Особенности термического режима рек

Особенности термического режима рек

Введение

Состояние водных объектов описывается совокупностью различных характеристик. В их число входят: уровень, расход, мутность, минерализация, биомасса, температура воды и другие характеристики в данный момент времени. Закономерно повторяющиеся изменения этих характеристик определяют гидрологический режим водного объекта. Одной из важных характеристик состояния и режима водного объекта является температура воды, которая определяет тепловое состояние и термический режим водных объектов. Термический режим рек – это закономерные повторяющиеся изменения теплового состояния водотоков. Изучение теплового состояния и термического режима имеет большое значение для решения ряда научных и практических задач.

Целью дипломной работы является изучение закономерностей изменчивости температуры воды по глубине, ширине и длине рек, оценка эффективности теоретических соотношений в отношении воспроизводства фактических распределений температуры воды. Для ее достижения были поставлены несколько задач:

1)    Вывод уравнения для аналитического описания эпюры температуры воды;

2)    Изучение неоднородности температуры воды по глубине рек;

3)    Анализ распределения температуры воды по ширине рек;

4)    Изучение закономерностей изменения теплового состояния водной массы по длине рек;

5)    Оценка эффективности использования уравнения теплового баланса реки для расчета продольного изменения температуры воды в реках;

Для решения поставленных задач использованы данные наблюдений автора за температурой воды р. Оки у д. Трегубово. Также были использованы материалы специальных наблюдений автора на р. Протва в районе устья Исьмы в июле 2008 года. Кроме того были использованы опубликованные данные наблюдений за вертикальным распределением температуры воды на устьевом участке р. Нева.

Для изучения продольной изменчивости температуры воды были использованы данные экспедиции Института истории естествознания и техники РАН о температуре воды р. Сухона на участке от с. Шуйское до г. Великий Устюг, а также метеорологические данные с сайта www.rp5.ru.

Работа состоит из 6 глав. Первые три главы – общие, посвящены масштабам пространственной и временной изменчивости температуры воды и целесообразности их сочетаний, факторам формирования термического режима рек и механизмам воздействия этих факторов на температуру воды на участке реки. В третьей главе получены уравнения, описывающие распределение температуры воды по глубине и ширине потока. Четвертая глава посвящена анализу натурных данных о вертикальной изменчивости температуры воды, их типизации и сравнению данных измерений с теоретическими выводами. В пятой главе производится анализ данных наблюдений за распределением поверхностной температуры воды поперек потока и сравнение теоретических результатов с натурными данными. Шестая глава посвящена оценкам возможности расчета температуры воды по длине р. Сухона в зависимости от притока тепла к границе «река-атмосфера» без учета влияния грунтовых вод и теплообмена с грунтами, а также внутренних источников тепла.

Автор благодарен за помощь в получении данных А.А. Попрядухину, С.А. Смирнову, А.М. Алабяну и С.М. Осколкову. Автор очень признателен Н.Л. Фроловой за консультации и предоставление данных экспедиции ИИЕТ РАН по обследованию р. Сухоны.

1. Масштабы пространственной и временной изменчивости температуры воды

Состояние водных объектов в каждый момент времени описывается совокупностью различных характеристик (Михайлов, Добровольский, Добролюбов, 2007). В их число входит уровень, расход, мутность, минерализация, биопродуктивность, температура воды и другие характеристики. Закономерно повторяющиеся их изменения определяют гидрологический режим водного объекта. Одним из важных параметров состояния и режима водного объекта является температура воды. Она характеризует многие особенности существования водных объектов на суши.

Изменение температуры речных вод влияет и на температуру морских вод. Это особенно важно для крупных сибирских рек, регулирование стока некоторых из них привело к существенному изменению температуры речных вод и теплового стока в Карское море (Одрова, 1983). От температуры воды зависит растворимость газов, скорость многих химических реакций, жизнедеятельность организмов, что имеет большое значение для оценки процессов денудации, формирования химического состава речных вод, развития водных экосистем и изменения интенсивности самоочищения водных объектов. Режим температуры во многом определяет активность биоты: при переходе температуры воды через 100С осенью развитие водной растительности прекращается и начинается ее отмирание. Весной на малых и средних реках при нагревании воды до температур выше 100С начинается активное развитие водной растительности. В зависимости от температуры воды формируются фазы ледового режима рек, изменяется продолжительность, толщина льда, даты замерзания и вскрытия и другие особенности ледового режима рек.

Как и другие гидрофизические характеристики водных объектов, температура θ обладает пространственной изменчивостью, т.е.,

θ= θ (x, y, z),                                                       (1.1)

где х, у, z – пространственные координаты. Совокупность значений скалярной характеристики θ образует стационарное поле, которое описывается функцией (1.1).

Если использовать модель пространства Эйнштейна, то можно говорить о стационарном четырехмерном температурном поле, где четвертой переменной является время t. Это позволяет более полно характеризовать тепловые особенности водных объектов. Однако в гидрологической литературе обычно используется другой подход для характеристики изменения температуры вдоль временной оси. Для этого вводится понятие теплового состояния и термического режима. Тепловое состояние водного объекта описывается его температурным полем при t=const (в данный момент времени). Термический режим рек это закономерные изменения теплового состояния водотоков во времени (Михайлов, Добровольский, Добролюбов, 2007).

В каждый момент времени температуру воды в данной точке водного объекта можно представить соотношением

,                         (1.2)

где  – пульсационная компонента,  – средняя местная температура.

Период осреднения температуры воды может изменяться в широких пределах: секунда, минута, час, сутки, декада, месяц, год, несколько лет. При выборе периода осреднения руководствуются задачами исследований и техническими возможностями приборов. Так, время измерения температуры воды ртутным термометром – 5–8 минут (Карасев, Васильев, Субботина, 1991). Это связано с инерционностью прибора. При использовании более скоростных и современных приборов, период измерения температуры может быть уменьшен до секунд. Однако в этом случае велика вероятность влияния пульсаций температуры воды на погрешности определения средней температуры воды в данной точке потока. По этой причине наименьший период осреднения не должен превышать 100 сек. В этом случае можно получить значение местной осредненной температуры воды свободное от влияния турбулентных пульсаций. Температура воды при таком осреднении, называется осредненной местной температурой в соответствии с уравнением.

Температура воды, учитывающая поглощение солнечной радиации и пульсационные изменения, испытывает трендовые колебания (рис. 1.1). Эти колебания температуры воды являются частью термического режима водотоков. В зависимости от наличия в потоке постоянно возобновляемых вихревых возмущений, их последовательного распада на более мелкие вихри, находится отклонение температуры воды от среднего значения. Трендовая составляющая объясняется наличием суточного хода температуры воды. Оценку пульсационной составляющей можно выполнить, построив графики разности между температурой воды и ее линейным трендом. Из рисунка следует, что ее величина испытывает циклические изменения, не превышающие 0,45% от средней температуры воды.

Внутрисуточные колебания температуры определяются суточным изменением соотношения между приходными и расходными составляющими теплового баланса в период открытого русла. В зависимости от сезона величины суточных температур различны. В период ледостава суточные колебания температуры воды отсутствуют. В период открытого русла в суточном ходе температур можно выделить фазы: утреннего нагревания, дневного нагревания, вечернего охлаждения, ночного охлаждения.

В годовом ходе температуры воды в водоемах, выделяются 4 сезона (Одрова, 1979): весеннего нагревания, летнего нагревания, осеннего охлаждения, зимнего охлаждения. Принципы, заложенные в основу этой классификации, не полностью отвечают температурным водотоков. Например, выделение сезона весеннего нагревания в водоемах обусловлено наличием обратной температурной стратификации при температуре <40C в безледный период. В этот период происходит интенсивное конвекционное перемешивание, окончание которого, связанное с достижением температуры воды 40С во всей толще воды, является окончанием сезона весеннего нагревания. В реках подобной ситуации нет.

Тем не менее, эта классификация может быть применена и для рек. Каждый сезон года отличается средней величиной температуры воды и ее сезонной вариацией. Летнее нагревание – период относительно высоких и устойчивых температур. Зимнее относительно стабильное низкотемпературное состояние – период близких к 00С температур в случае ледостава или низких и устойчивых температур в его отсутствие. Для сезона весеннего нагревания характерно повышение температур от 0,20С до температуры 100С, достижение которой является условием активного развития водной растительности. В сезон осеннего охлаждения характерно понижение от 100С до 0,20С, когда вегетация растений прекращается. Изменение температуры воды от сезона к сезону определяет внутригодовую изменчивость температуры воды и зависит от климатических зональных факторов.

