Дипломная работа: Особенности термического режима рек
, (2.21)
где q y . p – удельное теплосодержание воды на участке реки выше зоны выклинивания (впадения) грунтовых вод, Vp =V 0 +dV в , где V 0 – объем воды на участке реки в начальный момент времени, dV в – объем воды, дополнительно поступающий на участок реки за время dt через верхний створ, V гр – 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):
q k = -α (θ-θгр ), (2.22)
где q k – 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 (Q r ) 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 Q r 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
|
Градусы северной широты |
Q r на 300 в.д. |
Изменение величины Q r при переходе с запада на восток страны (градусы в. д.) | ||||||
|
300 -500 |
500 -700 |
700 -900 |
900 -1100 |
1100 -1300 |
1300 -1500 |
1500 -1700 | ||
|
70 |
280,5 |
4,2 |
16,8 |
4,1 |
12,6 |
К-во Просмотров: 439
Бесплатно скачать Дипломная работа: Особенности термического режима рек
| ||