации на земную поверхность в разных регионах планеты вследствие уменьшения угла падения солнечных лучей при увеличении широты местности (Хромов, Петросянц, 2001). Анализ распределения суммарной солнечной радиации (Qr) по территории России, например, показывает, что ее величина изменяется от 2500 до 4800 МДж/(м2 год), убывая при переходе от южных широт к северным.
Отражением влияния климата на температуру воды в реках является общая закономерность снижения тепловых характеристик водотоков с увеличением широты местности (Шостакович, 1928). Анализ данных по трем рекам приблизительно равного размера в таежной зоне, зоне смешанных лесов и в лесостепи ЕТР подтверждает эту закономерность (рис.2.3). Она справедлива, в частности, для рр. Пинега, Сура и Хопер в створах, где площадь их водосбора близка к 50000км2. Бассейны этих трех рек находятся между 400 и 500 в.д., влияние континентальности климата на термический режим этих рек примерно одинаково. Для сравнения рек в термическом отношении использована характеристика J, соответствующая нормированной сумме среднемесячных температур воды за безледный период года (). Анализ графиков изменения величины J за многолетний период для разных рек (см. рис.2.3) показывает, что с увеличением широты местности величина J, характеризующая осредненную температуру воды в реке за этот сезон года и соответствующий тепловой сток, заметно уменьшается. Градиент изменения величины J (при переходе от лесостепной к зоне широколиственных лесов) в 1977г. был равен 1,8110-3 км-1 и -2,4510-3 км-1 при переходе от зоны широколиственных лесов к таежной зоне.
Влияние зональности заметно не только при переходе от одного речного бассейна к другому, находящемуся в пределах другой природной зоны, но и внутри отдельных крупных бассейнов. Температура воды в реках постепенно возрастает от их северных к южным участкам русловой сети (Шостакович, 1907; Соколова, 1951 и др.). На больших реках, текущих с севера на юг и пересекающих различные климатические зоны, температура воды в их руслах возрастает от истоков к устью (рис.2.4). На реках, текущих в обратном ?/p>