авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 6 |

«В. С. Вуглинский ВОДНЫЕ РЕСУРСЫ И ВОДНЫЙ БАЛАНС КРУПНЫХ ВОДОХРАНИЛИЩ СССР ЛЕНИНГРАД ГИДРОМЕТЕОИЗДАТ 1991 У Д К 556.552 ...»

-- [ Страница 2 ] --

Следует отметить, что в практике составления Госкомгидроме том С С С Р оперативных и многолетних водных балансов водохра нилищ, коэффициенты k, как правило, не рассчитывают, т а к к а к считают, что их использование не приводит к сколько-нибудь ощу тимым изменениям суммарного значения бокового притока с изу ченной территории. Не делают этого и авторы комплексных водно балансовых исследований водохранилищ, в частности Р. И. Гета (Братское водохранилище), В. Г. Б у л а т (Каховское водохрани л и щ е ), Е. Ф. Семенов (Цимлянское водохранилище), А. И. Каб ранова (Выгозерско-Ондское водохранилище) и другие [41, 66, 88, 129, 136]. В то ж е время в случае значительного удаления рас четного створа от уреза водохранилища при оценке притока по основной реке корректировка измеренных значений стока с ис пользованием коэффициентов k необходима.

Весьма ответственной частью расчетов является определение притока с неизученной в гидрометрическом отношении территории водосбора водохранилища. Д л я этого используют удельные зна чения стока, получаемые по рекам-аналогам, расположенным в районе водохранилища. Различные способы определения притока с неизученной территории по методу рек-аналогов систематизи рованы Р. А. Нежиховским [119].

Тем не менее, выбор надежных аналогов представляет собой достаточно сложную задачу, т а к к а к к а ж д ы й отдельный водоток характеризуется определенной совокупностью только ему прису щих природных особенностей и условий формировния стока.

В целях более надежной оценки притока в водохранилище с неизученной в гидрометрическом отношении площади его бас сейна рекомендуется районировать территорию по условиям фор мирования стока.

Так, например, при оценке притока с неизученной территории водосбора Братского водохранилища Р. И. Гета использовал зави симости стока от средней высоты водосбора, полученные д л я че тырех отдельно выделенных районов [66].

В связи с тем, что водохранилища весьма сильно различаются к а к по степени гидрометрической изученности их бассейнов, т а к и по расположению гидрометрических створов на впадающих в них водотоках, оценка суммарного притока воды к конкретному водохранилищу является по существу самостоятельной научной з а д а ч е й. Д л я многих крупных водохранилищ С С С Р расчеты при зе тока за год и месяц с использованием указанного уравнения успешно выполняют сетевые подразделения Госкомгидромета С С С Р (ГМО, озерные станции), а данные „о притоке регулярно публикуют в материалах Государственного водного кадастра.

Несмотря на широкое использование при оценке притока воды к водохранилищам метода линейных уравнений стока он имеет существенные недостатки, связанные со сложностью подбора ана логов. Кроме того, по мере накопления и расширения информации о стоке впадающих в водохранилище рек структура правой части уравнения может меняться за счет включения дополнительных аргументов, что нарушает однородность рядов притока. Поэтому в последние годы наряду с использованием указанного уравнения д л я оценки притока воды к водохранилищам стали применять современные статистические методы, реализация которых связана с использованием ЭВМ.

3.1.2. Метод последовательной комплексной регрессии В 1981 г. В. Ф. Крюков [100, 101] для оценки притока воды к озерам и водохранилищам предложил метод последовательной комплексной регрессии ( П К Р ), основанный на последовательном решении уравнений множественной линейной регрессии или их логарифмических вариантов. Такие уравнения решают сначала для отдельных первичных комплексов аргументов хи х2, х3,..., хп В состав каждого первичного комплекса входят функция (в дан ном случае сток) и три-четыре первичных аргумента, представля ющих собой логически связанные факторы, определяющие условия формирования стока. При расчетах по полной схеме в качестве исходных В. Ф. Крюков рекомендовал использовать 17 аргумен тов, приведенных в табл. 3.2, а по сокращенной схеме — 5 из них (х\, х2, х3, xie, Xi7). В обеих схемах все аргументы, кроме послед него, являются обязательными, а последний аргумент — залесен ность рассматривают в качестве произвольного. Его можно опу стить или заменить другими (например, значениями озерности или заболоченности). Д л я каждого из пяти комплексов, указанных в табл. 3.2, составляют пять уравнений регрессии:

для первого комплекса log М = log Mi = Ai log xi + A2 log x2 + A3 log лг3 + Л 4, (3.2) д л я второго комплекса log М = log Mo = А5 log х 4 + Л6 log х 5 + Л 7 log х 6 + Л8 (3.3) и т. д. В уравнениях (3.2) и (3.3) Аь А2,..., Ап — коэффициенты и свободные члены уравнений регрессии. Подставив в эти уравне ния значения аргументов Х\, х2,..., я 15, находят пять комплексных аргументов log Mt. На втором этапе расчетов решают уравнение Т а б л и ц а З.З Система исходных аргументов и первичные комплексы ( п о В. Ф. Крюкову) Номер Аргумент первичного комплекса Водосбор 1. Абсцисса центра т я ж е с т и 1:

2. О р д и н а т а центра т я ж е с т и 3. С р е д н я я высота И с т о к реки 4. Абсцисса 2' 5. О р д и н а т а 6. В ы с о т а Гидрометрический створ 7. Абсцисса $ 8. О р д и н а т а 9. В ы с о т а И с т о к первого крупного притока реки 10. Абсцисса 11. О р д и н а т а 12. Высота И с т о к второго крупного притока реки 13. Абсцисса 14. Ордината 15. Высота 16. П л о щ а д ь водосбора реки — 17. Залесенность бассейна реки — П р и м е ч а н и е. З а н а ч а л о к о о р д и н а т н ы х осей принимают условную т о ч к у на карте, р а с п о л о ж е н н у ю слева и внизу от в о д о с б о р а озера (чтобы с н и м а е м ы е значения обеих к о о р д и н а т были п о л о ж и т е л ь н ы е ).

регрессии в зависимости от комплексных аргументов:

log М = log М б л == В г log Mi + В 2 log М 2 + + В 3 log М 3 + В 4 log Щ + В 5 log М 5 + В 6, (3.4) где Мбл — т а к называемый блочный комплексный аргумент.

Н а третьем этапе расчетов решают уравнение регрессии отно сительно блочного аргумента и аргументов Xi& и хп, не вошедших в комплексы:

log M = Ci log Мбл + С2 log xie + С 3 log х„ + С 4, (3.5) где М — модуль стока.

П о д с т а в л я я значения аргументов гидрометрически неизучен ной реки в соответствующие уравнения регрессии, находят значе в и я log Mh а затем по формуле (3.5) — расчетные значения стока.

'Суммарный приток к водохранилищу рассчитывают по сумме при тока изученных и неизученных рек. Расчеты по изложенной мето д и к е (с использованием всех 17 аргументов) выполнены В. Ф. Крю ковым совместно с Т. Э. Литовой на примере Красноярского, Саяно-Шушенского и Верхневолжских водохранилищ примени тельно к суткам, декаде, месяцу, кварталу и году, Точность вы числения отдельных значений притока оказалась достаточно высокой (сводные коэффициенты корреляции больше 0,8), что.позволило указанным авторам сделать вывод о перспективности.использования данного метода для расчетов притока воды в во дохранилища. Выполненные Крюковым расчеты с использова нием только пяти аргументов не оказались обнадеживающими.

Полученные данные были отнесены им к разряду ориентиро вочных.

В целях проверки метода П К Р автор совместно с Н. М. Тимор шиным повторил расчеты притока к Красноярскому и Саяно-Шу шенскому водохранилищам. При независимом определении 17 ис ходных аргументов результаты расчетов практически совпали.

Однако определение 15 первичных аргументов по крупномасштаб ным картам для 62 изученных и более 40 неизученных водосбо ров оказалось делом далеко не таким легким, как считал В. Ф. Крюков. Было установлено, что данная процедура отли чается большой трудоемкостью. Т а к ж е была предпринята по пытка расчета среднемесячного притока воды в водохранилища Ангарского каскада с использованием только пяти аргументов, предложенных Крюковым [х\, х2, х$, Xie, Хп). Результаты расчетов оказались неудовлетворительными — значения сводных коэффи циентов корреляции для отдельных месяцев не превышали 0,5— €,6. При этом наиболее низкие значения коэффициентов корреля ции приходились на зимние месяцы. Последнее обстоятельство •свидетельствовало о том, что ни один из использованных аргу ментов не характеризует условия формирования стока в зимние месяцы, когда реки в основном имеют подземное питание. Поэтому в расчетную схему был введен дополнительный, шестой, аргумент, характеризующий особенности формирования подземного стока в конкретном году, — коэффициент а = Ммаат%/М0, где М м и н 8 0 % — минимальный 30-суточный модуль стока 80 %-ной обеспеченности, М0 — среднегодовой модуль стока. Включение этого аргумента в расчетную схему существенно улучшило результаты • расчетов.

Сводные коэффициенты корреляции, полученные при определе нии месячных значений суммарного притока в оз. Б а й к а л за пе риод 1957—1979 гг., в большинстве случаев оказались выше 0,9, а при определении притока в Братское и Усть-Илимское водохра нилища Ангарского.каскада за период 1957—1979 гг. в большин стве случаев превышали 0,85. Только для двух зимних месяцев (февраль и март) отдельных лет (1957, 1971, 1972 и 1979) их зна чения для водохранилищ Ангарского каскада оказались близкими к 0,5. Выполненные вариантные расчеты с использованием шести и семи аргументов, взятых в различных сочетаниях из числа 17 аргументов, предложенных Крюковым, не дали обнадежива вающих результатов.

Таким образом, при выполнении расчетов с ограниченным чис лом аргументов важно, чтобы они характеризовали все фазы вод ного режима реки. Полученные положительные результаты при включении в качестве шестого аргумента коэффициента а свиде тельствуют о правомерности применения метода П К Р с ограничен ным составом аргументов.

В ГГИ Н. М. Тйморшин разработал программу расчета на ЭВМ ЕС-1045 притока воды в водохранилища, реализующую ме тод П К Р. Она позволяет использовать до 25 аргументов и д а 300 расчетных створов. В необходимых случаях восстанавлива ются пропуски в наблюдениях. На печать выдаются как суммар ные значения притока воды в водохранилище, так и данные от дельно для изученной и неизученной в гидрометрическом отноше нии территории.

3.1.3. Метод разложения полей на естественные ортогональные составляющие Новый подход к решению задачи расчета притока воды к круп ным водоемам С С С Р связан с применением метода разложения полей на естественные ортогональные составляющие (ЕОС). Этот метод достаточно широко распространен в метеорологии [16, 11TJ..

Первая попытка его использования для оценки притока воды в.

Горьковское водохранилище принадлежит И. Ф. Карасеву [90].

Основой разложения исходного поля на ЕОС является ковариа ционная или корреляционная матрица. После разложения поля,, заданного исходной матрицей, каждый ее элемент представляют в виде суммы произведений функции Xkj на коэффициент Л к :

i qu=ZAklXkh (3.6) п где 1 = п — число слагаемых (членов разложения)..

Разложение поля на ЕОС позволяет выявить различие вкладов отдельных составляющих в изменчивость изучаемых характери с т и к — о т первых компонентов АцХ 1/, соответствующих наиболь шему вкладу, до всех последующих, вплоть до / = п в убывающем порядке. Практически для адекватного представления поля эле мента достаточно использовать первые три-четыре члена.

Д л я оценки притока воды в водохранилище сначала на осно вании данных о стоке изученных рек поле стока разлагают на ЕОС до первых трех компонентов. Затем анализируют получен ные первые три вектора в целях установления их связей с ланд шафтно-гидрографическими характеристиками бассейна. П о с л е установления таких связей определяют сток неизученных в гидро метрическом отношении водотоков с использованием расчетной формулы = (1 + = (1 + 4k A / ) (3.7) Qu qti) Qi t Qj.

Значения АыХ к ! устанавливают на основании полученных ра нее связей с ландшафтно-гидрографическими характеристиками бассейнов. Д а н н а я методика применена Карасевым для расчета годовых объемов притока воды в Горьковско.е водохранилище с использованием двух вариантов совокупностей: полной (20 по стов за период 1970—1981 гг.) и сокращенной (10 постов за пе риод 1976—1981 гг.). Расчеты выполнены по стандартной про грамме на ЭВМ ЕС-1022. Первый член разложения АцХц ока з а л с я непосредственно связанным с динамикой поверхностного литания рек талыми водами, второй — с долей грунтового питания в общем объеме речного стока. Третий вектор оказался доста точно тесно связан со средним уклоном водосбора. Построены •графики связи д л я всех трех векторов, и с их использованием определен поверхностный приток с неизученной части бассейна но формуле (3.7). Результаты выполненных расчетов удовлетво рительные.

Т. Э. Литова под руководством автора применила метод разло ж е н и я полей на ЕОС для оценки притока с неизученной части «бассейна оз. Байкал. Использованы данные о расходах воды в.23 гидрометрических створах на реках, впадающих в озеро, за средний по водности период 1960—1979 гг.

После разложения поля стока на ЕОС оказалось возможным интерпретировать первые три вектора как факторы увлажненности территории и установить их зависимости от средней высоты водо сборов. Кроме того, для второго и третьего векторов установлены связи со средневзвешенным уклоном рек, что свидетельствует о том, что эти векторы характеризуют влияние геологической структуры водосборов на речной сток. Интерпретировать характер хода четвертого вектора не удалось. Результаты выполненных расчетов притока в оз. Байкал по методу ЕОС за характерные :по водности годы с использованием установленных зависимостей практически совпадают с соответствующими значениями притока, вычисленными с применением традиционного метода гидрологи ческой аналогии (табл. 3.3).

В целях проверки устойчивости решений в зависимости от д л и н ы используемых выборок выполнены дополнительные расчеты за период повышенной водности (1960—1969 гг.) и маловодный период (1970—1979 гг.). При этом установлено, что коэффициенты уравнений регрессии устойчивы, т. е. не изменяются в зависимости ют длины используемых выборок.

Таким образом, первый весьма ограниченный опыт использо вания метода разложения поля стока на ЕОС для оценки притока •воды к Горьковскому водохранилищу и в оз. Б а й к а л дал обна деживающие результаты. Необходимо дальнейшее развитие Таблица 3.3"»

Сравнительные результаты расчетов притока воды с неизученной площади бассейна оз. Байкал методами гидрологической аналогии (числитель) и ЕОС (знаменатель) Приток ВОДЫ, М3/с Месяц Средний по водности Многоводный 1962 г. Маловодный 1979 г.

1963 г.

Январь 130/120 114/ 85,8/ Февраль 71,9/ 116/110 74,4/ 73,9/ Март 78,4/ 112/ 96,9/ 112/ Апрель 166/ 720/ 504/ Май 690/ 1124/ 988/ Июнь 1320/ 340/ 828/ Июль 1175/ 340/ 448/ Август 507/ 341/ 537/ Сентябрь 405/ 304/ 306/ Октябрь 209/ 193/ 189/ Ноябрь 135/ 117/ 138/ Декабрь 127/ исследований в рассматриваемой области в целях более надежной интерпретации первых членов разложения, установления наиболее оптимальных расчетных периодов и т. д.

3.1.4. Метод интегрального осреднения функции, описывающей „поверхность" стока В числе методических приемов, применение которых может су щественно сократить трудоемкость расчетов притока воды к водо-.

хранилищам без снижения их точности, необходимо упомянуть метод интегрального осреднения функции, описывающей «поверх ность» стока. Этот метод применительно к гидрологическим расче там был опубликован в работе В. И. Бабкина, О. А. Гусева и В. А. Новиковой в 1974 г. [14]. Сущность его заключается в по строении уравнения «поверхности» стока в бассейне водохрани лища с последующим его интегрированием с учетом контуров.

водосбора. Уравнение поверхности стока имеет вид у = а0 + + а2Х + hfr + я4фЛ + + + a^kh + а7 ф2 + а8 X2 + a9h2, (3.8) где а 1, а2,..., ап — коэффициенты;

ф и X— условные прямоуголь ные координаты центров тяжести речных бассейнов;

h — средняя высота водосбора.

Весь бассейн схематизируют и разбивают на геометрические фигуры (прямоугольники, треугольники, трапеции), и уравнение «поверхности» интегрируют по площадям этих фигур с последу ющим суммированием полученных результатов для всего бассейна..

Метод интегрального осреднения функции и упоминавшийся!

метод П К Р успешно применены при подготовке по заданию Гос комгидромета С С С Р справочного пособия «Многолетние характе ристики притока воды к водохранилищам крупных ГЭС С С С Р »

|[117]. В ходе этой работы, выполнявшейся под научным руковод с т в о м автора, рассчитаны значения месячного и годового притока в о д ы в Иваньковское и Братское водохранилища. Результаты вы полненных расчетов (табл. 3.4) свидетельствуют о достаточной Таблица 3. Оценка различными методами притока воды по месяцам и з а год в Братское и Иваньковское водохранилища, км Водохранилище, г о д Метод V VI II III IV оценки исследования Иваньковское:

1,33 0, 1 0,31 0, 0, 1970 21, 1, 19, 2 0,37 0,33 0, 0, 0, 0,31 0,33 1,53 1, 1 0, 0,24 0,28 1,63 1,40 0, 3 0, Братское, 1979 1 0,39 0,29 0,37 0,69 5,04 3, 3 0,42 0,36 0,43 0,81 3,65 3, Водохранилище, год Метод IX Год VII VIII X XII XI оценки исследования.Иваньковское:

1 0,21 0,29 0,53 26, 1970 0,25 0,20 0, 2 0, 0,19 0, 0,27 0,17 0,86 26, 1 12, 1980 1,77 1,54 0,92 0,91 0, 2, 3 2,31 1, 2,00 0,87 0,99 0,57 12, ЗЗратское, 1979 1 3,73 4,33 1,93 0, 3,03 0,71 25, 3 3,64 4,25 2,89 1,80 0,67 23, 0, П р и м е ч а н и е. 1 — м е т о д линейных уравнений, 2 — м е т о д П К Р, 3 — мег т о д интегрального осреднения.

'надежности рассматриваемых методических приемов. Их можно использовать д л я определения притока воды в крупные водохра н и л и щ а, на притоках которых имеется не менее 10 гидрометриче ских створов, а т а к ж е д л я нескольких расположенных рядом водо х р а н и л и щ с однородными условиями формирования стока.

3.2. Атмосферные осадки Д л я определения среднего слоя осадков, выпадающих на по верхность водоема, применяют в основном три метода: метод сред него арифметического (при равномерном расположении пунктов наблюдений), метод средневзвешенного (с учетом площадей ча с т е й водоема, тяготеющих к отдельным метеостанциям) и метод изогнет (построение карты осадков и ее планиметрирование).

П р и неравномерном размещении пунктов наблюдений за осадками применение двух последних методов не исключает некоторой субъ ективности. В целях усовершенствования методики оценки сред него слоя атмосферных осадков для водоема А. П. Браславский предложил метод универсальной интерполяции полей атмосфер ных осадков, представляющий собой разновидность метода, сред невзвешенного [31]. Формула универсальной интерполяции атмо сферных осадков имеет вид x = (xlx0/x0i)Pl + (x2x0fx02) Р2+... +(хпх0/х0п)Рп, '(3.9) где х —средний слой осадков для водоема;

х0 — средний слой осадков для пункта;

Х\, х2,..., хп — наблюденные значения осад ков в пунктах 1, 2... п;

xot, Хо2,..., x0fi — нормы осадков в этих пунктах;

Ри Р2,..., Рп — весовые коэффициенты, к о т о р ы е ' вычисляют по формуле (3. где п — число метеостанций, участвующих в вычислении слоя осадков, а параметр р, представляет собой функцию влияния:' +ctla), ц=.1/(1 (3.11) где I — расстояние между станциями;

а и а — коэффициенты,, определяемые методом подбора.

