Исследование особенностей нерадиационных видов теплообмена водной поверхности с атмосферой за суточный и сезонный интервал времени

Содержание

	Введение	4

	Глава 1. Изученность вопроса.	6

	Глава 2. Основные факторы потерь тепла на испарение и турбулентный теплообмен с поверхности водохранилища.	12

	2.1. Климатические факторы (скорость ветра, температура воздуха, влажность)	12

	2.2.  Термический режим Камского водохранилища	19

	2.2.1. Температура воды на поверхности	20

	2.2.2.  Температура воды по глубине и годовой термический цикл. Особенности термики водохранилищ	22

	Глава 3. Общая характеристика объекта	30

		3.1.	Гидрографические и морфометрические особенности Камского водохранилища	30

	Глава 4. Теория турбулентности	40

	4.1. Турбулентное  движение жидкости	40

	4.2. Турбулентное движение воздуха	42

	4.3. Определение коэффициента турбулентности	45

	Глава 5. Испарение и потери тепла при испарении.	51

		5.1.	Теория процесса испарения.	52

		5.2.	Испарение с водной поверхности.	53

	Глава 6. Сезонный режим нерадиационных видов теплообмена.	58

		6.1.	Теплообмен с атмосферой путем испарения.	58

		6.1.1.	Расчет среднемесячных величин испарения и потерь тепла при испарении в безледный период.	58

		6.1.2.	Анализ среднемесячных величин потерь тепла при испарении и метеоэлементов .	60

		6.1.3.	Связь метеоэлеметов приводного слоя  и потерь тепла на испарение.	67

		6.2.	Изменение величины турбулентного теплообмена в безледоставный период	72

		6.2.1.	Расчет среднемесячных величин турбулентного теплообмена в период навигации	72

		6.2.2.	Расчет коэффициента турбулентности	74

		6.2.3.	Анализ среднемесячных величин турбулентного теплообмена и метеоэлементов	75

		6.2.4.	Связь метеоэлементов приводного слоя с турбулентным теплообменом	81

		6.3.	Соотношение тепло- и влагообмена. Сезонные изменения	87

	Глава 7. Суточный режим нерадиационных видов теплообмена.	89

		7.1.	Суточная изменчивость теплопотерь с поверхности Камского водохранилища.	89

		7.1.1.	Расчет ежечасных величин теплопотерь при испарении (LE)	89

		7.1.2.	Анализ внутрисуточных изменений метеоэлементов и потерь тепла при испарении (LE).	90

		7.1.3.	Графическая связь потерь тепла на испарение и метеоэлементов. Суточный интервал времени.	96

		7.2.	Суточная изменчивость турбулентного теплообмена (Р) поверхности Камского водохранилища с атмосферой	99

		7.2.1.	Расчет ежечасных величин турбулентного теплообмена (Р)	99

		7.2.2.	Расчет коэффициента турбулентности	101

		7.2.3.	Анализ внутрисуточных изменений метеоэлементов (температура, скорость ветра)	102

		7.2.4.	Связь метеоэлементов приводного слоя с турбулентным теплообменом	108

		7.3.	Соотношение тепло- и влагообмена. Суточные изменения.	116

	Библиографический список	119

	ПРИЛОЖЕНИЯ	122







Введение

	Турбулентный тепло- и влагообмен с атмосферой, обусловливающие нагревание  или охлаждение водной поверхности водохранилища, являются важнейшими характеристиками общего взаимодействия атмосферы и водоема. Изучение обмена теплом и влагой поверхности водохранилища с атмосферой  –  составная часть общей проблемы водного и теплового баланса Земли, занимающей в науке и практике все более заметное место. 

	Использование уравнения теплового баланса позволяет решать задачи, относящиеся к области расчета нагревания  и охлаждения воды в водоемах, таяния снега, испарения воды, нарастания льда, и выяснить закономерность развития ряда других важных гидрологических процессов, совершающихся под влиянием теплообмена между водными объектами и окружающей средой, количественным выражением которого является уравнение теплового баланса. 

Составляющие уравнения теплового баланса водохранилища подразделяются на радиационные и нерадиационные. Турбулентный теплообмен  и потери тепла при испарении относятся к нерадиационным видам теплообмена с атмосферой.

	Объектом исследования было выбрано Камское водохранилище. 