В годовом термическом цикле рек обычно выделяют две фазы (ссылки): свободного русла и ледостава (рис. 1.4). Они отличаются по температуре и ее изменчивости. Во время ледостава температура воды колеблется около 00С, а при свободном состоянии русла температура воды положительна и меняется в широких пределах (от 0,20С до 10–250С в зависимости от особенностей географического расположения бассейна водотока).

Использование местной температуры воды осредненной за некоторый период времени не позволяет достоверно оценивать температуру, например, среднюю по глубине или в поперечном сечении потока. Вследствие этого требуется также пространственное осреднение температуры воды.

Изменение температуры воды с глубиной называется эпюрой распределения температур. Средняя температура воды на вертикали равна площади эпюры температур, деленной на глубину вертикали или интегралу:

        .                                     (1.3)

Различия в средней температуре воды между разными вертикалями обусловливают поперечные градиенты температуры и отличия теплосодержания разных отсеков поперечного сечения. В поперечном сечении произвольной формы, температура воды в отсеках 1–2 и 3–4 отличается по величине, вследствие различной глубины реки, скорости течения, интенсивности прогревания. Поэтому эти отсеки выполняют отличающиеся функции в отношении переноса тепла.

Для определения средней температуры воды в каждом отсеке, вычисляется площадь эпюры элементарных расходов тепла между смежными вертикалями и делится на площадь эпюры элементарных расходов воды между ними.

Средняя температура в поперечном сечении – виртуальная характеристика. Она получается делением расхода тепла на расход воды:

,                                (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 θ, 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 θ 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 θ 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 θ для бассейнов малых и средних рек является многолетний период, поскольку он характеризует сток тепла. Для горизонта же водного потока этот период ограничен ½ 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

2. Факторы формирования термического режима рек

2.1 Изменение результирующей теплового баланса и температуры воды на участке реки

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

Δq=CρΔθV,          (2.1)

где С – теплоемкость воды, Дж/(кг×0С), ρ – плотность воды, кг/м3, Δθ – изменение температуры воды, 0С. Из (2.1) следует, что изменение температуры воды за некоторый интервал времени

.   (2.2)

Считая, что С, ρ, V – постоянные, можно сказать, что изменение температуры воды θ пропорционально изменению теплосодержания водной массы q. Если изменение теплосодержания Δq > 0, то изменение температуры воды Δθ > 0. В противоположном случае Δθ < 0, а Δq < 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 θ 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 Δθ > 0. Таким образом, в рассматриваемой тепловой системе величина dQ однозначно определяет изменение dq и Δθ.

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:

Δθ = -,             (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  + Θx + Θк – Θи,                 (2.6)

где R – радиационный баланс водной поверхности,  – теплообмен с атмосферой, Θx – тепло, поступающее с атмосферными осадками, Θк – поступление тепла при конденсации, Θи – расход тепла на испарение воды.

Теплообмен с руслом реки включает

В =   Θгр,      (2.7)

где  – поступление или отток тепла с грунтовыми водами, Θгр – теплообмен с ложем водного объекта.

Величина

С = Θд Θф Θхим Θб,            (2.8)

где Θд – тепло, обусловленное диссипацией гидравлической энергии, Θф – энергию фазовых переходов, Θхим и Θб – 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,  ρс – плотность субстанций в атмосфере, αр – 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:

Iэф = Ic – Ia.  (2.12)

Величина Iс определяется с использованием закона Стефана-Больцмана для абсолютно черного тела:

Iа.ч.т. = σТ4,   (2.13)

где постоянная σ = 5,7×10-8 Вт/(м2×К4), Т – абсолютная температура воды, К (Хромов, Петросянц, 2001). Так как вода не абсолютно черное тело, то для расчета ее собственного излучения правую часть выражения (2.13) умножают на поправочный коэффициент «серости» тела δв, который для воды меняется от 0,95 до 0,963 при изменении ее температуры θ в диапазоне 01000С (Винников, Проскуряков, 1988).

Теплообмен между поверхностью воды и воздухом осуществляется (при отсутствии льда) за счет механизма конвективной теплопередачи и определяется по «закону» Ньютона (Алексеевский, 2006):

qk = -α (θ – θв),     (2.14)

где qk – поток тепла через единицу площади водной поверхности, θ – температура воды, θв – температура воздуха, α – коэффициент теплоотдачи. Этот коэффициент зависит от ряда факторов, влияющих на интенсивность теплоотдачи:

α = 2,65 [1 + 0,8w + f(Δθ)],    (2.15)

где w – скорость ветра на высоте 2 метра, м/с; f(Δθ) – функция, зависящая от разности температур θ-θB (Винников, Проскуряков, 1988). Если θ-θB > 0, то dqk < 0 и водная масса охлаждается. Если θ-θB < 0, то dqk > 0 и вода нагревается в соответствии с уравнением (2.2).

Тепло, поступающее с атмосферными осадками Θx, определяется по формуле:

Θx = CρθосSx,       (2.16)

где С – теплоемкость воды, Дж/(кг×0С); ρ – плотность воды, кг/м3; S – площадь зеркала воды, км2; x – слой осадков, мм; θос – средняя температура атмосферной влаги.

Влияние поступления тепла с атмосферными осадками на температуру речной воды выражается повышением или понижением температуры воды в зависимости от знака разности температур речной воды и атмосферных осадков. Если θос<θ, то происходит охлаждение речной воды. Если θос>θ, то происходит увеличение удельного теплосодержания водной 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:

Θконд= Θисп=Lиm= LиEρ,          (2.18)

где m – масса испаряемой или конденсируемой влаги; E – слой испарившейся (сконденсировавшейся) воды за единицу времени, м/ч; ρ – плотность воды, кг/м3; Lи – удельная теплота испарения, Вт×ч/кг. Последняя величина зависит от температуры испаряющей поверхности θп (Алексеевский, 2006):

Lи = (25 – 0,024θп)× 105,           (2.19)

где 25×105 Дж – удельная теплота испарения при температуре поверхности воды 00С. Количество испарившейся воды может быть рассчитано, 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 2 м над поверхностью воды, e0 – давление насыщенного водяного пара в воздухе при температуре испаряющей поверхности, e2 – парциальное давление водяного пара на высоте 2 м.

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. Считая 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 = -α (θ-θгр),       (2.22)

где qk – поток тепла через единицу площади дна, θ – температура воды, θгр – температура грунтов, α – 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 θ > θгр, то qk < 0 и, в соответствии с (2.2), температура воды реки понижается, нагревая русло реки. Если θ < θгр, 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 50000 км2. 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 1977 г. был равен 1,81×10-3 км-1 и -2,45×10-3 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 направлении, наблюдается понижение температуры воды от истоков к устью (Важнов, 1976). Если река имеет субширотное направление, то различия температуры воды могут отсутствовать вследствие зонального подобия (идентичности) притока солнечной радиации, что подтверждается данными наблюдений. Однако нарушение однородности среднемесячных температур воды возможно вследствие неравномерности распределения солнечной радиации в широтном направлении.

Зональность распределения Qr не строгая – изолинии суммарной солнечной радиации на картах не имеют строго широтного характера. Поэтому на одной широте местности приток солнечного тепла неодинаков в разных регионах страны (табл. 2.1). Это обстоятельство объясняется влиянием континентальности климата. Континентальность климата – изменение режима осадков и температуры воздуха под возрастающим влиянием суши на атмосферу и климатообразующие процессы по мере удаления от моря или океана. На большом расстоянии от их берегов смягчающее влияние океана на климат уменьшается. Одновременно уменьшается облачность и увеличиваются амплитуды суточных и годовых температур.

