Дипломная работа: Особенности термического режима рек

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):

Q _н - Q _в = dQ = – dq , (2.3)

где Q _в – количество тепла, поступающее на верхнюю границе участка реки (адвекция), Q _н – 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 + Θ_x + Θ_к – Θ_и , (2.6)

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

Теплообмен с руслом реки включает

В = Θ_гр , (2.7)

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

Величина

С = Θ_д Θ_ф Θ_хим Θ_б , (2.8)

где Θ_д – тепло, обусловленное диссипацией гидравлической энергии, Θ_ф – энергию фазовых переходов, Θ_хим и Θ_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 – I _эф = (1-A_a ) (Q _пр +q _рр ) – I _эф , (2.9)

где I – поглощенная суммарная солнечная радиация, I _эф – эффективное излучение воды, (Q _пр +q _рр ) – суммарная солнечная радиация при безоблачном небе, Q _пр – прямая солнечная радиация, q _рр – рассеянная солнечная радиация, А _a – 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 I ₀ = (Q _пр + q _рр )₀ для любой точки земного шара и любого часа года может быть оценено по формуле:

(2.10)

где r ₀ и r – среднее в данный момент времени расстояние от Земли до Солнца, S ₀ – солнечная постоянная, h _c – высота стояния Солнца, ρ_с – плотность субстанций в атмосфере, α_р – коэффициент рассеяния радиации.

При наличии облаков суммарная радиация определяется по формуле: