- •Введение.
- •1. Физико-географическое описание бассейна озера Ильмень.
- •1.1. Географическое описание.
- •1.2. Рельеф.
- •1.3. Геологическое строение
- •1.4. Почвенно-растительный покров.
- •1.5. Климат
- •1.6. Описание метеорологической станции Бойцы.
- •2.1. Метод водных испарителей
- •3. Расчет
- •3.1. Исходные данные
- •3.2. Результаты расчета
1.6. Описание метеорологической станции Бойцы.
Станция расположена на острове в восточной части озера. Остров овальной формы, диаметром около 90 м. Внутри острова находится бухта, имеющая выход на юго-восток.
Гидрологический пост находится в северо-западной части острова. Пост оборудован реперами, рейками, установкой для самописца уровня воды (работающей только в теплое время года) и волномерной установкой.
Высота нуля графика поста 0,00 м БС.
Метеорологическая площадка расположена на восточной стороне острова в 25 м к востоку от здания маяка и оборудована стандартными приборами. Высота установки флюгеров (с легкой и тяжелой доской) одинакова - 12,0 м.
2. Методы расчета испарения с водной поверхности
Оценка испарения с водной поверхности может быть произведена с использованием нескольких методов. Большое количество методов вызвано тем, что сложный механизм взаимодействия между водной поверхностью водоема и прилегающей к ней воздушной массой полностью не раскрыт. Более точным из разработанных методов считается инструментальный (прямой) метод, т. е. метод непосредственного измерения слоя испарившейся воды с помощью водных испарителей. К прямому методу относится и пульсационный метод. Однако они не всегда могут быть применены вследствие их трудоемкости и невозможности использования при разработке проекта. Поэтому для определения испарения с поверхности воды применяют косвенные методы, основанные на использовании уравнений водного и теплового балансов, турбулентной диффузии водяного пара в атмосфере, а также производят расчёт по метеорологическим данным с помощью эмпирических формул.
2.1. Метод водных испарителей
Для характеристики испарения с водной поверхности на территории страны создана сеть водно-испарительных площадок, оборудованных стандартными сетевыми испаромерами ГТИ-3000 (площадью 0,3 м2, высотой 0,6 м) и эталонными водно-испарительными бассейнами (площадью 20м2, глубиной 1 м). Водно-испарительные площадки, на которых осуществляется постановка специальных тематических исследований, оснащаются еще испарительными бассейнами площадью 100 м2. Испарение между сроками наблюдений по испаромеру вычисляется как разность между уровнями воды в нем в предыдущий и текущий сроки наблюдений плюс слой осадков за период наблюдений. Чтобы воспользоваться данными наблюдений по испаромеру для определения испарения с изучаемого водоема необходимо эти данные откорректировать поправочным коэффициентом. Так, например, расчетное уравнение перехода от показаний прибора к испарению с поверхности водоемов площадью до 1000км, полученное В. С. Голубевым, имеет следующий вид:
Е=0.4Е0,3+0.91hθ-1.2Δhθ+2.4τдн-8.1Δτдн-35,
Где Е и Е0,3 - месячные нормы испарения соответственно с поверхности водоема и испаромера ГГИ-3000, мм/мес;
hθ и τдн - полуденная высота Солнца (градус) и продолжительность дня (ч) от восхода до захода Солнца на 15-е число месяца;
Δhθ и Δτдн - изменение полуденной высоты Солнца (градус) и продолжительности дня (ч) между последним и первым числом месяца.
В тех случаях, когда имеются сведения об испарении по испарительному бассейну площадью 20 м, расположенному вблизи изучаемого водоема, А.Р. Константинов рекомендует выполнять расчет испарения с водоемов площадью до 40 км по формуле:
E=kнkзащβЕ20
где kн - коэффициент, характеризующий влияние глубины водоема на испарение; он изменяется от 1 до 0,92 и определяется по специально составленной таблице в зависимости от глубины водоема и зоны, в которой он находится;
kзащ - коэффициент, характеризующий защищенность водоема от ветра берегами, лесом, строениями и другими препятствиями; он изменяется от 0,96 до 0,51 и находится в зависимости от отношения средней высоты препятствий к средней длине разгона воздушного потока;
β - коэффициент, характеризующий влияние площади водоема Ω на испарение; определяется для тундровой, лесной и лесостепной зон по специальной таблице, а для остальных зон принимается равным единице;
Е20 - слой испарившейся воды в испарительном бассейне.