К сожалению, А. П. Браславский не показал на конкретных:

примерах, какие результаты дает предложенная им формула. Она,, безусловно, требует тщательной проверки, в том числе и в отно шении устойчивости параметров, полученных методом подбора»

3.2.1. Определение степени соответствия средних значений осадков, полученных по береговым и островным метеостанциям Как известно, основным источником информации об осадках,, выпадающих на поверхность водоема, являются данные прибреж ных метеостанций. Островных станций д а ж е на крупнейших во доемах СССР чрезвычайно мало. Поэтому достаточно долго о б суждают вопрос о возможности непосредственного перенесения данных, полученных по береговым метеостанциям, на водоем..

Данный вопрос напрямую связан и с вопросом о введении попра вок в измеренные суммы осадков, используемые в дальнейшем?

для воднобалансовых расчетов. Основным источником информа ции об атмосферных осадках в настоящее время служат д а н н ы е наблюдений за осадками по осадкомеру Третьякова, имеющему площадь приемной поверхности 200 см 2 и лепестковую защиту.

К а к известно, этим прибором измеряют осадки с систематической погрешностью, связанной с потерями на испарение из осадкомер ного сосуда и смачивание его стенок и дна, а т а к ж е с ветровым недоучетом осадков.

Вместе с тем, в данные наблюдений за осадками в настоящее время вводят только поправку на смачивание по методике Г Г О [149]. Следует отметить, что в 60—70-х годах р а з р а б о т а н ы мето дические приемы корректировки измеренных осадков с учетом всех отмеченных погрешностей измерений. Однако до настоящего времени отсутствует единая методика исправления измеренных сумм осадков всеми видами поправок. Д л я этой цели рекомендо ваны методика ГГО [149], методики Г Г И 1967 [56] и 1964 гг.

[110] и метод, предложенный совместно ГГО и К а з Н И Г М И [36].

М о ж н о согласиться с мнением А, П. Браславского и С. П. Чи стяевой о том, что в области публикации данных об атмосферных осадках существует ненормальное положение [37]. Объективности ради надо подчеркнуть, что применительно к оценке осадков при воднобалансовых исследованиях большинство ученых у к а з ы в а ю т на необходимость корректировки измеренных сумм осадков с уче том всех трех видов поправок. При составлении текущих водных балансов озер и водохранилищ начиная с 1961 г. в суммы осадков вводят все указанные виды поправок.

Существенное отличие исправленных сумм осадков от измере ных заставило пересмотреть некоторые представления к а к об их роли в водном балансе водохранилищ, т а к и о закономерностях формирования осадков на акватории и в прибрежной зоне водо емов. Воднобалансовые расчеты, выполненные с использованием исправленных сумм осадков, у к а з а л и на более существенную роль осадков, к а к приходного компонента баланса. Так, например, в уточненном водном балансе оз. Б а й к а л, рассчитанном в Г Г И с уче том исправленных сумм осадков, последние составили 17,6 % в общем приходе воды против 13 % в прежних расчетах, выполнен ных различными авторами без корректировки осадков [116].

Исследования, выполненные на Рыбинском водохранилище, по казали, что осадкомер, установленный на берегу (станция Р о ж новский Мыс) при сильном ветре (более 7 м/с), недоучитывал 30—50 % твердых и 10—20% жидких осадков [17].

К а к известно, долгое время существовало представление о том, что над акваторией крупных водоемов осадков выпадает на 8— 10 % меньше, чем над окружающей водоем сушей. Ц. А. Ш в е р указывает, что над водоемами площадью более 5000 км 2 умень шение осадков составляет около 1 5 — 2 5 %, а над водоемами меньшей площади — 5 — 1 0 % годовой суммы осадков на суше [155].

Эти выводы были получены на основании сопоставления из меренных сумм осадков по береговым и островным осадкомерным приборам без введения в них всех видов поправок. Так, А. А. Нат рус в 1964 г. определила [115], что осадкомеры, установленные на островах Верхне — Свирского водохранилища, фиксируют мень шие на 30—40 % суммы осадков по сравнению с береговыми приборами. Коллектив исследователей, изучавших метеорологиче ский режим Куйбышевского водохранилища, установил в 1963 г., что акватория водохранилища в теплый период года получает меньшие суммы осадков, чем прилегающая суша. Р а з н и ц а в сред немесячных значениях достигала 20 мм [24].

Полученные в последнее время с учетом введения всех видов поправок данные выявили значительно меньшую разницу в пока заниях островных и береговых станций на ряде крупных водоемов С С С Р. Эта разница не превышала 5—6 %, что находится в преде л а х точности измерения осадков. Д а н н ы й факт объясняют тем, что ранее до введения поправок не учитывали эффект большего выдувания осадков из приборов, установленных на островах по сравнению с береговыми установками за счет более высокой ско рости ветра на островных станциях. Учесть это обстоятельство пыталась А. А. Натрус, которая в показания островных станций, расположенных на Рыбинском водохранилище, вводила поправку на выдувание осадков с использованием эмпирической зависи мости В. С. Голубева [68]. Согласно ее исследованиям, после вве дения поправки показания островных и береговых станций разли чались для месячных интервалов времени теплого периода года в основном на 10—15%, в отдельных случаях — на 3 0 %.

Н а примере шести станций, расположенных на островах оз. Бай к а л (Иркутское водохранилище) и в его береговой зоне, автор рассмотрел вопрос о том, насколько суммы осадков, полученные по островным станциям, отличаются от данных береговых пунктов наблюдений. Н а з в а н и я станций и их местоположение у к а з а н ы на рис. 3.1. Три станции — Хужир, Узур и Большой Ушканий ост р о в — р а с п о л о ж е н ы на островах, станция Н и ж н е е Изголовье — на глубоко вдающемся в озеро мысе и две станции — Сарма и Д а в ш а — расположены в береговой зоне. Б ы л выполнен анализ месяч ных сумм осадков за период 1967—1976 гг. В качестве исходных б ы л и приняты значения осадков, исправленные поправкой на сма чивание. Кроме того, были рассчитаны месячные суммы осадков, исправленные всеми тремя видами поправок — на смачивание, ис парение и ветровой недоучет в соответствии с рекомендациями, изложенными в пособии [ Н О ]. Были т а к ж е подсчитаны годовые суммы осадков по всем станциям за указанный период исходя из месячных сумм, откорректированных двумя указанными спосо б а м и (табл. 3.5). К сожалению, в этой таблице есть пропуски, т а к как из-за пропусков в наблюдениях не во всех случаях по дучены годовые суммы осадков.

Анализ полученных данных позволил сделать следующие выводы.

1. Отсутствует какая-либо однонаправленная тенденция умень шения или увеличения годовых сумм осадков на островных стан циях по сравнению с береговыми, независимо от того, введена только поправка на смачивание или все три вида поправок.

Д л я района расположения станций характерно увеличение осад ков с з а п а д а на восток. У более возвышенного восточного берега Б а й к а л а выпадает большее количество осадков, о чем свидетель ствуют данные станций Д а в ш а и Н и ж н е е Изголовье.

2. Месячные суммы жидких осадков, исправленные тремя ви дами поправок, для всех рассмотренных станций в большинстве Нижнее Изголовье CQCQ С l ^ f ^ f ^ I ^ r ^ t ^ r ^ О ДаВша Б.Ушканий o-B Н. Изголовье Давша ^rmirnrn &SйS?

Рис. 3.1. Превышение исправленных всеми видами поправок годовых (1) и зим них (2) сумм осадков над измеренными по станциям, расположенным на оз. Байкал.

Станция Узур находится на севере о. Ольхон.

случаев на 8—10 % превышают значения осадков, исправленных только поправкой на смачивание. В отдельных случаях эта раз ница может достигать 15 %.

3. Месячные суммы твердых осадков, исправленные всеми ви дами поправок, для станции Сарма, расположенной на западном берегу озера, а т а к ж е для островных станций и станции Н и ж н е е Изголовье превышают суммы осадков, исправленные только л а) о — С М см м о ъо о " СП н|н, 00 rt" ч ю 00 C D СМ со СТ) 0) CD СО со * N ю CD со !

"О С со а ю К N У со со см см * TP о о о о 00 00 о О о о о О га М ' а S о. _ см T" f о ю С М О) С М с та от о CD ю 00 о см ю ^f ^r со rf ю * ^ • Ф о оО С со — СП ю л ю со СТ) 00 со ^f со со ц f- к гР _в s c d о N -И со —. к С М X га 5a sa а« со см со ов ю »s о оа С М н ш см Tf CN а »я 'X a. s сЯ " со о cя О) о СО сн d CD н СТ) Ш СТ со sи „ о о ю со C M С О о о С М 1 яR я •о a з о со о ю о со с о С М N со СТ) О) 1 1 о х — н к со см см см со см хw - ' ' ' 2щ о СО О) ю N О) 00 со а о СО 1 ст S S ч я я се см СМ СО СТ) СТ) ps я 3 вЕ cР d с. се оD C о1 ю о 00 тЧ —. —. О о о о С 1 СТ) О — а " аК о « ю о см СТ2 С О о СО N ю N О) N о мN 1 I X I M ' см со с * СТ) •е с ' со. tМ см 00 см м 00 C N мо [ N C D 1 N N С с С М СМ г „ о со о с м со о о см С М О СМ C M О га " а. со N. 00 со ю О) о ^ ю С О ю О) N с м я с м С О СО см см с м СТ) и 1 '1 *-' • оО С N со со о СМ ^ о со со N ю О) 00 о ч см см ' со СМ С М 1 — ' ' 00 см ю СО о со N !

со С О N N N N СО N N N СТ) Год о СТ) аэ О) о СТ) СТ) СТ) СТ) поправкой на смачивание, на 50—80 %, а в отдельных случаях — в 2 раза и более. Эта разница по абсолютному значению тем боль ше, чем восточнее расположена станция. Наибольшие различия характерны для станции Нижнее Изголовье.

Причиной указанных различий является недоучет при исправ лении только поправкой на смачивание значительного количества осадков, которые выдуваются из осадкомерного сосуда при силь ных ветрах, характерных для рассматриваемых станций в зимние месяцы, особенно в ноябре и декабре. Интересно, что для станции Д а в ш а, которая расположена на подветренном берегу оз. Байкал, указанные различия составляют 25—30 %- При корректировке зимних осадков, измеренных на станциях Д а в ш а и Нижнее Изго ловье, всеми видами поправок, вводимых в показания осадкоме ров, годовые суммы исправленных осадков по станции Нижнее Изголовлье, расположенной на мысе, оказываются в ряде случаев д а ж е больше полученных для станции Д а в ш а.