	Целью работы является исследование особенностей нерадиационных видов теплообмена водной поверхности с атмосферой за суточный и сезонный интервал времени на примере Камского водохранилища.

	Для достижения поставленной цели необходимо решить следующие задачи:

	Исследование теоретических основ нерадиационных видов теплообмена водной поверхности с атмосферой;

	Изучить основные факторы потерь тепла на испарение и турбулентный теплообмен с поверхности водохранилища;

	Изучить морфометрические особенности Камского водохранилища и его термический режим;

	Найти исходные данные и рассчитать величины (Р, LE) за суточный и сезонный интервалы времени;

	Проанализировать полученные результаты и сделать выводы.

	













































Глава 1. Основные факторы потерь тепла на испарение и турбулентный теплообмен с поверхности водохранилища

1.1. Климатические факторы (скорость ветра, температура воздуха, влажность) 

Испарение с водной поверхности является существенным расходным элементом уравнений водного и теплового балансов и единственной формой передачи влаги с водоемов в атмосферу. 

В природных условиях при постоянном перемешивании надводного слоя воздуха испарение зависит от влажности воздуха, температуры воздуха и воды, скорости ветра, атмосферного давления (высоты водоема над уровнем моря), минерализации воды, водной растительности водоема. 

Влияние влажности и температуры воздуха. 

На величину испарения влияет разность между значениями максимальной упругости водяного пара при температуре воды е0 и упругостью водяного пара еа, находящегося в атмосфере; при е0= еа испарение прекращается. 

В общем случае при неравенстве температуры воды t и воздуха tа разность е0-еа не равна дефициту влажности и может быть представлена в виде

е0 - еа = (е - еа)+(е0 - еа)=da+(е0 - еа),

где е – максимальная упругость пара при температуре воздуха; da – дфицит влажности воздуха.

Так как е0=?(t) и е=?(tа), о при t = tа 

е0 - еа = da

если воздух теплее воды (t < tа), испарение прекратится до того, как наступит насыщение воздуха (е0 - еа < da), если же воздух холоднее воды (t > tа),то после достижения равновесия (е0 = еа) наступает пересыщение, в воздухе происходит конденсация и образование тумана над водой (е0 - еа > da). 

Приток тепла снизу от теплой водной поверхности создает неустойчивость, вследствие чего туман постепенно рассеивается за счет конвекции. 

Экспериментальные данные, полученные по наблюдениям за испарением в полыньях нижних бьефов ГЭС и на плавучих испарительных бассейнах, показали, что влияние разности температур выражается практически постоянной добавкой к испарению, мало зависящей от скорости ветра (рис. 1). 



Рис. 1. Зависимость Е / е0-е2 от скорости ветра ?2 при различных разностях температуры вода-воздух (по А.П. Браславскому и С.Н. Нургалиеву).

Неоднородность в распределении температуры по поверхности воды может создать не только неодинаковое испарение в разных частях озера, но даже и разные по знаку процессы — испарение на нагретых участках и конденсацию на более холодных.

Так, на Байкале в июне над прибрежными районами вдоль западного берега и в центральной части происходит интенсивная конденсация, в то время как в мелководных прибрежных районах (в устье Селенги, Верхней Ангары, в Чивыркуйском и Баргузинском заливах) испарение может достигать 30—40 мм за месяц. Такая же картина наблюдается и в июле. И только в августе испарение происходит интенсивнее, чем конденсация, хотя в центральной части она все еще может быть значительной. В сентябре и октябре, когда глубоководные участки озера оказываются более теплыми, испарение в центре доходит до 50—70 мм, а у западного побережья — до  90—100 мм, в то время как  на мелководье оно уже уменьшается. В декабре, когда прибрежные мелководные участки покрыты льдом, на центральной части озера продолжается испарение [Верболов].

При исследовании процесса испарения с водной поверхности водоемов следует иметь в виду, что при большой акватории распределение влажности воздуха над водной поверхностью неоднородно по площади водоема. 

Перенос водяного пара с поверхности водоема в атмосферу происходит за счет молекулярной диффузии и за счет вертикального обмена, так как плотность водяного пара составляет 0,622 плотности воздуха и обогащенный влагой воздух, как более легкий, поднимается вверх. 

Ветер над поверхностью водоема создает динамическое перемешивание, способствующее переносу водяного пара. Над большой водной поверхностью воздух быстро насыщается в начале своего движения над водой, в прибрежной зоне, и дальнейшее испарение с центральных частей водоема возможно лишь при подъеме водяного пара в атмосферу с вертикальными токами воздуха, поэтому при дальнейшем продвижении воздуха над водной поверхностью испарение перестает расти, сохраняя постоянное значение, что может происходить на расстоянии 1— 2 км от берега (рис. 8.2). Подробный анализ метеорологических процессов над водоемом приведен в работах М. П. Тимофеева [Тимофеев, 1963] и А. Р. Константинова [Константинов, 1968]. 



Рис. 2. Схема изменения влажности и скорости ветра при натекании воздуха с суши на водоем (по Распопину Г.А.)

Учитывая большое влияние на испарение влажности воздуха над водной поверхностью и температуры воды, при расчетах необходимо использовать данные не береговых метеостанций, у  а измерений, произведенных непосредственно над водной поверхностью водоема. При производстве расчетов для крупных водоемов с неравномерным распределением глубин необходим и анализ термического режима водоема.

На испарение расходуется тепло, поэтому, если нет притока тепла к испаряющей поверхности, то. температура ее понижается и при прочих неизменных условиях испарение уменьшается.

Количество тепла, которое необходимо сообщить 1 г жидкости, чтобы он испарился* (при неизменной температуре), называется теплотой испарения  L.  Теплота испарения зависит от температуры.

Для воды

I = 597-0,64 t кал/г.

При  t = 0

L = 597 ~ 600  t кал/г.

Влияние скорости ветра.

Роль ветра в испарении достаточно хорошо иллюстрирует рис. 8.4, где сопоставляется ход испарения и скорости ветра при почти одинаковых других факторах. 

При сильных ветрах (со скоростью более 5—6 м/с) некоторую роль может сыграть так называемое механическое испарение — порывы ветра срывают с гребней волн мелкие капельки влаги, которые затем испаряются в воздухе. Количественные характеристики этого процесса определяются пока еще недостаточно надежно. 

Для испарения с больших водных поверхностей наибольшее значение имеет вертикальный турбулентный обмен, в то время  как горизонтальный перенос воздушных масс над водной поверхностью оказывает влияние лишь на испарение с малых водных площадей. Интенсивность вертикального переноса водяного пара определяется интенсивностью динамического турбулентного обмена и интенсивностью свободной конвекции, на значение которых оказывает непосредственное влияние скорость ветра. Поэтому при расчете испарения необходимо знать скорость ветра непосредственно над водоемом. 



Рис. 3. Сопоставление суточного хода испарения с поверхности наземного испарителя со скоростью ветра (Л.Ф.. Форш). 1 - скорость ветра, 2 – испарение.

Влияние атмосферного давления. Влияние атмосферного давления (или высоты над уровнем моря) на испарение сказывается в том, что с ростом давления возрастает плотность воздуха, снижающая интенсивность испарения. Уменьшение давления должно способствовать возрастанию испарения. Однако это справедливо в основном для диффузного испарения. В природных условиях при преобладающем влиянии турбулентности для переноса водяного пара роль атмосферного давления незначительна.

1.2.  Влияние размеров водоема

Глубина испарителя —водоема не оказывает существенного влияния на величину суммарного испарения за теплое полугодие. Заметен лишь незначительный (лежащий в пределах точности измерений) рост средней интенсивности испарения с увеличением глубины. 

Однако термический режим водных масс в сильной мере зависит  от глубины испарителя-водоема (Браславский и Викулина, 1954; Константинов и Федорова, 1959, 1960; Константинов, Федорова и Голубев, 1960; Зайков 1955; Соколов, 1952; Филатова, 1957, 1959 и др.). Это обстоятельство обусловлено различием тепловой инерции водных масс больших и малых объемов, что объясняется разными условиями теплоаккумуляции в испарителях-водоемах различной глубины. Так как испарение с воды в первую очередь определяется температурой испаряющей поверхности, постольку различие в термическом режиме испарителей-водоемов обусловливает различный суточный и сезонный ход испарения с их поверхности.