2.2. Метод теплового баланса
Метод теплового баланса для оценки испарения с водной поверхности впервые применен Е. Шмидтом. Метод предусматривает использование уравнения теплового баланса, записанного для водной поверхности в следующем виде:
R=L и Е+P+B,
R - радиационный баланс,
Lи - удельная теплота испарения,
Е - испарение,
Р - турбулентный теплообмен между водной поверхностью и воздухом,
В - теплообмен между водной поверхностью и нижележащими слоями воды.
В уравнении приведены только главные составляющие теплового баланса, оно выражает закон сохранения и превращения энергии. Согласно этому закону, разность между поступающей тепловой энергией в водоем и уходящей из него должна быть равна изменению количества теплоты водной массы водоема (изменению его энтальпии) за рассматриваемый промежуток времени. Применительно к поверхности воды эта разность тепловой энергии равна нулю.
С учетом известного отношения Боуэна, устанавливающего связь между количеством теплоты, получаемой водной поверхностью от воздуха при турбулентном теплообмене, и количеством теплоты, затрачиваемой на испарение,
P/(LH-E)=(ρcp-kt-ρt/dz)/(Lн-ρke -ρq/dz)=cp/Lн=dt/dq
уравнение относительно испарения примет вид:
E=(R-B)/[LH(l-α-dt/dq)],
где ρ и cp - плотность воздуха и его удельная теплоемкость при постоянном давлении,
kt и ке - коэффициенты турбулентности переноса теплоты и водяного пара,
t и q - температура и удельная влажность воздуха,
α=ср/Lи
При выводе этого уравнения принято равенство коэффициентов kt и ке. Однако данные многочисленных экспериментов, выполненных в нашей стране и за рубежом, свидетельствуют о том, что соотношение этих коэффициентов турбулентности меняется в зависимости от устойчивости атмосферы. В частности, А. Р. Константинов и М. П. Тимофеев показали, что значения коэффициентов kt и ке различаются на 5-10%, что обычно лежит в пределах точности расчета, поэтому допущение их равенства большой ошибки в вычисление испарения не привносит.
Подставив средние значения удельной теплоты испарения воды (Lи=2500 кДж/кг) и удельной теплоемкости воздуха (ср=1,0 кДж/(кг°С), а также перейдя от удельной влажности q к парциальному давлению водяного пара в воздухе е, пренебрегая при этом поправкой на давление, получим:
E=(R-B)/[250(l+0,64Δt/Δe)],
где Е в мм/ч; R и В в кДж/(м ч),
Δt - разность температуры поверхности воды и воздуха, измеренной на высоте 2м,
Δе - дефицит насыщения на высоте 2 м.
Метод теплового баланса не нашел широкого применения в гидрологической практике, связанной с расчетами испарения. Основная причина его малой применимости заключается в отсутствии данных непрерывных градиентных наблюдений за метеорологическими элементами над акваторией водоемов, а также в отсутствии наблюдений за теплообменом в их водной массе.
2.3. Метод турбулентной диффузии.
Этот метод разработан на основании использования турбулентной диффузии. Выполнив интегрирование дифференциального уравнения переноса водяного пара в турбулентной атмосфере по высоте от 0 до z с учетом упрощений, получим:
ρkz(dq/dz)-(ρkz-(dq/dz)0=0
второе слагаемое в этом уравнении представляет собой поток водяного пара при z=0,то есть испарение с водной поверхности. Обозначим его через Е, тогда уравнение принимает вид:
Е= ρk(dq/dz)
Выполним замену q на е –парциальное давление водяного пара в воздухе согласно соотношению:
q= 0.623e/(P-0/378e)
E= ρ*k*0.623/P*(de/dz) (1)
Изучая структуру турбулентного воздушного потока в приземном слое, А.Р. Константинов использовал следующее выражение для коэффициента турбулентного обмена при равновесной стратификации:
k=χ2*z*ω1/ln(z1/z0) (2)
где χ=0.38-постоянная Кармана;
z-высота измерения
z0-высота шероховатости, то есть уровень, на котором скорость ветра равна 0
ω1-скорость ветра на высоте z1=1 метр.
Подставим (2) в (1) и проинтегрировав его с учетом логарифмического закона распределения парциального давления водяного пара по высоте, получим выражение для расчета водяного пара по высоте, получим выражение для расчета испарения в общем виде:
Е=bω1(e0-e2)
Подставив в него средние значения метеорологических элементов, получим
E=0.12ω1(e0-e2)
Где E-слой испарившейся воды,мм/сутки.
2.4. Пульсационный метод
Известно, что потоки воздуха в атмосфере почти всегда имеют турбулентный характер движения. Поэтому уравнение переноса водяного пара в атмосфере необходимо привести к виду, учитывающему этот характер движения. Для этой цели пользуются методом осреднения по времени входящих в уравнение величин, предложенным О. Рейнольдсом. Перед осреднением все переменные величины представляются в виде:
N=N1+Ń
где N - среднее значение переменной величины, N1 и Ń - ее пульсационная добавка.
После выполнения осреднения, с соблюдением всех его свойств, проводится анализ полученного уравнения при следующих допущениях: 1) фазовые переходы водяного пара в воздухе отсутствуют; 2) градиенты характеристик атмосферы в горизонтальных направлениях равны нулю; 3) по высоте приземного слоя атмосферы вертикальный поток пара постоянный. В результате получим выражение для расчета испарения в виде:
E=ρu'q',
где u'qʹ - среднее значение произведения пульсационных добавок соответственно скорости ветра и удельной влажности.
Эта формула имеет простой вид, однако этот метод практического применения для расчета испарения не получил из-за отсутствия высокочувствительной аппаратуры для измерения пульсаций влажности воздуха.
2.5. Метод водного баланса
Метод предусматривает использование уравнения водного баланса, составленного применительно к водоему для оценки испарения в виде:
E=x+y1-y2+y’1-y’2+ΔH
Е - испарение с поверхности воды,
х - осадки, выпадающие на водную поверхность,
y1 и у2 - приток и отток поверхностных вод,
y’1 и y’2 - приток и отток подземных вод,
ΔН - изменение уровня воды в водоеме.
При отсутствии притока и оттока уравнение примет вид:
Е=х+ΔН.
В этих уравнениях все слагаемые, за исключением испарения, должны быть известны. Таким путем можно определить испарение с замкнутых водоемов, в принципе метод водного баланса наиболее обоснован. Однако вследствие того, что для небольших водоемов некоторые составляющие уравнений, определяются с невысокой точностью, например подземный приток и отток воды, а другие составляющие, такие как водозабор мелких потребителей, конденсация водяных паров и т.д., вообще не измеряются, значения испарения получаются недостаточно надежные. Для слабоизученных районов страны недостаточны сведения и по основным составляющим уравнения водного баланса. Поэтому испарение с водоемов указанных районов, особенно за короткие периоды времени, определяется по этим уравнениям с невысокой точностью. Таким образом, с помощью метода водного баланса достаточно точные результаты могут быть получены при надежном определении всех его составляющих. Рассматриваемый метод имеет ограниченное применение для расчета испарения с проектируемых водохранилищ.
2.6. Расчет испарения по эмпирическим формулам
Еще в 20-30-е годы прошлого века развитие крупного гидротехнического и мелиоративного строительства стимулировало разработку эмпирических формул для расчета слоя испарившейся воды. Расчет испарения по эмпирическим формулам более удобен и доступен, чем вышеизложенные методы. Этот метод получил широкое применение в гидрологической практике.
К настоящему времени таких формул разработано большое число, но почти все они имеют структуру, предложенную еще Дальтоном (1802 г.):
E=ε0(e0-e2)
где ε0 - коэффициент, зависящий от скорости ветра. Большое число формул такого типа связано в основном с предложениями по определению ветрового коэффициента εo. В настоящее время наибольшей известностью пользуются формулы В.К. Давыдова, Б.Д. Зайкова, А.П. Браславского и З.А. Викулиной, А.П. Браславского и С.Н. Нургалиева.
