- •Курсовой проект:
- •2013 Содержание
- •Введение.
- •1. Физико-географическое описание бассейна Вилюйского водохранилища.
- •1.1 Рельеф.
- •1.2 Геологическое строение.
- •1.3 Почвенно-растительный слой.
- •1.4 Климат.
- •1.5 Гидрографическая сеть.
- •2. Физика процесса испарения с поверхности воды.
- •2.1 Физическое явление - испарение.
- •Методы расчета испарения с водной поверхности.
- •3.1 Метод теплового баланса
- •3.2 Метод водных испарителей
- •3.3 Метод турбулентной диффузии.
- •3.4 Метод водного баланса
- •3.5 Пульсационный метод
- •3.6 Расчет испарения по эмпирическим формулам
- •4. Расчет испарения с водной поверхности Вилюйского водохранилища за безледоставный период.
- •4.1 Определение средней длины разгона воздушного потока над Вилюйского водохранилищем и построение плана озера.
- •4.2 Исходные данные.
- •Ход основных метеорологических параметров за теплый период
- •4.3 Итоговая сводная таблица и график сравнений результатов, полученных по разным формулам.
- •График хода сезонного испарения с поверхности Вилюйского водохранилища
- •Заключение.
- •Список литературы
3.3 Метод турбулентной диффузии.
Этот метод является одним из перспективных для оценки испарения с поверхности водоема. Он разработан на основании использования теории турбулентной диффузии.
С целью вывода формулы для расчета испарения по методу турбулентной диффузии запишем дифференциальное уравнение переноса водяного пара в турбулентной атмосфере:
ρ(∂q/∂τ+υx·∂q/∂x+υy·∂q/∂y+υz·∂q/∂z)=∂/∂x(ρkx·∂q/∂x)+∂/∂y(ρky·∂q/∂y)+∂/∂z(ρkz·∂q/∂z),
где q - удельная влажность воздуха (количество водяного пара в граммах в 1 кг влажного воздуха),
Dx, Dy, Dz и kx, ky, kz - соответственно проекции скорости воздушного потока и коэффициента турбулентного обмена на оси координат х, у, z. Упростим это уравнение предполагая, что: 1) наблюдается стационарный процесс переноса влаги, тогда dq/dτ=0; 2) для больших по площади и однородных подстилающих поверхностей горизонтальная диффузия паров и вертикальная скорость потока у поверхности малы, т. е.:
∂q/∂x=∂q/∂y≈0, ∂/∂x(ρkx·∂q/∂x)=∂/∂y(ρky·∂q/∂y)≈0, Dz=0,
3) вся влага, обусловленная турбулентной диффузией, переносится только в вертикальном направлении. Выполнив интегрирование уравнения переноса водяного пара в турбулентной атмосфере по высоте от 0 до z с учетом указанных упрощений, получим:
ρkz·∂q/∂z-(ρkz-∂q/dz)0=0
Второе слагаемое в этом уравнении представляет собой поток водяного пара при z=0, т. е. испарение с водной поверхности. Обозначим его через Е, тогда уравнение примет следующий вид:
E=ρk·∂q/∂z.
Здесь опущен значок у коэффициента турбулентного обмена kz.
В этой формуле выполним замену q на е - парциальное давление водяного пара в воздухе, согласно соотношению:
q=0,623e/(P - 0,378е),
где Р - атмосферное давление; слагаемым 0,3 78е можно пренебречь по сравнению с Р, тогда:
E=ρk·(0,623/P)(∂e/∂z).
Полученная формула хотя и простая по структуре, однако практическое применение ее затруднено в связи с отсутствием градиентных наблюдений за влажностью воздуха и сложностью определения коэффициента турбулентного обмена к, зависящего от многих факторов: скорости воздушного потока, стратификации характеристик приводного слоя воздуха, шероховатости подстилающей поверхности, местных физико-географических условий и др.
Выражение для коэффициента турбулентного обмена при равновесной стратификации:
k=χ2zw1/ln(z1/z0),
χ =0,38 - постоянная Кармана, z - высота измерения,
z0 - высота шероховатости, т. е. уровень, на котором скорость ветра равна нулю,
w1 - скорость ветра на высоте z1=l м. В случае неустойчивой стратификации:
k=χ 2zw1(l-Ri)1/4 /ln(z1/z0),
где Ri - число Ричардсона.
Подставим выражение для равновесной стратификации в полученную выше формулу для испарения с водной поверхности и, проинтегрировав его с учетом логарифмического закона распределения парциального давления водяного пара по высоте:
∂e/∂z=mγ(eo-e2)/[z·ln(z2/zo)],
где z2=2 м, m - коэффициент перехода от давления насыщенного водяного пара на высоте шероховатости z0 к давлению насыщенного водяного пара на поверхности воды, γ=f(Ri), найдем:
E=pχ 2mγ(0,623/P)[w1/ln(z1/zo)/ln(z2/zo)](e0-e2).
Введя обозначение:
b=ρχ2mγ·0,623/[Р·ln(z1/zо)ln(z2/z0)],
получим выражение для расчета испарения в общем виде:
E=bw1(e0-e2).
Подставив в него средние значения метеорологических элементов, получим:
E=0,12w1(eo-e2),
где Е - слой испарившейся воды, мм/сут. [2]