Суточный ход испарения с водной поверхности действительно зависит от размера (главным образом глубины) водоема (рис. 4 а). Чем менее глубок водоем, тем больше суточный ход испарения с него приближается к суточному ходу испарения с поверхности увлажненной почвы. Последний, как будет показано ниже, характеризуется большим испарением в дневные часы и ничтожным (а порой и конденсацией) в ночное время. С увеличением глубины водоема повышается интенсивность теплообмена нижележащих слоев с вышележащими, вследствие чего сглаживается суточный ход испарения. В утренние и дневные часы испарение снижается за счет расхода солнечной энергии на нагревание водных масс испарителя-водоема, а в вечерние и ночные — повышается благодаря отдаче тепла испаряющей поверхности нижележащими слоями воды. Вследствие высокой температуры поверхности и неустойчивой температурной стратификации воздуха над водой ночное испарение с озера составляет около 40%, а дневное — всего 60% суточной величины испарения. Соответствующие характеристики испарения с почвы близки к 0 и 100%. 

К этому следует добавить, что у водоемов больших размеров (главным образом более глубоких), чем Валдайское озеро, суточный ход испарения еще меньше выражен: ночное испарение по величине еще больше приближается к дневному. В других климатических условиях соотношение между кривыми суточного хода испарения с почвы и испарителей-водоемов различной глубины сохраняется, изменяются лишь средние величины испарения. В пасмурные дни различия между суточным ходом испарения с достаточно увлажненной почвы и водной поверхности сглаживаются.



Рис. 4. Суточный (а) и сезонный (б) ход испарения с водной поверхности. 

1 – озеро, 2 – бассейн площадью 20 м2, 3- испаритель ГГИ – 3000, 4 – луг.

Сезонный ход испарения с водной поверхности также зависит  от размера и в первую очередь от глубины водоема (рис. 4 б). 

Для мелких водоемов сезонный ход испарения с водной поверхности приближается к сезонному ходу испарения с увлажненной почвы. С ростом глубины водоема, а, следовательно, и объема водных масс повышается их тепловая инерция; вместе с последней снижается интенсивность испарения в весенний период, когда значительная часть солнечной энергии расходуется на нагревание нижележащих слоев воды. Во вторую половину летнего периода имеет место обратная картина — нижележащие слои воды отдают тепло верхним слоям, поддерживая испарение на высоком уровне [Константинов].

1.3.  Термический режим Камского водохранилища

	Термический режим Камского водохранилища характеризуется  закономерным ходом изменения температуры в году по всей глубине водохранилища. Формирование термического режима  определяется климатическими условиям, гидрологическими особенностями и морфометрией Камского водохранилищ. По морфометрическим показателям Камское водохранилище относится к неглубоким равнинным водохранилищам [16].

	Приход и расход тепла осуществляется через водную поверхность и зависит от ее состояния. Распределение запаса тепла в водной массе, помимо климатических условий, определяется так же своеобразием морфометрии ложа и гидродинамическими процессами.

	Теплозапас в водоеме за расчетный период вычисляется как Q=p?c?v?tср, где p – плотность воды, г/см3, v – объем водной массы, млн.м3, tср – ее средняя температура воды на глубине, °С. Подобная формула пригодна для водоемов простой формы с небольшими глубинами. Для крупных районов теплозапас определяется графически с использованием объемной шкалы. Определение средней температуры производится по данным наблюдений на всех вертикалях. Распределение тепла и температуры водной массы зависят от морфометрических особенностей водоема, водного баланса и водообмена, движения вод, тепловых свойств грунтов дна водной растительности и других факторов.

1.3.1. Температура воды на поверхности 

	Что касается температурного режима Камского водохранилища, то  на рассматриваемой территории впервые наблюдения за температурой были начаты в 1907г. на р. Кама у г. Оса. Систематические двухсрочные наблюдения производятся на одних реках с 1945г., на других с 1948г., при этом измеряется температура воды, как правило, у берега. На основании параллельных наблюдений за температурой воды у берега и на стержне потока установлено, что расхождения ее значений в указанных точках несущественны (не превышают 0,2?) и, следовательно, данные береговых наблюдений являются достаточно репрезентативными. 

	Температура воды на поверхности переходит весной через 0,2? в начале третьей декады апреля на Чусовском, Сылвенском и Обвинском заливах и в последующие 7-8 дней по всей акватории водоема. 

		В течение первой декады мая поверхностный слой воды прогревается до 4?; в среднем в конце мая температура воды достигает 10? (рисунок 5).

	

	Рис.5. Изменение средних сроков перехода температуры поверхности воды через 0,2?(1), 4?(2) и 10?(3), а – осенний период, б – весенний пери. I – глубоководный участок, II – озеровидный участок, III – четкообразный, IV – полурусловой. (районирование Госкомгидромет).

		Разница в сроках перехода температуры воды через указанные градации по акватории составляет обычно 13 дней, при крайних значениях – от 3 до 30 дней.

	По сравнению с периодом весеннего нагревания период осеннего охлаждения воды является наиболее длительным (рис. 5). Зависимость между температурой поверхности воды в прибрежной части водоема и температурой воздуха отчетливо прослеживается в периоды максимального прогрева. 

		В период максимального прогрева наибольших значений температура поверхности воды достигает на мелководных и малопроточных участках водохранилища. Осенью она возрастает от озеровидной быстро выхолаживающейся части к приплотинной глубоководной. 

		Средняя температура на поверхности водохранилища (табл. 5, рис. 6) рассчитана по ежедекадным значениям температуры воды наиболее репрезентативных постов. 

	Талица 1

	Средняя температура воды на поверхности Камского водохранилища за многоводный период

Участок

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI



2-я декада

3-я декада

1-я дек

2-я дек

3-я дек









1-я дек

2-я дек

3-я дек

1-я дек

Полурусловой

0,1

0,4

4,0

7,0

10,2

14,8

19,8

17,1

10,3

5,0

2,9

1,2

1,4

Четкообразный

0,2

0,6

3,6

7,6

10,6

14,9

20,5

18,0

11,4

5,8

3,4

1,4

1,2

Озеровидный

0,2

0,6

3,6

7,6

10,6

14,9

20,5

18,0

11,4

5,8

3,4

1,4

1,2

Глубоководный

0,2

0,6

3,5

8,0

11,7

15,6

20,9

18,5

11,9

6,8

4,4

2,1

1,6

Заливы

0,2

0,5

2,4

6,5

10,4

14,8

20,2

18,9

13,9

9,1

6,7

4,1

2,5

Все вдхр

0,3

0,6

3,6

7,4

10,8

15,2

20,4

18,2

12,1

7,0

4,6

2,4

1,8

	

	

	

	Рис. 6 Изменение средней температуры поверхности воды на отдельных участках Камского вдхр; 1-полурусловой; 2-четкообразный; 3-озеровидный; 4-глубоководный; 5-заливы.

	

1.3.2.  Температура воды по глубине и годовой термический цикл. Особенности термики водохранилищ

	

	В соответствии с изменением теплозапаса и динамики водной массы находятся особенности термики водохранилищ.

		В водохранилищах умеренной климатической зоны, так же, как и в озерах, происходит сезонная смена характера распределения температуры воды по вертикали. Для летнего периода характерна прямая температурная стратификация – понижение температуры от поверхности до дна.

		Если перемешивание не захватывает всей толщи воды, то при прямой стратификации образуются вертикальные термические зоны; эпилимнион – верхний равномерно и сильно прогретый слой, металимнион  или слой температурного скачка – сравнительно тонкий слой, в котором температура с глубиной резко понижается, и гиполимнион – глубинный слой с относительно низкой и мало меняющейся по глубине температурой.

		В переходные периоды (весной и осенью) преобладает гомотермия – наличие одинаковой температуры по всей  глубине, во время которой вода водоема перемешивается до дна. Зимой наблюдается обратная температурная стратификация, при которой температура возрастает от поверхности до дна. В глубоких слабо перемешиваемых пресных водоемах при обратной температурной стратификации воды у дна она обычно близка к температуре наибольшей плотности (4?С). В малопроточных водоемах или на участках с замедленным водообменном обратная стратификация более резко выражена в результате повышения температуры придонного слоя при отдаче тепла дном.

		По внутригодовому ходу теплозапаса и средней температуры воды в термическом режиме водохранилищ умеренной зоны намечается три периода: весенне-летнего нагревания, осеннего охлаждения и зимний, в течение которого на фоне общего охлаждения вод, наблюдаются подогрев придонных слоев малопроточных участков в результате теплоотдачи дна. Этот зимний прогрев приводит к некоторому повышению теплозапаса и средней температуры воды в малых слабопроточных водоемах.

		На различных участках крупных, сложных по морфометрическим особенностям, водообмену и ходу уровня водохранилищ осенью и весной могут одновременно существовать прямая и обратная стратификация и гомотермия. Летом и зимой – соответствующая стратификация и гомотермия. На различных участках водоемов экстремальные значения температуры наблюдаются часто в разное время и выделение термических периодов для водохранилищ представляет значительные трудности.

	

	Сезонные изменения температуры. 

	Основной теплообмен водоема происходит через его поверхность. За счет различия температуры воды и ложа, грунтового питания водоема происходит теплообмен и с ложем. Но решающим фактором, определяющим весь годовой ход теплообмена водоема, являются метеорологические условия. Их изменения в течение года и внутри сезонов, определяют изменения интенсивности теплообмена с водой, направление результирующего потока тепла. Происходящие с годовой цикличностью они формируют так называемый годовой термический цикл водоема. В общем случае в годовом термическом цикле можно выделить пять периодов: весеннее нагревание, летнее нагревание, осеннее остывание, зимнее остывание и зимнее нагревание. 

	В каждый из периодов этого цикла для водоема характерно преобладающее направление теплового потока и в соответствии с этим определенные условия перемешивания, обусловленные изменением плотности воды при нагревании и остывании, определенное распределение температуры по вертикали и по площади. 

	Период весеннего нагревания. Этот период начинается с появлением результирующего теплового потока, направленного в воду, и заканчивается при достижении водой температуры максимальной плотности 4°С, прекращающей конвективное перемешивание, за счет прогрева воды. На замерзающих водоемах этот период может начаться еще при сплошном ледяном покрове, если солнечная радиация проникает через лед и, нагревая воду, создает неустойчивое распределение температуры с максимумом у поверхности. Это направление циркуляции некоторое время сохраняется и после вскрытия. В этот период происходит обогащение глубинных слоев кислородом, так как вертикальная циркуляция захватывает мощную толщу воды. 

	Распределение температуры по вертикали характеризуется либо возрастанием ко дну с максимальной температурой у дна не выше + 4°С (обратная стратификация), либо одинаковой температурой по всей вертикали (гомотермия). В соответствии с этим в периоде весеннего нагревания выделяют две фазы: нагревание в условиях обратной стратификации и нагревание в условиях гомотермии. Существование этих фаз и продолжительность всего периода весеннего нагревания зависят от индивидуальных особенностей водоема.

	Период летнего нагревания. Этот период начинается с момента установления температуры максимальной плотности и заканчивается при достижении максимума температуры, т. е. в момент прекращения нагрева, когда приход тепла к водоему равняется его расходу. 

	Интенсивный прогрев поверхности воды приводит к уменьшению плотности верхних слоев, что препятствует перемешиванию верхних слоев с глубинными более плотными водами. Возникает так называемая прямая температурная стратификация с наибольшими температурами на поверхности. Интенсивное перемешивание верхних слоев (при ветре, волнении и т. п.) и замедление процесса вертикального перемешивания вследствие возрастания плотности с глубиной приводят к расчленению толщи воды по вертикали на три характерные для летнего периода зоны каждая со своим термическим, химическим, биологическим и световым режимом. Это — эпилимнион — верхний слой с наиболее высокими температурами воды, подверженный прогреву и перемешиванию, вследствие чего температура по глубине в этом слое убывает очень незначительно. Металимнион — средний слой с наибольшими градиентами температуры и плотности, так называемый слой скачка. Разность температур в этом слое может доходить до 20°, а температурный градиент до 8—10° на 1 м. Гиполимнион — придонный относительно холодный слой, который летом почти не подвержен перемешиванию и отличается плавным и незначительным понижением температуры с глубиной. 

	Период осеннего охлаждения. Период начинается с появления теплового потока, направленного из воды в атмосферу (после прохождения максимума температуры воды), и заканчивается установлением температуры максимальной плотности. Распределение температуры характеризуется разрушением прямой стратификации. По мере охлаждения наблюдается выравнивание температуры по глубине, исчезновение слоя скачка и формирование осенней гомотермии, наступающей тем скорее, чем интенсивнее идет перемешивание при остывании. Установление осенней гомотермии не прекращает вертикального перемешивания до тех пор, пока вся вода не остынет до температуры максимальной плотности. Этот период наиболее благоприятен для перемешивания, и мощность слоя, охваченного конвективно-ветровым перемешиванием, на глубоких озерах доходит до 200—300 м, а на неглубоких захватывает всю толщу до дна и обогащает ее кислородом. Продолжительность периода определяется глубиной озера и запасом тепла в воде [Одрова].

		В крупных глубоководных водохранилищах зимнего прогрева практически не бывает, теплозапас и температура уменьшаются в течение всей зимы.  Для примера были взяты данные наблюдений на вертикали № 4 (Чусовская стрелка) в 1966 г в различные периоды термического цикла.

		В течение большей части безледоставного периода в распределении температуры воды по глубине Камского водохранилища наблюдается прямая стратификация (рис. 7, рис. 8). В период весенне-летнего прогревания 31/V идет более резкое понижение температуры с глубиной по сравнению с другими периодами. Это связано с тем, что в мае-июне только начинается прогревание и поэтому верхние слои имеют более высокую температуру 16,2?С, а ближе ко дну температура почти в два раза меньше 8,8 ?С.

	В конце мая – начале июня слой температурного скачка прослеживается близ поверхности. Постепенно, по мере прогревания водоема (июнь, июль), слой скачка опускается ниже, температура воды по глубине выравнивается (рис. 7).

		К 1/VII разница между придонной и поверхностной температурной уменьшается, составляя 5,9?C  (рис. 7). В это время средняя температура воды по вертикали достигает максимальных значений до 22,2?.

		К 1/IX устанавливается обратная температурная стратификация, близкая к гомотермии связи с однородностью водных масс и повышением водообмена интенсивное охлаждение происходит довольно равномерно по всей толще воды. На глубине 0,1 м температура равна 16,3?, а далее установилась гомотермия со значением температуры 16,4?.

		Изменение температуры по глубине взято из материалов наблюдений на водохранилище за 1966 г (таблица 2).

		Таблица 2

	Изменение температуры водохранилища с глубиной

	(Материалы наблюдений…,1966 г)

	Место измерения

	Дата, время начала измерения

	Горизонт измерения, м

	Температура воды

	Гидрологический разрез или рейдовая вертикаль

	№ вертикали; расстояние от начального пункта, км

	

	

	

	

	Губина, м

	

	

	

	Рд.;нач.п. Чусовская стрелка310°

	4; 0,8

	24,0

	31/V

	14 05

	

	

	0,5

	8,0

	17,0

	23,5

	16,2

	11,3

	9,2

	8,8

	Рд.;нач.п. Чусовская стрелка310°

	4; 0,8

	22,9

	31/VII

	14 10

	0,1

	7,0

	11,0

	17,0

	22,4

	20,2

	19,6

	19,2

	17,5

	14,3

	Рд.;нач.п. Чусовская стрелка310°

	5; 1,2

	17,5

	1/IX

	17 50

	0,1

	8,0

	17,0

	16,3

	16,4

	16,4

	По данным таблицы построим эпюры распределения температуры по глубине за три различных термических цикла (см. рис. 7-9). 

	

	Рис. 7 Распределение температуры воды с глубиной в период весенне-летнего прогревания (12-13/VI).

	

	Рис. 8 Распределение температуры воды с глубиной в период максимального прогрева (30-31/VII).

	

	Рис. 9 Распределение температуры воды с глубиной в период осеннего охлаждения (12-13/X). 

	Влияние разного рода факторов на испарение с водной поверхности, в конечном счете, выражается к их влиянию на два наиболее важных:  El — е и интенсивность вертикального и горизонтального переноса водяного пара в приводном слое атмосферы.

	Следовательно, испарение с поверхности водоемов формируется, преимущественно, метеорологическими условиями. Гидрологические факторы — глубина и размеры водоема, течения — влияют напрямую лишь на температуру поверхности воды, от которой зависит  E1 (упругость пара непосредственно у воды).











Глава 2. Изученность вопроса

Тепло- и влагообмен, постоянно происходящие между поверхностью любого водоема и приводным слоем воздуха, количественно отражаются в тепловом балансе водоема или в тепловом балансе водной поверхности. Это взаимодействие двух сред может быть оценено и по его отдельным составляющим – турбулентному теплообмену с воздухом и затратам тепла на испарение. В тепловом балансе водной поверхности особое значение имеют затраты тепла на испарение, поскольку постоянное предельное увлажнение создает возможности для переноса с нее водяного пара, ограничиваемые поступающим к поверхности теплом и его распределением. 