Проверка точности различных формул по оценке испарения с водной поверхности, проведенная в Государственном гидрологическом институте БИ. Кузнецовым, B.C. Голубевым и Т.Г. Федоровой, показала, что наиболее оптимальной является формула:
Е=О,14(1+О,72u2)(е0-е2),
где u2 - скорость ветра на высоте 2 м над поверхностью воды, м/с;
Е - слой испарившейся воды, мм/сут;
e0 и e2 - давление насыщенного водяного пара и парциальное давление водяного пара на высоте 2 м над поверхностью воды, гПа.
Эта формула рекомендуется Указаниями для расчета испарения с водной поверхности в условиях равновесной стратификации атмосферы в приводном слое, т. е. когда разность значений температуры воды и воздуха не превышает 4°С. При наличии неравновесных условий в приводном слое воздуха необходимо рассчитывать испарение по формуле В. А. Рымши и Р. В. Донченко либо по формуле А. П. Браславского и С. Н. Нургалиева.
Значения испарения, вычисленные по формулам различных авторов при штилевой обстановке, значительно различаются. Это объясняется тем, что при штиле на рассматриваемый процесс существенное влияние оказывает вертикальный конвективный воздухообмен над испаряющей поверхностью. Чем больше разность температуры испаряющей поверхности и воздуха, тем интенсивнее протекает воздухообмен, а следовательно, и более интенсивно осуществляется отвод паров от водной поверхности в вышерасположенные слои атмосферы. Дальнейшие исследования показали, что интенсивность испарения прямо пропорциональна разности температуры воды и воздуха не только в штилевых условиях, но и при слабом ветре. Поэтому появился ряд формул, уточненных введением еще одного слагаемого, зависящего от разности температуры испаряющей поверхности воды и воздуха на высоте 2 м. Введением этой характеристики учитывается скорость отвода водяных паров от испаряющей поверхности в атмосферу. Эти формулы имеют следующий вид:
В. А. Рымши и Р. В. Донченко:
E=0.104(k1+u2)(e0-e2)
где k1=f1(Δt) - коэффициент, зависящий от разности температуры поверхности воды и воздуха на высоте 2 м (tn-t2), заданный в табличной форме. Эта формула рекомендуется для расчета испарения с незамерзающих водоемов;
2) Л. Г. Шуляковского:
Е=(0.,15+0.112u2+0.094(tn-t2)1/3)(e0-e2).
3) А. Р. Константинова:
E=(0,024(tn-e2)/u1+0,116u1)(e0-e2).
4) А. П. Браславского и С. Н. Нургалиева:
Е=О.14(1+0,8и2+k2)(е0-е2),
где k2=f2(Δt) - функция, зависящая от разности температуры поверхности воды и воздуха на высоте 2 м (tn-t2), определяется по специальной таблице.
Последняя формула в настоящее время включена в рекомендации по термическому расчету водохранилищ.
Примером эмпирической формулы другого типа, чем приведенные выше, является формула Н. Н. Иванова:
E=0,0018(25+t2)2(100-r2),
где Е - слой испарившейся воды, мм/мес;
t2 и r2 - средние месячные температура и относительная влажность воздуха.
Эта формула дает менее точные значения испарения, так как относительная влажность отражает дефицит насыщения на высоте 2 м над поверхностью воды, а не дефицит насыщения, вычисленный как разность между давлением насыщенного водяного пара при температуре испаряющей поверхности и парциальным давлением водяного пара в воздухе на высоте 2 м.
Приведем формулу, предложенную В. И. Бабкиным и отличающуюся по структуре от рассмотренных выше, которую, вероятно, следует отнести к полуэмпирическим формулам:
E=E’0Δ/[Δ+h/(ξδ[RT/(6πμ)]1/2)],
Где Е'о - максимальная скорость испарения;
Δ=(ео-е)/ео;
ξ=f(t) - параметр, определяемый по графику;
δ - коэффициент турбулентного обмена;
h - высота, на которой измеряется парциальное давление водяного пара е;
R - газовая постоянная, отнесенная к 1 молю;
Т - абсолютная температура воды;
μ - относительная молекулярная масса.