Таблица 2.1. Широтное изменение суммарной солнечной радиации на территории России, кДж×см-2 ×год-1

Например, континентальность климата усиливается с запада на восток на большей части территории России. В этом направлении возрастает и суммарная радиация Qr (рис. 2.5). Анализ этого рисунка показывает, что вдоль параллели 700 с.ш., и начиная с 350 в.д., приток солнечной радиации непрерывно возрастает до 1300 в.д. Для восточных районов величина Qr относительно стабильна, и далее на восток – уменьшается. Возможно, это связано с увеличением влияния Тихого и Ледовитого океанов. Вдоль параллели 600 с.ш. изменение Qr имеет более сложный характер. Общее увеличение притока радиации при переходе от западных к восточным территориям нарушается между 700 и 1000 в.д. Уменьшение притока радиации связано, возможно, с повышением местности (Среднесибирское плоскогорье) и соответствующим увеличением облачности. Далее на восток характер рельефа местности не изменяется, а по высоте понижается, что сопровождается увеличением величины Qr.

Другим фактором нарушения строго широтного распределения Qr являются горные области, которым свойственен особый характер распределения солнечной радиации. Для них картографические обобщения изменчивости величины Qr отсутствуют, так как влияние орографического фактора чрезвычайно разнообразно и очень изменчиво в плане, что создает трудности в измерениях на метеостанциях и обобщении этих данных. Рельеф оказывает влияние на температуру воды в реках вследствие орографического снижения.

Она уменьшается с высотой на 0,60С на каждые 100 м подъема и повышается на 10С на 100 м, когда воздух опускается с гор в долины (Хромов, Петросянц, 2001). Некоторое влияние на этот процесс оказывают и отличия в распределении солнечной радиации на склонах разной экспозиции, особенности питания рек в предгорьях и на равнинных участках. Большие уклоны определяют повышенные скорости течения, интенсивное перемешивание воды в реках. Это приводит к увеличению скорости теплообмена с окружающей средой (атмосферой и дном), а также к относительной однородности температуры воды в поперченном сечении.

Высоту местности можно относить к региональным и к местным факторам формирования температурного режима рек. Зависимость температуры воды в реках от высоты местности (рис. 2.6) отражает влияние совокупности факторов, характерных для территории, по которой она протекает. Она изменятся даже для небольших возвышенностей. Например, для Приволжской и Смоленско-Московской возвышенностей температура воды зависит от двух факторов – от расстояния до истока и от высоты местности. На одной широте и при разной высоте разность температуры воды может достигать 10–150С, что является обычной ситуацией для рек Средней Азии и Кавказа (Соколова, 1951).

Зональный фактор изменения температуры воды связан не только распределением суммарной радиации. Низкая относительная влажность в Средней Азии приводит к большим потерям тепла на испарение, что может снижать температуру воды (Соколова, 1951).

Важным фактором изменения температуры речной воды бассейнового масштаба, является влияние синоптических условий и отдельных воздушных масс на тепловое состояние рек. На реках разного размера оно выражается по-разному: крупные атмосферные вихри, определяя прохождение теплых и холодных воздушных масс, оказывают влияние на температуру воды малых рек, участков крупных и средних рек. Чем больше площадь водосбора, тем больше число воздушных масс, которые оказывают воздействие на тепловое состояние рек. Таким образом, температура воды в малых реках и их бассейнах целиком определяется чаще всего какой-либо одной воздушной массой, тогда как температура средних и крупных рек и различных частей их бассейнов формируется под влиянием совокупности разнородных воздушных масс.

Синоптические факторы определяют температуру воды вследствие облачности и изменения притока Qr днем и ночью. Днем температура воды повышается вследствие интенсивного притока солнечной радиации, а ночью – понижается, так как теплой поток от водной массы к атмосфере преобладает. При наличии сплошной облачности суточный ход температуры воды сильно сглажен по сравнению с ясной погодой. Это связано с регулированием притока радиации облачностью – вода нагревается только за счет рассеянной радиации. Ночью облачность предупреждает и охлаждение водной массы, вследствие усиления парникового эффекта и повышения температуры воздуха, связанного с температурой воды уравнением (2.14).

К бассейновым факторам изменения температуры воды относятся факторы, влияющие на ее величину в бассейнах малых или на участках больших и средних рек. Одним из этих факторов является размер реки. Его влияние тесно связано с воздействием синоптических условий, формирующих тепловой баланс на верхней поверхности воды. При равной скорости теплообмена на границе «вода-воздух» в соответствии с формулой (2.5) изменение температуры воды будет больше в том водном объекте, который имеет меньший объем. Однако, эта простая закономерность требует уточнения.