Таким образом, для оз. Б а й к а л не выявлено тенденции умень шения осадков на островных метеостанциях по сравнению с бере говыми. Об этом ж е свидетельствуют результаты, полученные A. А. Натрус и И. А. Мухачевой, которые при расчете среднего для Б а й к а л а слоя атмосферных осадков по откорректированным данным не выявили тенденции уменьшения количества осадков над этим водоемом [116]. К аналогичным выводам пришел и B. Г. Булат, который исследовал режим осадков на Каховском и Кременчугском водохранилищах. По его данным, суммы осадков на островных и ближайших к ним береговых станциях этих водо хранилищ практически равны [41].

В то ж е время в работах ряда советских и зарубежных иссле дователей отмечены факты уменьшения сумм осадков, измеренных на островных станциях, по сравнению с береговыми [52, 155].

Следовательно, при использовании данных береговых метеостан ций для оценки среднего слоя осадков, выпадающих на поверх ность крупного водоема, надо проявлять большую осторожность.

Во многих случаях, особенно при сложных орографических условиях береговой зоны водоема, характер трансформации поля осадков при переходе с суши на водоем не позволяет прямо ис пользовать данные береговых наблюдений (в том числе с исполь- ч зованием понижающего коэффициента) для оценки слоя осадков" на акваторию водоема.

3.3. Подземный водообмен 3.3.1. Обоснование выделения характерных периодов формирования подземных вод Элементы подземного водообмена играют в большинстве слу чаев подчиненную роль по отношению к другим элементам вод ного баланса водоемов. Тем не менее, их изучению в послед ние годы уделяют все более пристальное внимание. Особенно 4 В. С. Вуглинский повышенный интерес проявляют к изучению динамики подземных вод в береговой зоне водохранилищ.

Согласно существующим представлениям, подземные компо ненты водного баланса водоемов подразделяют на подземные при ток и отток и компонент, характеризующий изменение з а п а с о в подземных вод в грунтах берегов за расчетный интервал времени [52]. Соответственно первый компонент входит в приходную часть уравнения водного баланса, второй — в расходную, а третий отно сится к аккумуляционным, составляющим. Следует отметить, что во многих публикациях данные об этих компонентах приведены без указания конкретных временных интервалов, за которые они получены. Это является безусловным недостатком, т а к к а к в р а з ные годы подземный водообмен может иметь разные знаки из-за изменения уровенного режима водоема. Д л я большинства озер, имеющих достаточно стабильное положение уровня на протяже нии длительного промежутка времени, режим подземных вод в береговой зоне мало меняется от года к году. Совершенно иное положение с водохранилищами.

Рассмотрим более подробно вопросы формирования р е ж и м а грунтовых вод в районе водохранилища. При создании водохра нилища на реке или к а н а л е на прилегающих к нему территориях условия движения подземных вод по сравнению с естественными изменяются. П о д влиянием подъема горизонта воды при создании водохранилища естественный поток подземных вод изменяет свое направление, форму свободной поверхности, расход, глубину и скорость [92]. Кроме того, вблизи водохранилища и плотины по являются новые фильтрационные течения. Согласно существу ющим представлениям, во время наполнения водохранилища в берегах реки и под ее дном возникает область фильтрации из верх него бьефа в нижний. При заполнении водохранилища и длитель ное время после этого область фильтрации из водохранилища изменяется: по мере заполнения водохранилища площадь ее уве личивается и спустя некоторый промежуток времени после запол нения достигает максимальных размеров. Эта область, охватывает зону фильтрации из водохранилища в нижний бьеф через тело и основание плотины — А\ и зону фильтрации из водохранилища в нижний бьеф через оба берега речной долины — Аг (обходная фильтрация) (рис. 3.2). Граница между этими зонами проходит по линиям dp и dipi. Естественный грунтовый поток отжимается фильтрационными течениями из водохранилища в сторону ниж него бьефа. Его можно разделить на две зоны — В и С, в которых течение грунтовых вод зависит от характера их связи с рекой и их расхода вдоль речной долины. После устройства и заполнения водохранилища движение грунтовых вод вблизи него длительное время имеет неустановившийся характер. В это время зоны Ах и Л 2 и зоны естественного потока В я С непрерывно изменяют свое положение и размеры. Зона А\ в период заполнения водохрани л и щ а увеличивается до тех пор, пока под дном водохранилища не стабилизируется течение грунтовых вод, которое является на я о р н ы м и подчиняется закономерностям упругого р е ж и м а филь трации. Зона А2 при заполнении водохранилища т а к ж е непре рывно увеличивается, однако напор и скорости фильтрации в этой зоне меньшие по сравнению с зоной Л ь т а к к а к здесь имеет место -безнапорный режим фильтрации. Граница м е ж д у зонами В и С в период заполнения водохранилища удаляется от плотины.

П р и сезонной сработке и после д у ю щ е м наполнении водохрани л и щ а о б щ а я зона фильтрации и положение граничной линии из меняются: при сработке зона ф и л ь т р а ц и и уменьшается, при на полнении увеличивается.

Таким образом, при заполне нии водохранилища под- влияни е м увеличивающегося напора в реке уровень грунтовых вод под нимается и относительно сухие грунты зоны аэрации насыщают с я водой. Вследствие этого в р а й о н е водохранилища образует с я о к а й м л я ю щ а я его область под пора грунтовых вод и водонасы щ е н и я сухих грунтов, захваты в а ю щ а я зону береговой фильтра ции Л 2 и зоны естественного грунтового потока В и С. Зона подпора и водонасыщения пред Р и с. 3.2. З о н ы ф и л ь т р а ц и и вблизи водо х р а н и л и щ а [151].

с т а в л я е т собой своего рода подземное водохранилище, окружаю щее со всех сторон наземное. Характер водообмена м е ж д у под з е м н ы м и наземным водохранилищами и будет определять роль подземных компонентов в водном балансе последнего.

П р и заполнении водохранилища область подпора грунтовых вод распространяется в' пласте весьма быстро и доходит до внешних границ грунтового потока. Однако ощутимый подъем уровня подземных вод наблюдается не во всей области распростране ния подпора, а лишь в ее части, прилегающей к водохранилищу.

Вопрос о предельной границе распространения подпора весьма в а ж е н, т а к к а к этот показатель широко используют при расчетах характеристик водообмена грунтовых вод в береговой зоне водохранилища. По данному вопросу имеются различные точки зрения. Некоторые авторы предлагают считать предельной границей распространения подпора подземных вод of водохрани л и щ а ' линию, где подпор в условиях установившегося движения 4* равен половине р а з м а х а естественных колебаний уровня грунто вых вод [151].

В практике проектирования водохранилищ зону подтопления ограничивают линией, где уровни грунтовых вод залегают на глу бине 1 м и менее от поверхности [78, 79]. Г. А. Р а з у м о в в каче стве границы зоны влияния водохранилища на режим подземных вод принимает условную линию, где подъем уровня подземных вод за счет влияния водохранилища составляет не менее 0,5 м [123]. Д л я разных водохранилищ ширина области подпора и во донасыщения различна и может изменяться от нескольких метров до десятков километров.

Р и с. 3.3. Кривые, х а р а к т е р и з у ю щ и е изменение р а з л и ч н ы х видов ф и л ь т р а ц и о н н ы х потерь из в о д о х р а н и л и щ а во времени [151].

Уменьшение подземного питания реки и увеличение фильтра ции из нее при устройстве водохранилища в сумме составляют потери на фильтрацию. В первые годы работы водохранилища эти потери могут быть более 50 % годового стока, особенно при со здании водохранилищ на малых реках.

С точки зрения воднобалансовых расчетов, в а ж н о знать, какие виды фильтрационных потерь формируются в течение всего вре мени существования водохранилища. Ответ на этот вопрос дает график, приведенный на рис. 3.3. В период заполнения водохра нилища потери формируются за счет расхода воды на насыщение дна (WR), берегов водохранилища (We) и вследствие уменьшения его питания естественным грунтовым потоком (Wn)- После окон чания заполнения водохранилища суммарные потери на фильтра цию в течение длительного промежутка времени уменьшаются.

Сначала они формируются в основном за счет расхода воды на насыщение берегов (We) и расхода, теряемого вследствие умень шения грунтового питания водохранилища (Wn)- С течением вре мени все большее значение начинают приобретать потери на фильтрацию в теле и основании плотины и в обход ее (Wo) а т а к ж е в соседние речные долины ( W o 6 ). После стабилизации движения фильтрационных и грунтовых вод суммарные потери формируются за счет уменьшения грунтового питания (№ п ) и р а с ходов воды на фильтрацию в нижний бьеф (Wo) и в соседние речные долины (Wo 6 ).

Помимо указанных выше потерь при определенных гидроме теорологических и гидрогеологических условиях могут иметь место расходы фильтрационных вод, связанные с увеличением испарения грунтовых вод при их близком залегании к поверхности или :

с увеличением глубинного стока подземных вод через ложе пласта, обусловленного повышением гидродинамических на поров.

В связи с изложенным очевидно, что элементы подземного во дообмена водохранилищ надо рассчитывать с учетом той или иной стадии развития процесса взаимодействия потока фильтрующихся' из водохранилища вод с грунтовым потоком, формирующимся »

его бассейне. Предложено в соответствии с изложенной схемой:

при выполнении воднобалансовых расчетов различать три пе риода, в течение которых режим подземных вод в районе водо хранилища имеет характерные особенности: 1) период заполне ния водохранилища, когда происходит интенсивная фильтрация в дно и берега водохранилища;

2) период начала эксплуатации во дохранилища, в течение которого стабилизируется движение фильтрационных и грунтовых вод и 3) период эксплуатации водо хранилища в условиях установившегося р е ж и м а грунтовых вод в его береговой зоне.

К сожалению, имеющиеся в настоящее время немногочислен ные данные о характеристиках подземного водообмена водохра нилищ, полученные при выполнении воднобалансовых расчетов, в большинстве своем даны без учета периода развития водохрани л и щ а [41, 129, 136]. В монографии 3. А. Викулиной [52] т а к ж е приведены данные о подземном притоке к водохранилищам и от токе из них для средних многолетних условий без какого-либо указания, для каких характерных стадий формирования подзем ного водообмена они получены. По всей вероятности, эти д а н н ы е относятся к периоду эксплуатации водохранилища в условиях установившегося р е ж и м а подземных вод. В противном случае приведенная информация теряет смысл.