Эта формула получена на основании использования молекулярно-кинетической теории движения молекул воды.
Чтобы рассчитать испарение по приведенным выше формулам, необходимо знать температуру и влажность воздуха и скорость ветра, измеренные непосредственно над поверхностью водоема. Таких наблюдений, за редким исключением, не имеется. Поэтому для расчета испарения по приведенным формулам используют данные о состоянии воздушной массы, полученные на континентальных метеостанциях, но с учетом ее трансформации при переходе с суши на водную поверхность. Чтобы использовать данные континентальных метеостанций, их корректируют введением коэффициентов:
скорость ветра на высоте 2 м над поверхностью водоема W2 корректируется введением сразу трех коэффициентов, т. е.:
u2=k1k2k3uф,
где k1, k2 и k3 - коэффициенты, учитывающие соответственно степень защищенности метеорологической станции на суше, характер рельефа в пункте наблюдений и среднюю длину разгона воздушного потока над водной поверхностью водоема; uф - скорость ветра на высоте флюгера;
парциальное давление водяного пара на высоте 2 м над поверхностью водоема рассчитывается следующим образом:
e2=e2’+(0.8e0-e2’)M,
где е2' - парциальное давление водяного пара, измеренное на высоте 2 м на континентальной метеостанции;
е0 - давление насыщенного водяного пара, определенное по температуре поверхности воды;
М - коэффициент трансформации, учитывающий изменение влажности и температуры воздуха в зависимости от размера водоема;
3) температура воздуха на высоте 2 м над поверхностью водоема уточняется аналогично парциальному давлению водяного пара:
t2=t2’+(tп-t2’)M,
где t2 - температура воздуха на высоте 2 м на континентальной метеостанции, tn - температура поверхности воды;
температура поверхности воды назначается на основе натурных наблюдений за предыдущие годы на данном водоеме, водоеме-аналоге или рассчитывается с использованием метода теплового баланса.
Заключение.
Значения испарения, вычисленные по формулам различных авторов значительно различаются. Это объясняется тем, что при штиле на рассматриваемый процесс существенное влияние оказывает вертикальный конвективный воздухообмен над испаряющей поверхностью. Чем больше разность температуры испаряющей поверхности и воздуха, тем интенсивнее протекает воздухообмен, а следовательно, и более интенсивно осуществляется отвод паров от водной поверхности в вышерасположенные слои атмосферы.
Проведя расчеты испарения с поверхности озера Ильмень за безледоставный период по трем эмпирическим формулам, получили, что наименьшее значение испарения дает формула ГГИ, а именно 550.4 мм, а наибольшее- формула Л.Г. Шуляковского- 655.3 мм. По формуле А.П. Браславского и С.Н. Нургалиева- 607.6 мм. Расхождение в результатах объясняется тем, что в формулах Шуляковского и Браславского и Нургалиева используются разность температур воды и воздуха.
Список использованной литературы
Винников С.Д., Проскуряков Б.В. Гидрофизика: учебник./Бабкин В.И.-Ленинград: Гидрометиздат, 1988-248 с.
В.М. Мишон Практическая гидрофизика: учебное пособие./Бабкин В.И.-Ленинград: Гидрометиздат, 1983-175 с.
Указания по расчету испарения с поверхности водоемов: монграфия./-Ленинград: Гидрометиздат, 1969-83 с.
Методические указания «Физика атмосферы, океана и вод суши» Раздел-«Физика вод суши»/СПб.: изд. РГГМУ, 2000-48 с.
Бабкин В.И. Испарение с водной поверхности: монография./ Бабкин В.И.-Ленинград: Гидрометиздат,1984-80 с.
Под редакцией Л.Д.Рубушкова «Материалы наблюдений на озерах и водохранилищах» (доп. К гидрологическому ежегоднику) 1981 г./ Глав. упр. гидрометеорол. службы СССР. Северо-Западное упр. гидрометеорол. службы. Ленград 1981 г.
Ресурсы поверхностных вод СССР.