Объем воды на данном участке реки приблизительно равен произведению средней глубины(h), средней ширины реки (B) и длины участка (l). Удельная (на единицу площади) величина теплообмена с атмосферой при одинаковых синоптических условиях равна для малой и большой рек. Количество тепла, поступающего к объему воды на участке реки за единицу времени, зависит только от удельного теплообмена на поверхности реки и от средней глубины реки. Чем меньше средняя глубина реки, тем быстрее она реагирует на изменение атмосферных условий и, наоборот, чем больше средняя глубина реки, тем изменчивость температуры воды в реке меньше. Большая средняя глубина соответствует и большим расходам воды. Поэтому крупные реки имеют меньшую изменчивость температуры воды за единицу времени, по сравнению с малыми реками. Изменение температуры воды в малой реке за сутки может достигать нескольких градусов (до 90С), а на крупных реках – 1–20С (Соколова, 1951).

На рис. 2.7 приведен график, характеризующий изменение температуры в течение года в близких природных условиях на реках различного размера. Река Емца имеет площадь водосбора 13400 км2 (средняя река), а Онега – 55900 км2 (крупная река). Как видно на графике, весной, в период нагревания, температура воды на р. Емца выше по сравнению с онежской водой, что объясняется относительно более быстрой реакцией вод Емцы на изменение синоптических условий. Аналогичная ситуация и в период охлаждения: изменение температуры воды в р. Емца более интенсивно, чем в р. Онега. В результате температура ее вод оказывается ниже, по сравнению с рекой меньшего размера.

Такая закономерность может нарушаться вследствие впадения боковых притоков. Притоки могут формировать местный сток в других природных условиях, что приводит к их отепляющему или охлаждающему воздействию на водную массу основной реки.

На температуру воды в реках в различные фазы водного режима влияет соотношение источников питания рек. Оно влияет на среднюю температуру воды в русловой сети и на температуру воды ее отдельных участков. Разгрузка подземных вод изменяет температуру воды в реке в зависимости от сезона года. Летом подземные воды имеют температуру относительно более низкую, поэтому они оказывают охлаждающее влияние на температуру воды в реках. Зимой обратная ситуация: подземные воды отепляют речную водную массу.

Пример влияния этого фактора на температуру воды в реках дают реки черноморского побережья между гг. Новороссийск и Батуми. Они могут иметь подземное и дождевое питание. В разные сезоны года подземные воды оказывают как отепляющее (зимой), так и охлаждающее воздействие (лето). В летний период температуры воды вследствие теплообмена с атмосферой нагреваются, в зимний период температура воды этих рек, несмотря на теплообмен с атмосферой и благодаря влиянию грунтовых вод, не опускается ниже 40C.

Реки с существенным ледниковым питанием (Бзыбь, Мзымта, Кодори и Риони) наоборот имеют пониженную температуру. Она не превышает 100С в нижнем течении, а в истоке составляет 0,1–0,30С (Соколова, 1951). Таким образом, ледниковые воды всегда оказывают охлаждающее воздействие на основной объем воды в русле реки.

Некоторое влияние на температуру воды на участках рек оказывают местные факторы. Вследствие изменения прозрачности воды, скорости течения, наличия или отсутствия водной растительности, наличия затененности водной поверхности, температура на разных участках рек отличается от фоновых значений. Влияние этих факторов обусловлено их воздействием на теплообмен водной массы и атмосферы. Например, повышенная скорость течения приводит к усилению теплообмена с атмосферой вследствие усиления турбулентного теплообмена. Водная растительность замедляет течение, способствует образованию застойных зон, где вода сильно прогревается. При малой прозрачности воды солнечная радиация поглощается в верхнем слое, толщиной 5–10 см и не проникает глубже, что приводит к увеличению температурных градиентов по глубине реки. Влияние этих факторов на годовой термический режим незначительно. Тем не менее, при изучении формирования теплового режима реки по глубине, ширине и длине, их следует учитывать, так как в этих пространственно-временных масштабах они могут иметь существенное значение.