Выполненные к настоящему времени детальные гидрогеологи ческие исследования по изучению особенностей формирования р е ж и м а подземных вод в береговой зоне водохранилищ Волжского:

и Днепровского каскадов [120] позволяют сделать следующие в ы воды относительно методологии оценки характеристик подземного»

водообмена в районе создания водохранилищ.

1. В период заполнения водохранилища оценка элементов под земного водообмена весьма затруднена, что связано с большими сложностями, возникающими при организации наблюдений за эле ментами подземного водообмена в условиях постоянного роста уровня водохранилища. К а к правило, д л я оценки фильтрации в:

этих условиях используют косвенные приемы. Очевидно, что ш период заполнения водохранилища имеющий место отток подзем н ы х вод за счет фильтрации в дно и берега входит в расходную часть уравнения водного баланса.

2. В расходную часть баланса следует т а к ж е включать эле менты подземного водообмена, формирующиеся в период с мо мента заполнения водохранилища до достижения установившегося р е ж и м а подземных вод в береговой зоне водохранилища. Продол жительность этого периода различна и зависит от размеров водо хранилища, гидрогеологических условий в районе водохранилища и р е ж и м а его эксплуатации. Выполненные исследования показы вают, что для крупных равнинных водохранилищ этот период мо ж е т длиться 7—15 лет [64, 127].

3. Последняя х а р а к т е р н а я стадия формирования подземного водообмена наступает после достижения установившегося р е ж и м а подземных вод в береговой зоне водохранилища. В этот период в зависимости от особенностей взаимодействия потоков подземных в о д в зоне выклинивания подпора от водохранилища может уста навливаться подземный водообмен различного х а р а к т е р а. В боль шинстве случаев кривая депрессии имеет наклон к водохрани лищу, и подземные воды питают его. Следовательно, в уравнении водного баланса подземный водообмен будет иметь положитель ный знак. Если ж е кривая депрессии имеет наклон от водохрани л и щ а, то должен быть отток подземных вод, который в уравнении водного баланса надо учитывать со знаком минус.

Подводя итог сказанному, еще раз надо подчеркнуть весьма в а ж н у ю особенность формирования подземного водообмена в бе реговой зоне водохранилища: в различные периоды его существо в а н и я этот элемент уравнения водного баланса может иметь р а з н ы е знаки. Поэтому нельзя говорить о средних многолетних значениях данной составляющей, к а к это нередко бывает при рас четах водных балансов водохранилищ. М о ж н о говорить лишь об интегральном ее значении за рассматриваемый период, который может включать в себя годы как с положительным, т а к и с отри щательным подземным водообменом. Особого внимания заслужи вает вопрос о сезонных и более кратковременных изменениях ха р а к т е р а подземного водообмена в приурезной части водохрани л и щ а при колебаниях его уровня.

В литературе этот вопрос освещен явно недостаточно. К на с т о я щ е м у времени выяснено, что сезонные, декадные и суточные.колебания уровня воды в водохранилище приводят к периоди ческим изменениям характера подземного водообмена в приурез ной его части, что о т р а ж а е т с я на ходе уровня подземных вод.

Установлено, что ширина зоны сезонных колебаний уровней под земных вод зависит от характера водопроводимости пласта и может достигать 3 км и более от уреза водохранилища. Указан ную особенность подземного водообмена приурезной части водо х р а н и л и щ а при колебаниях уровня воды в нем необходимо учи тывать при расчетах сезонных и месячных водных балансов водо хранилищ, характеризующихся большим размахом колебаний уровенной поверхности и имеющих берега, сложенные легкопрони цаемыми и трещиноватыми породами.

3.3.2. Методы оценки составляющих подземного водообмена Те или иные расчетные методики применяют в зависимости от того, для какой из трех указанных в п. 3.3.1 стадий развития п о д земного водообмена осуществляют воднобалансовые расчеты..

В период заполнения водохранилища такие расчеты связаны со значительными трудностями из-за весьма скудной в большинстве случаев исходной информации. Существуют аналитические реше ния такой задачи, предложенные, например, в монографии [151], однако д л я их реализации необходимы данные о коэффициенте фильтрацил грунта, пьезопроводностй пласта, мощности грунто вого потока, расходе грунтовых вод, которые, как правило, отсут ствуют. Поэтому часто в таких случаях используют косвенные при емы. Так, например, С. Д. Рубан оценивала фильтрацию в нижний бьеф Цимлянского гидроузла в период заполнения водохранилища путем удвоения объемов воды, полученных на основании измере ния расходов воды в отводящих канавах глубинного дренажа, за ложенного вдоль плотины [129]. По данным С. Д. Рубан, получен ным таким путем, объем фильтрации в створе плотины Ц и м л я н ского гидроузла в 1954 г. составил 0,4 км 3 (около 1 % суммарного сброса через водопропускные отверстия).

Д л я оценки фильтрационных потерь из водохранилища в дно и береговую зону в течение второго характерного периода (от до стижения отметки Н П У до формирования установившегося движе ния грунтовых вод) предложены различные методические приемы [18, 49]. Выполненный анализ показал, что для воднобалансовых расчетов за конкретный период времени (год, месяц) объем этих:

потерь надо рассчитывать балансовым путем по разности запасов, подземных вод в зоне формирования подпора в начале и конце расчетного периода. Расчеты запасов подземных вод на опреде ленный момент времени определяют путем умножения объема во донасыщенной толщи на коэффициент водоотдачи пород.

Д л я того чтобы определить объем водонасыщенной толщи, не обходимы данные о средней ее мощности в пределах территории,, ограниченной зоной распространения подпора подземных вод. Эти данные могут быть получены как на основании изучения литера турных источников, так и в результате проведения специальных гидрогеологических' работ в районе водохранилища. Границы зоны распространения подпора грунтовых вод могут быть определены по данным непосредственных наблюдений, как это было сделано при проведении комплексных гидрогеологических исследований по оценке влияния водохранилищ Волжского и Днепровского каска дов на изменение режима, ресурсов и запасов подземных вод:

[120]. В связи с тем, что такие работы носят ограниченный' х а р а к т е р, фильтрационные потери подземных вод за текущие ин т е р в а л ы времени (год, месяц) при воднобалансовых расчетах в •большинстве случаев не определяют. Ч а щ е всего рассчитывают.фильтрационные потери в берега и л о ж е водохранилища за весь период от начала заполнения водохранилища до формирования установившегося режима подземных вод в его береговой зоне.

Автор совместно с С. В. Завилейским предложил методику расчета фильтрационных потерь в береговую зону водохранилища, основанную на анализе фактических данных по формированию.подпора подземных вод, теоретических р а з р а б о т о к и результатов моделирования процесса геофильтрации на электроаналоговых мо д е л и р у ю щ и х установках [60, 82].

Методику можно использовать для оценки фильтрационных по терь к а к в первую выделенную стадию режима подземных вод (до достижения отметки Н П У ), т а к и в целом за первую и вторую ста дии, т. е. от начала заполнения водохранилища до формирования установившегося движения грунтовых вод. Методика р а з р а б о т а н а д л я крупных водохранилищ равнинной части С С С Р и детально из л о ж е н а в п. 8.1.2, где рассмотрены методы оценки влияния круп ных водохранилищ С С С Р на водные ресурсы рек. Ведь потери на фильтрацию фактически являются потерями речного стока, за счет которого заполняется водохранилище.

Д л я третьей стадии, которая наступает после того, к а к в про цессе эксплуатации водохранилища движение грунтовых вод при о б р е т а е т установившийся характер, элементы подземного водооб мена определяют расчетными методами с учетом х а р а к т е р а вза и м о с в я з и потоков подземных вод в береговой зоне водохранилища.

П р и этом используют результаты специальных гидрогеологических наблюдений, без которых данную задачу решить почти невозмож но. Когда подземные воды питают водохранилище, д л я расчета ча сто используют уравнение Дюпюи Qr = ^ ф й ( Я 2 - А Я 2 ) / ( 2 0, (3.12) хде Qr — суммарный расход грунтовых вод, поступающих в водо х р а н и л и щ е ;

Кф — коэффициент фильтрации;

В — ширина потока грунтовых вод;

Н — толщина водоносного пласта на верхней гра н и ц е зоны депрессии;

А Я — превышение поверхности воды в водо х р а н и л и щ е над водоупором;

I — расстояние от водохранилища до :верхней границы зоны депрессии, или радиус депрессии.

Когда происходит отток подземных вод из водохранилища, наи более часто применяют уравнение Д а р с и QT = B H K * W i - H M l, (3.13) где # i и Я 2 — соответственно отметки уровня воды в двух сече н и я х, расположенных по длине потока на расстоянии I.

Д а н н у ю формулу применяют в условиях равномерного движе н и я грунтовых вод, когда сечения потока постоянные при движе н и и вод по однородному водопроводящему пласту. Формулы (3.12) Ш и (3.13) предназначены для определения расхода грунтовых вод, в пределах единичного сечения.

Суммарный приток (или отток) подземных вод к водохрани лищу рассчитывают с использованием карт гидроизогипс и данных., о толщине водоносного пласта и значениях коэффициента филь трации для разных районов береговой зоны водохранилища. По этам данным составляют карты гидрогеологического районирова ния с усредненными расчетными параметрами, на основании кото рых определяют значения элементов подземного водообмена для:

водохранилища в целом. Формулы (3.12) и (3.13) позволяют в ы полнять расчеты для простейших условий формирования грунто вого потока. В более сложных случаях (неоднородный пласт, не равномерное движение грунтовых вод и др.) надо применять бо лее сложные зависимости, однако для таких расчетов необходим:


большой объем натурного материала, который, как правило, от сутствует.

3.4. Испарение 3.4.1. Существующие методы определения испарения В настоящее время для практической оценки испарения с во доемов предложены различные методы, однако их общим недостат ком является низкая точность. Это связано, с одной стороны, с ог раниченным применением строгих физических подходов при оценке испарения в точке из-за невозможности прямо определить многие необходимые при таком роде расчетов исходные данные, а с другой — со сложностью пересчета значений испарения, получен ных для отдельных "точек, на водоем в условиях значительной из менчивости процессов тепловлагопереноса по акватории водоема.