Вопросами расчета потерь тепла при испарении много занимались А.Ф. Изотова (1968, 1977,1980, 1982). Разработке формул для расчета потерь тепла при испарении с водной поверхности посвящены работы А.Р. Константинова (1969), А.П. Браславского (1954, 1965, 1966), Б.Д. Зайкова (1960), В.И. Кузнецова (1968,1971), П.П. Кузьмина (1957).  

Методика исследования испарения и турбулентного теплообмена с атмосферой поверхности крупных водоемов весьма трудоемка и недостаточно разработана.

Не все существующие методы исследования испарения могут быть использованы для изучения этого процесса на больших водоемах ввиду трудности постановки наблюдений непосредственно на водоеме. Для определения потерь тепла на испарение и турбулентного теплообмена были применены два метода: гидрометеорологический, основанный на законе испарения Дальтона, и турбулентной диффузии, основанный на теоретическом рассмотрении процесса испарения.

Изучению испарения с водной поверхности уделяется большое внимание, как в нашей стране, так и в других страна мира. Наиболее широкое развитие  исследования этого элемента водного баланса получили в 50-х гг 20 века. При исследованиях испарения в зарубежных странах, главным образом в Англии и США, применяются, в принципе, те же методы , что и в нашей стране. К ним относятся методы водного и теплового баланса, турбулентной диффузии, или, как принято называть за рубежом, метод переноса масс, а также гидрометеорологический метод, основанный на использовании эмпирических формул. 

Для определения испарения с водоемов при отсутствии на них специальных наблюдений наибольшее распространение за рубежом получили формула Х.Л. Пенмана (Пенман, 1948, 1950, 1956), основанная на совместном решении уравнений теплового баланса и турбулентной диффузии, и графики М.А. Колера (Колер, 1959).

В работе В.И. Кузнецова и Т.А. Федоровой (1971) рассмотрено содержание методики расчета испарения по формуле Пенмана и графикам Колера, а также приведены результаты сопоставления испарения, оцененного по гидрометеорологической формуле, считающейся наиболее совершенной и рекомендованной в нашей стране для практических расчетов испарения с существующих и проектируемых водоемов. В результате сравнительных оценок точности расчета испарения по формуле Пенмана, графикам Колера и формулам, полученным с применением метода турбулентной диффузии зарубежных исследователей (Миллер, 1937; Свердуп, 1937 и д.), сделан вывод, что для условий нашей страны применение рассмотренных выше зарубежных методов расчета испарения нецелесообразно ввиду их меньшей точности о сравнению с методами, предложенными в нашей стране. 

Сравнение результатов расчета затрат тепла на испарение и турбулентный теплообмен, которые опубликованы (Изотова, Огнева, Смирнова, 1961; Изотова, 1961), по гидрометеорологическому и диффузионному методам на примере Ладожского озера и отдельных его районов за 1957-1962 гг. свидетельствует о возможности применения в равной мере обоих методов для определения рассматриваемых элементов теплового баланса только защищенных частей крупного водоема северо-западной зоны, характеризующихся ветровым режимом со скоростями ветра, близкими к преобладающим (3-4 м/с) за год. 

Результаты специальных расчетов испарения с водоемов, выполненных различными методами В.И. Кузнецовым и Т.Г. Федоровой, показали, что наиболее точной является методика, рекомендованная  «Указаниями по расчету испарения…» (1969) [указания].   

Из перечисленных выше авторов созданием формул для условий водохранилищ занимался А.П. Браславский. Его формула для расчета месячных величин потерь тепла на испарение принята в «Указаниях по расчету испарения с поверхности водоемов» , (1969). Эта формула принята и нами для расчета среднемесячных величин потерь тепла на испарение по районам Камского водохранилища. 

Теория турбулентного (контактного) теплообмена между атмосферой и водной поверхностью впервые была разработана для условий моря Свердупом (1937, 1938). В нашей стране идеи Свердупа были развиты П.П. Кузьминым и В.С. Самойленко (1945). Расчетами величин турбулентного теплообмена поверхности моря с атмосферой в разное время занимались Л.П. Гладун (1953), Е.Г. Архипова (1957), Л.А. Строкина (1956), Н.И. Егорова (1950), В.С. Самойленко (1953),  Е.И. Алдошина (1957). Для условий внутренних водо.......................