Температура воды в реках изменяется по их длине. Для многих рек можно выделить участки, по длине которых температура воды повышается, стабильна или уменьшается. Это обусловлено изменениями в сочетании вышеперечисленных факторов, определяющих температуру воды в реках, по длине водотоков. Например, температура воды в направлении от истока к устью в верховьях малых рек в теплый период года закономерно повышается. Это обусловлено постепенным уменьшением доли грунтовых вод в формировании стока. Для горных рек (независимо от преобладающего типа питания) аналогичная закономерность – увеличение температуры с удалением от истока в теплый период года, обусловлена орографическими эффектами изменениями температуры воздуха и воды.

Важным фактором формирования термического режима и состояния водотоков на локальных участках рек является антропогенное влияние (их «тепловое загрязнение»). Под этим термином понимается комплекс направленного изменения теплового стока. Тепловое загрязнение различается по типу и масштабам воздействия на температурный фон в реке. Наиболее ощутимое воздействие на термический режим рек и водотоков оказывают теплоэнергетика, промышленно-коммунальное водоснабжение и регулирование стока воды.

Теплоэнергетика изменяет термический режим рек вследствие сбросами в их русла подогретых вод. При прочих равных условиях влияние теплоэнергетических предприятий на термический режим определяется соотношением бытовых расходов в реке и величиной забираемой воды на охлаждение и разницей температур речной и охлаждающей воды. Относительно холодная вода забирается из водного объекта для охлаждения конденсаторов ГРЭС, АЭС и ТЭС. На реках чаще всего используется прямоточная система водоснабжения, которая подразумевает сброс подогретых вод в те же водные объекты, из которых был произведен водозабор. Температура сбросных вод тепловых электростанций в этом случае превышает естественную на 8–120С, а иногда и более. Зона подогретых вод на крупных ГРЭС прослеживается на площади десятков квадратных километров. Особенно отчетливо влияние сбросных вод ГРЭС на реки проявляется в зимний период – в районе электростанций ледостав не образуется. Например, ниже Яйвинской ГРЭС река не замерзает на протяжении около 40 км (Леонов, 1977).

Если сбросы подогретых вод с предприятий теплоэнергетики имеют локальную привязку к местности, то сбросы промышленных и коммунальных предприятий имеют рассредоточенный характер. Например, сброс подогретых промышленных и коммунальных вод с предприятий Волгограда происходит на протяжении 70 км Волги. Наиболее подогретыми водами являются сбросные воды металлургических, коксохимических, нефтеперерабатывающих, некоторых химических заводов – температура их сбросных вод превышает естественную на 8–400С. Температура сбросных коммунальных вод превышает температуру речных вод на 4–80С и зависит от величины расхода сбросных вод, сезона года (лето, зима), рода предприятия, наличия очистных сооружений, отстойников и т.д.

Вопрос изменения термического режима водотоков при сооружении водохранилищ изучен относительно хорошо (Вендров, 1970; Одрова, 1987). Их влияние обусловлено наличием в относительно глубоких водохранилищах водных масс разной температуры. В летний период происходит их температурное расслоение на относительно более теплые приповерхностные воды эпилимниона и более холодные придонные воды гиполимниона, из которого обычно происходит водозабор. На особо глубоких водохранилищах температура поверхностных водных масс может превышать температуру придонных на 10–150С. В результате летом в нижнем бьефе водохранилищ температуры воды понижены относительно естественного состояния. Зимой у дна водохранилища скапливается вода с температурой, близкой к температуре наибольшей плотности (40С), которая повышает температуру воды в нижнем бьефе относительно естественных условий, препятствует образованию ледяного покрова, способствует наличию полыньи (Одрова, 1979 и др.). Например, на р. Сулак ниже плотины Чиркейской ГЭС температура воды в среднем на 2–30С ниже фоновых значений в летний период. К устью реки прогрев воды в апреле-августе приводит к увеличению ее температуры на 0,5–1,30С. Это связано с особенностями теплового баланса реки в условиях продольного уменьшения расходов воды вследствие забора воды на орошение.

Страницы: 1, 2, 3, 4