Единственным способом, позволяющим сразу получить инте гральное значение испарения с водоема без необходимости осред нения полей тех или иных элементов тепло- или влагообмена, яв ляется метод расчета испарения из уравнения водного баланса Этот метод можно применять при расчетах среднего многолетнего' годового и месячного испарения с водохранилищ в тех случаях,, когда абсолютные значения испарения сопоставимы с другими со ставляющими водного баланса. При расчетах за конкретные годы- и тем более месяцы использование этого метода существенно огра ничено, так как невозможно соблюдать главное условие его при менения— надежность определения всех остальных элементов водного баланса, в том числе и таких трудно учитываемых, как:

подземный водообмен, конденсация, изменение запасов воды в во дохранилище под влиянием хозяйственной деятельности и т. д.

Д а л е е рассмотрены методы оценки испарения, имеющие наи большее применение в воднобалансовых расчетах.

3.4.1.1. Методы, основанные на учете потоков тепла и влаги в приводном слое Среди методов, основанных на учете потоков тепла и влаги в;

приводном слое, чаще всего применяют методы теплового баланса ги турбулентной диффузии. Д л я оценки испарения с водохранилищ, особенно речного типа, более целесообразно применять первый из этих методов. Расчет осуществляют по следующей зависимости:

„ = 0,615- 1 0 ~ 2 ( P - A S 1 + AS2 + AS r )/(l,55 + A//Ae), _ (3.14) :где R — радиационный баланс, Д ж / с м 2 ;

ASi — изменение теплоза паса водной массы за расчетный интервал времени, Д ж / с м 2 ;

AS 2 — р а з н и ц а между поступлением тепла с притоком воды в водохра н и л и щ е и удалением тепла со стоком воды из него, Д ж / с м 2 ;

ASr— теплообмен с грунтом дна водоема, Д ж / с м 2 ;

At — разность темпе ратуры воды и воздуха, °С;

Ае = (е 0 — — разность парциаль ного давления водяного пара у поверхности воды и на высоте 2 м н а д ней, гПа.

Преимущества использования метода теплового баланса для оценки испарения с речных водохранилищ заключаются в следую щем.

1. Расчет ведут с учетом тепловых потоков, поступающих в во доем с притоком и теряемых со стоком из него. Это весьма важно, •так как в отличие от озер большинство водохранилищ обладают значительной проточностью (см. п. 4.3). Этот фактор нельзя не учитывать, так как при прохождении через водохранилище боль ш и х объемов речных вод температура поверхности воды будет в значительной мере определяться температурным режимом транзит ных потоков, а не только гидрометеорологическими условиями и внутриводоемными процессами. Этот вывод сделан в результате специального исследования влияния степени проточности водохра н и л и щ а на условия формирования температуры воды в нем. Де тально этот вопрос рассмотрен в п. 4.3.1.

2. Д л я выполнения расчетов по уравнению (3.14) достаточно располагать стандартной сетевой гидрометеорологической инфор мацией и данными о радиационном балансе водной поверхности.

Исследования А. П. Браславского показали [38], что разница ме ж д у радиационным балансом суши и прилегающей водной поверх ности д л я месяцев теплового периода не превышает 5 %, т. е. ис пользование данных по радиационному балансу суши не может привести к существенным погрешностям при расчете по зависимо сти (3.14).

Некоторые сложности при использовании уравнения теплового баланса связаны с расчетом А5Г- Этот параметр невозможно на дежно определить без проведения весьма трудоемких специальных работ. Поэтому на практике им или пренебрегают, или применяют.косвенные методы его оценки. При этом принимают во внимание тот факт, что вклад этого параметра в суммарный тепловой поток незначителен и составляет в большинстве случаев не более I % значения радиационного баланса.

Расчет испарения по методу турбулентной диффузии требует определения коэффициента турбулентного обмена. Несмотря на О —Ю— и Ю«..

О gS I i 03.

-Ф ш ю ю ООО I I о оо ю со о со ЧО „ со s О СЯ C — CО -st" M 00 M С Ю00t ТО ОTГ СО о о о со S-:

U (-4 « ю сч s r a — 00 05 ьГоГ (Сю"—"оо" oo-=f"oo" ч ь га S' О, се с О00 ^ о с со со м со"со"о о «ИИ Ко В" я « ч с.

0)0)00 « 00 оо 00 С о П Xо ьГ-Ф"О ю oooo'tCcd t-" со" ю" 1 C S J С C" О QN я и та et о С О ОМ с.

О, Е- Л ООО"»

0 о tc 1 оГ о" оо t~-" 00 о" —ю "" о-^"со MOO О К ffl s ;

.

о s s r a s! N1000S с UOON о со_оз 0_с0_ N ЯИОО С О К " — " м — —с ""м 1 I II II Й C _f D о, я a м о S:

сч кЯ CСC MОM —ю о кй С С ОО сп о — в §* со ЗД о о" ci о о" оо и 0J 5 в§ * II II 2в' II СQ О U К S:

щсг й" (NNOCO СО а? CO.-о ^ of С О С М in со со t-T[C О3) SOi II с 0) о Sрд Он.) Я C С 00 t D О N (О О) ст о со Я Sf Ю О). 00 см и « C 00. оо, O о co- та C :

Q ^"со"оо"о co — со см со и sc.

6о «н Л еС = яо С —t I CD — О f- К t оа ) со • —I С.

в о о ^ и 0J Sе T жк я и га -большое число формул, предложенных для оценки этого коэффи циента, они не обеспечивают необходимой точности его определе ния для водохранилищ. Автор провел расчеты месячных значений испарения по уравнению теплового баланса (3.14) для ряда водо хранилищ СССР. Эти расчеты подтвердили достаточную надеж ность данного метода. В качестве примера приведены результаты таких расчетов для Рыбинского водохранилища (табл. 3.6).

3.4.1.2. Расчет испарения по эмпирическим формулам Д л я расчета испарения с водной поверхности широко распро странены как в нашей стране, так и за рубежом эмпирические фор мулы. В подавляющем большинстве случаев они довольно просты :и, что самое главное, основаны на использовании стандартной ги дрометеорологической информации. В основе большинства эмпири ческих формул, предложенных для расчета испарения с водной по верхности, лежит учет выявленного Дальтоном факта пропорцио нальности испарения разности парциального давления водяного пара над этой поверхностью. Разнообразные расчетные зависимо сти, основанные на законе Дальтона, имеют следующую струк туру:

Е = b (е0 — е2) ф (со), (3.15) тде ф(а) — н е к о т о р а я функция скорости ветра;

b — коэффициент, суммарно учитывающий влияние на процесс испарения ряда дру гих факторов, не входящих в формулу (3.15).

В СССР из формул данного вида чаще применяют формулы "В. К. Давыдова [76], Б. Д. Зайкова [84), А. П. Браславского и 3. А. Викулиной [34]. За рубежом используют формулы Хортона [175], Миллера [181], Пенмана [184, 185], Торнтвейта [189] и др.

В конце 60-х годов В. И. Кузнецов, В. С. Голубев и Т. Г. Федо -рова предложили формулу для расчета среднемесячного испарения с водной поверхности, вошедшую затем в указания [150]:

Е = 0,14я (е0 — е2) (1 + 0,72со2), (3.16) т д е п — число суток в месяце.

Данную формулу рекомендовано применять при равновесной стратификации, когда разность значений температуры воды и воздуха составляет 2—4°С. При неравновесной стратификации ат м о с ф е р ы над водоемом расчетные формулы предложены В. А. Рым шей и Р. В. Донченко [133], А. П. Браславским и С. Н. Нургалие вым [34], В. П. Кожевниковым [92], Р. И. Гета [67] и В. С. Голу бевым [70]. Структура формулы, предложенной Рымшей и Дон ченко, следующая:

= 0, Ю 4 / г ( е 0 - е 2 Ж д г + со2), (3.17) где К ы — коэффициент, зависящий от разности температуры по верхности воды и воздуха.

-Формула Браславского и Нургадиева имеет следующий вид:

Е = 0,14д (е0 — е2) [1 + 0,8со2 + ф (АО]. (3.18) Похожую структуру имеют формулы Кожевникова, Гета и Го л у б е в а. Контрольные расчеты испарения, выполненные по всем ука з а н н ы м формулам, д л я 35 испарительных бассейнов и месячных интервалов времени показали, что наименьшую среднеквадратиче •скую погрешность ( 1 2, 5 % ) имеет формула (3.16), которая и ре комендована в настоящее время в качестве расчетной [150].

Формула (3.18) непригодна д л я расчета испарения по месяч н ы м интервалам времени. Она, к а к правило, з а в ы ш а е т значения испарения, особенно при неустойчивой стратификации атмосферы.

-Формулы Кожевникова, Гета, Голубева, которые здесь не рассмо трены, по данным работы [70], не имеют преимуществ перед фор м у л о й (3.17).

Д л я Б.ухтарминского и Краснооскольского водохранилищ и 'Валдайского озера были рассчитаны среднемесячные значения ис п а р е н и я по формулам (3.16) и (3.18). В расчетах использованы д а н н ы е по парциальному давлению водяного пара и скорости вет р а, полученные н а плавучей установке, а р е з у л ь т а т ы расчетов срав нены с показаниями плавучих испарительных бассейнов площадью 2 0 м 2. Отклонения рассчитанных по формуле (3.16) значений ис парения от измеренных не превысили + 2 5 %. Что касается ис п о л ь з о в а н и я формулы (3.18), то она систематически з а в ы ш а е т зна чения испарения до 50 %.

Все упомянутые эмпирические формулы основаны на законе Д а л ь т о н а, т. е. учитывают термодинамические аспекты испарения.

Иной подход к расчетам испарения был развит В. И. Бабкиным [10]. Он р а с с м а т р и в а л молекулярный механизм испарения. Впер в ы е теоретические работы в этом плане были выполнены В. В. Шу лейкнным, который для оценки максимальной и фактической ско рости испарения предложил использовать уравнение Максвелла [163]. Однако полученные им формулы имели низкую точность.


Б а б к и н показал, что уравнение Максвелла, описывающее распре деление молекул идеального газа по скоростям, не подходит д л я описания распределения молекул воды по скоростям. Он предло ж и л д л я расчета маскимальной и фактической скорости испарения р я д зависимостей, основанных на уточненных представлениях о молекулярной сущности испарения воды.

Следует отметить, что надежность расчетов по всем указанным эмпирическим формулам значительно зависит от надежности оп ределения входящих в них элементов. Все элементы, входящие в эти расчетные формулы, д о л ж н ы быть определены для водной по верхности. Вследствие того, что в большинстве случаев т а к а я ин ф о р м а ц и я отсутствует, при выполнении массовых расчетов по ука занным формулам приходится использовать данные о метеоэле ментах, полученных на континентальных станциях, с последующим пересчетом этих данных на водоем.

3.4.1.3. Метод испарителей.

Современное состояние вопроса об оценке испарения с поверхности воды по данным испарительных установок различных типов Метод основан на непосредственном определении слоя испарив шейся влаги из испарительного прибора (г) за период между сро ками наблюдений по разности отметок уровня воды на эти сроки (АК) с учетом поступления осадков (х):

z = Ah — х. (3.19) Использование метода испарителей имеет богатую историю [77,.

174, 191]. Наиболее тщательные исследования по применению ис парителей для оценки испарения с водной поверхности были вы полнены в Валдайском филиале ГГИ А. Р. Константиновым,.

В. И. Кузнецовым, В. С. Голубевым и др. [97, 98, 104]. Однако д о настоящего времени вопросы теоретического обоснования перехода от показаний испарительных приборов к испарению с реальных водоемов во многом не решены.

Наибольшее количество информации накоплено на континен тальной водноиспарительной сети с применением испарителей ГГИ 3000. Однако методика перехода от их показаний к испарению с водоема еще не разработана и не рассмотрена в опубликованных Указаниях по расчету испарения с поверхности водоемов [154]..

Схемы расчета испарения с водоема по данным плавучих испари телей ГГИ-3000 и наземных испарительных бассейнов площадью 20 м 2, изложенные в Указаниях, имеют существенные погрешно сти. В связи с тем, что вопрос о переходе от показаний испаритель ных установок различных типов к реальному испарению с водной:

поверхности является весьма актуальным, наибольшее внимание должно быть уделено переходу от показаний наиболее массового прибора —наземного испарителя ГГИ-3000 к реальному водоему.

Это необходимо т а к ж е и потому, что длительное содержание на сети испарительных установок различных типов, на наш взгляд,, нецелесообразно.

Очевидно, что измеренное в испарителе любой конструкции и:

любого размера испарение будет отличаться от среднего слоя ис парения для всего водоема вследствие различия гидрометеорологи ческой обстановки вблизи испарителя и на водоеме в целом и влия ния конструктивных особенностей испарителя. При определении испарения с водоема по данным наблюдений на испарительных ус тановках вводят поправки, учитывающие различие гидрометеоро логической обстановки и конструктивные особенности испарителя..

Эти ж е поправки вводят и при переходе от показаний одних испа рительных приборов к другим. Следует отметить, что большинство работ в рассматриваемой области посвящено именно вопросам пе рехода от показаний наземных испарителей ГГИ-3000 к показа ниям континентального водно-испарительного бассейна площадью 20 м 2 [ 98, 102, 103]. В то ж е время очень мало работ, в которых.

рассмотрены пути перехода от показаний испарителей к реальному испарению с водоема [38, 127]. Рассмотрим эти вопросы подроб нее.

Д л я оценки различий в гидрометеорологической обстановке в в о д я т т а к называемый гидрометеорологический коэффициент Д™.

.Исходя из общей структуры формул для расчета испарения с вод ной поверхности этот коэффициент можно представить следующим образом:

е (3-2°) К, = [«» ('о - * ) ] / К ® ' К - ')]' г д е в числитель входят параметры, характеризующие гидрометео рологические условия водоема (или места установки одного испа р и т е л я ), а в знаменатель — то ж е д л я другого испарителя (соот ветственно со и со' — скорость ветра на высоте 2 м над водоемом и испарителем;

е0 и е'0 — давление насыщенного водяного пара, оп ределяемое по температуре воды в водоеме и испарителе;

е и е7 — •средняя за расчетный интервал времени абсолютная влажность воз д у х а на высоте 2 м над водоемом и испарителем;

с и с' — коэффи циент, учитывающий шероховатость подстилающей поверхности и температурную стратификацию атмосферы над водоемом и испари телем.

Введя дополнительные обозначения ЛГс = с/с', = со/со', и Дде = (е 0 — е)!(е' 0 — е ' ) и подставив их в формулу (3.20), получим Кти — КсКаКье. (3.21) Д л я учета влияния конструктивных особенностей испаритель ных приборов вводят инструментальный коэффициент Кп, который о п р е д е л я ю т по выражению Кя = Е/(Е'КеКиКьв), (3.22) где Е и Е ' — испарение с водной поверхности двух сравниваемых испарителей различной конструкции или водоема и испарителя.

К а к отмечают А. П. Б р а с л а в с к и й и К. Б. Шергина [38], един ственным правильным методом определения Кш для системы водо е м — испаритель является сравнение значений испарения с по верхности водоема, найденных независимым методом, с данными испарительного прибора после введения коэффициента КГм- При использовании д л я этой цели данных наземных испарителей слож ность в большинстве случаев состоит именно в определении гидро метеорологического коэффициента. Это связано с трудностями оп ределения параметров, входящих в формулу (3.20).

Наиболее надежно значение инструментального коэффициента м о ж н о получить, сравнивая показания плавучей испарительной установки с реальным испарением с водоема в месте установки по следней, когда значение гидрометеорологического коэффициента может быть принято равным примерно единице по причине равен ства единице отдельных коэффициентов, входящих в формулу.(3.21). Коэффициент Ка можно принять равным 1, поскольку скорость ветра измеряется на высоте 2 м, где влияние бортика испарителя на ветровой режим практически не сказывается. Вслед ствие единого х а р а к т е р а температурной стратификации над водое мом и испарителем и несущественных различий в коэффициентах шероховатости подстилающей поверхности для водоема и испари теля в месте установки последнего, которые в значительной мере определяются скоростью ветра, коэффициент К с т а к ж е можно при нять равным 1. Несколько сложнее дело обстоит с коэффициентом Кд е. Вследствие некоторого различия температуры воды в испари теле и водоеме значения во и е'0 будут несколько различаться. П о этой причине значения коэффициента Лд е характеризуются некото рой изменчивостью. Так, в соответствии с данными табл. 3.7, они мо гут изменяться для декадных интервалов времени от 0,92 до 1, и д л я месячных периодов от 0,94 до 1,07. В обоих случаях среднее Таблица 3. Значения коэффициентов К А е и К к д л я плавучего испарителя ГГИ- / е'0-е' к е о~е Ае Е п Декада Месяц Год в «и Краснооскольское водохранилище 1 62 14,9 15, VIII 50 0,97 0, 53 11, 2 66 0, 12,1 0, 3 52 10,.45 10,6 0,99 0, 12, за месяц 148 186 12,7 0, 0, 5, 1 21 27 5,8 0, X 0, 2 7 10 2,5 2,6 0, 0, 3,3 3, 3 14 17 0,97 0, за месяц 42 3, 3,8 0,97 0, 5, 1 23 0, 27 1, 1973 V 5, 36 41 7,7 7, 2 0, 1, 3 32 6,6 6,4 0, 35 1, за месяц 91 103 6,6 6,2 0, 1, 10,3 10, 44 0, 1 48 0, 1974 VII 10, 2 43 0, 38 10,7 0, 64 13,4 13, 3 52 1,01 0, за месяц 11, 155 11,5 1,00 0, Бухтарминское водохранилище 1 21 6,8 6,6 0, VI 1970 1, 2 7,7 1,03 0, 15 27 7, 3 30 10,6 0, 10,6 1, за месяц 66 8, 99 8,2 1,02 0, 1 30 39 8,5 8,3 0, 1, VII 10, 2 37 45 10,1 1,03 0, 3 28 36 8,2 0, 1, 8, за месяц 95 120 9,0 1, 8,8 0, 1 35 47 10,0 10,2 0,98 0, VIII 2 27 41 10,4 10,9 0, 0, 3 51 10, 9,8 0,95 0, за месяц 139 0, 101 10,1 10,5 0, значение этого коэффициента можно принять р а в н ы м 1. Данный вывод подтверждается всеми имеющимися материалами парал лельных наблюдений на плавучих испарителях ГГИ-3000 и водо еме. Таким образом, с учетом изложенного д л я плавучего испари теля ГГИ-3000 значение коэффициента /СДе можно принять равным 1. В этом случае формула (3.22) упрощается:

К а = Е/Е', (3.23) и з а д а ч а определения инструментального коэффициента состоит в том, чтобы определить реальное испарение Е в месте установки плавучего испарительного прибора.

В настоящее время известно, что единственным прибором, ха рактеризующим реальное испарение с воды в месте его установки, является плавучий испарительный бассейн площадью 20 м 2 [33, 39]. Другими словами, инструментальный коэффициент д л я этого прибора равен единице. Таким образом, правомерно оценивать зна чение Е по формуле (3.23) по показаниям этого прибора. Значе ния инструментальных коэффициентов для плавучего испарителя ГГИ-3000 были определены,за декаду и месяц по формуле (3.22) с использованием большого числа данных наблюдений по испари тельным бассейнам площадью 20 м 2, установленным на Красно оскольском и Бухтарминском водохранилищах. Полученное сред нее значение коэффициента оказалось равным 0,80. О тесной функциональной связи данных наблюдений за испарением по пла вучему испарителю ГГИ-3000 и плавучему испарительному бассейну площадью 20 м 2 свидетельствует то, ^то коэффициент корреляции этой связи о к а з а л с я равным 0,98. Инструментальный коэффициент для плавучего испарителя ГГИ-3000, равный 0,8, был получен так ж е В. И. Кузнецовым по результатам исследований, выполненных в 1975—1976 гг.

Таким образом, с учетом изложенного можно констатировать, что при расчете испарения с водоема в месте установки плавучего испарительного прибора за декаду и месяц достаточно в показания испарителя ввести переходный инструментальный коэффициент.

Следует отметить, что в соответствии с Указаниями [150], испаре ние с водоема в месте установки плавучего испарителя ГГИ- рекомендуется определять по формуле Ев = 0,88Е'пКАе, (3.24) где Е'а — испарение по плавучему испарителю ГГИ-3000.

Поскольку Дд е = 1, то значение К а д л я этого прибора по фор муле (3.24) оказывается р а в н ы м 0,88. Это различие коэффициентов связано с тем, что при определении Ки по формуле (3.24) за эта- лон принимали плавучий испарительный бассейн площадью 3 м 2, который не характеризует реальное испарение с водоема в месте его установки. По данным, полученным путем сравнения пока заний трехметрового испарительного бассейна с ~ показаниями 5 В. С. Вуглинский плавучего испарительного бассейна площадью 20 м 2, коэффициент Кш = 0,86., Согласно В. С. Голубеву и А. П. Урываеву [72], формула д л я перехода от показаний плавучего испарителя ГГИ-3000 к испаре нию с водоема в месте его установки д о л ж н а иметь следующий вид:

= 0,8 03 Де, (3.25) то есть эти авторы считают необходимым учет различий в значе ниях влажности воздуха над испарителем и водоемом в месте уста новки испарителя.' Эти различия оценены на основании анализа коэффициентов рассчитанных д л я 108 декадных и 16 месяч ных интервалов времени на примере Краснооскольского и Бухтар минского водохранилищ. Среднее значение коэффициента К А е — = 1,01. В мае и июне значения коэффициента К^е оказались в большинстве случаев на 0,02—0,03 меньше 1, а в сентябре и ок т я б р е на 0,05—0,08 больше 1. Таким образом, при расчете по фор муле (3.25) с постоянным коэффициентом К&е = 1 возможно неко торое завышение (на 2—3 %) значений испарения в весенний пе риод и некоторое занижение (на 6—8 %) — в осенний. Однако д л я массовых расчетов такие погрешности несущественны.

' Д л я того чтобы рассчитать слой испарения со всего водоема, необходимо полученное по формуле (3.25) значение испарения ум ножить на отношение р / а, где |3 и а коэффициенты, позволяющие учитывать различия между длиной разгона воздушного потока над водоемом и длиной разгона до места установки испарителя (более подробно о вычислении коэффициентов |3 и а упомянуто в Указа ниях [150]).

Значительно сложнее з а д а ч а перехода от показаний наземных испарительных установок к испарению с водоема. В этом случае обязательным является введение коэффициента К д л я опреде ления которого необходимо иметь данные наблюдений за ско ростью ветра и абсолютной влажностью воздуха над сушей и во доемом, а т а к ж е за температурой поверхности воды в наземном испарительном приборе и водоеме. Кроме того, необходимо оце нить коэффициенты с и с' для условий суши и воды, что представ ляет собой довольно трудную задачу. Следует т а к ж е иметь в виду, что стенки и дно плавучих и наземных испарителей соприкасаются с различными средами (вода или почва), вследствие чего характер теплообмена через эти конструктивные детали прибора для назем ных и плавучих установок будет разным. Всеми указанными об стоятельствами и объясняется тот факт, что до недавнего времени не были р а з р а б о т а н ы практические приемы пересчета показаний наземных испарителей на реальный водоем.

Методические подходы к решению данного вопроса предложены автором в 1978 г. и опубликованы в работе [61]. Их детальному изложению посвящен следующий пункт. Здесь ж е надо у к а з а т ь на работы В. С. Голубева, который д л я оценки испарения с водоемов площадью до 1000 км 2 по данным наземных испарителей ГГИ- предложил использовать следующее выражение [70]:

= 0,43 0)3 + 0,9/zq — 1,2 ДА© + 2,4т — 8,1 Дт— 35, (3.26) где hQ и Ah Q соответственно полуденная высота Солнца 15-го чис ла месяца и ее приращение за этот месяц;

т и Дт — продолжитель ность светлого времени суток 15-го числа месяца и ее приращение за месяц в часах.

Погрешности расчета среднемесячных значений испарения по формуле (3.26) д л я ряда крупных озер и водохранилищ СССР, со гласно работе [72], за летние месяцы не выходили за пределы + 10 %, а весной и осенью достигали 25 % и более.

3.4.2. Предлагаемая методика расчета испарения с водной поверхности по данным наземных испарителей ГГИ- Основное распространение на водноиспарительной сети С С С Р получил наземный испаритель ГГИ-3000, данные которого надо ис пользовать в первую очередь для оценки испарения с реального водоема. В связи с тем, что по конструкции наземный и плавучий испарители ГГИ-3000 одинаковы, инструментальный коэффициент для них т а к ж е одинаков. В этом случае с учетом выражения (3.22) формула для расчета испарения с плавучего испарителя ГГИ- по: данным наземного испарителя аналогичной конструкции будет иметь следующий вид (з.27) где Е'к — испарение по наземному испарителю ГГИ-3000.

Рассмотрим подробнее произведение коэффициентов К с К а — = ссо/(с'со'). Коэффициенты с и с' учитывают шероховатость под стилающей поверхности и температурную стратификацию атмо сферы. Поскольку для теплого периода года в основном харак терны равновесные условия атмосферы над водоемом и сушей [147], когда отсутствует локальный барический градиент, а турбу лентный обмен над водной поверхностью существенно ослаблен, эти коэффициенты будут в первую очередь зависеть от шерохова тости поверхности суши и воды. Подтверждение данного положе ния можно найти в работе [97], где указано, что расчеты испаре ния с водной поверхности в большинстве случаев можно выполнять без учета влияния температурной стратификации атмосферы. Та ким образом, коэффициент К с в формуле (3.27) зависит в основ ном от соотношения значений шероховатости подстилающей по верхности суши и воды. Второй коэффициент К а определяется соотношением скоростей ветра над плавучим и наземным испари телями ГГИ-3000. При этом следует иметь в виду, что скорость ветра в приземном слое самым тесным образом связана с шеро ховатостью подстилающей поверхности [92, 147]. С учетом, 4* изложенного высказано предположение о достаточном постоянстве отношения ш/с'ч./ для определенной станции и одного типа испа рительных приборов. Оно было подтверждено материалами водно испарительной сети, используя которые, обратным путем из выра жения (3.27) получили среднемесячные значения произведения КсКа, д л я 10 станций. Полученные данные, часть которых приве дена в табл. 3.8, подтвердили достаточную устойчивость этого про изведения для каждой отдельной станции. На основании этого Таблица 3. Значения К С К 0 — сю/с'ш' для испарителей ГГИ-3000, определенные для ряда водоемов СССР Год IV V VI VII VIII IX X XI Б у х т а р м и н с к о е в о д о х р а н и л и щ е — с. Селезневка 1, 1968 1, 1969 1, 1,28 1, 1970 1,22 1, 1,17 1, оз. Ч а с к а к — с. Ч а с к а к 1961 0,99 0,90 0,95 0,96 0,96 1,00 1,14 0, 1963 1,03 0,92 0,77 0,74 0, 0,78 0,79 0, 1964 0,86 0,79 0,79 0,83 0,91 0, 0,88 1, 1965 0,90 0,84 0,87 0, 0,87 0,88 0,86 0, 1966 0,89 0,82 0, 0,85 0,78 0,70 0, 0, оз. Н а р очь — пгт Н а р о ч ь 1971 1,19 1, 1,28 1,17 1, 1, 1972 1,39 1,18 1, 1, 1973 1,09 1, 1,32 1,32 1,19 0, высказано предположение о существовании достаточно тесной связи между отношением E'JE'n и КАе• Это предположение проверено на материалах фактических наблюдений. Д л я этой цели привлечены независимые данные наблюдений 23 водно-испарительных станций, расположенных в различных районах СССР. Теснота связи между декадными значениями отношения E'JE'n и оценена методом парной линейной корреляции. Коррелированные ряды содержали по 550 членов. Коэффициент корреляции оказался равным 0,75, что свидетельствует о достаточно тесной связи рассматриваемых аргу ментов. Д л я того чтобы выявить характер связи между Е'а, Е'н и Дд е, были использованы многочисленные материалы наблюдений по плавучим и наземным испарителям ГГИ-3000 за период 1953— 1975 гг. Рассмотрены месячные интервалы времени. Обобщение этих данных позволило составить расчетную номограмму для опре деления месячных значений испарения с плавучего испарителя ГГИ-3000 по данным об испарении, измеренном по наземному ис парителю аналогичной конструкции, и коэффициенту /Сде (рис. 3.4).

В выражение д л я определения коэффициента входят а б с о л ю т ная влажность воздуха на наземной еи и плавучей ел установках:

и давление насыщенного водяного пара, определенное по темпера туре воды в плавучем еоп и наземном е 0н испарителях:

в (3- *Л« = ( Ч - п)/(\-*н Н а д о обратить внимание на следующее обстоятельство. К а к из вестно, д л я определения еп можно использовать следующую фор мулу из Указаний [150]:

= е н + (0,8е 0н - ен) Мб, (3. где Мб — коэффициент трансформации воздушной массы при ее переходе с берега к месту установки плавучего испарителя.

В связи с тем, что плавучие испарительные установки распола гают, к а к правило, на расстоянии 100—150 м от берега, в соответ ствии с Указаниями [150] значения осредненного коэффициента трансформации для таких разгонов будут Мб = 0,02. При подста новке этого значения в формулу (3.29) получают еп = + ( 0, 8 Ч - е а ) 0,02 = 0,98е н + 0,016е 0н « еи. (3. Следовательно, коэффициент /Сде, полученный по зависимости (3.28) и использованный при составлении номограммы, может быть' получен по более простой зависимости В этом случае достаточно иметь данные только наземных испа рителей и располагать информацией о температуре поверхности:

воды в прибрежной зоне для определения еоп. К а к показывают на блюдения, различия в месячных значениях температуры поверхно сти воды в плавучем испарителе ГГИ-3000 и водоеме в месте уста новки испарителя незначительные и составляют не более чем ± 0, 3 °С. Подобные различия не могут существенно влиять На ре зультаты расчетов по формуле (3.31) при определении еоп по тем пературе поверхности воды в прибрежной зоне.



Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 6 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.