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 |   ...   | 6 | 7 || 9 | 10 |

«М и н и с т е р с т в о о б р а зо в а н и я и н а у к и Р о с с и й с к о й Ф ед е р ац и и _Ф е д е р а л ь н о е а г е н т с т в о п о о б р а з о в а н и ю _ ГОСУДАРСТВЕННОЕ ...»

-- [ Страница 8 ] --

Д о ста то ч н о п о л н а я б и б л и о гр а ф и я, о тн о ся щ а яся к р а н н е м у п е р и о д у и зу ч е н и я и сп а р е н и я, со с та в л е н а Г. Л е в и н гсто н о м в 19 0 г., а б и б л и о г р а ф и я з а п е р и о д с а н т и ч н ы х в р е м е н и д о н а ш и х д н е й У. Б р а т с е р т о м [8 ]. А н а л и з р а б о т и о ц е н к а с о в р е м е н н о г о с о с т о я н и я и ссл ед о ван и й по и сп а р ен и ю п р и в о д ятся та кж е в м о н о гр а ф и я х М.И. Б у д ы к о, А.Р. К о н с т а н т и н о в а, М.П. Т и м о ф е е в а и в д р у г и х и с ­ то ч н и к а х, а о б зо р н ая и н ф о р м ац и я о м ето д ах оп р ед ел ен и я и сп а р е ­ н и я с в о д н о й п о в е р х н о с т и и с у ш и в р а б о т а х [ 1 1,3 8 ].

9.1. Ф изика процесса испарения с поверхности воды и факторы, его определяющие Р а ссм о тр и м п р о ц е сс и сп ар ен и я в за м кн у то м объем е. И зв е ст­ н о, ч то м о л е к у л ы ж и д к о с ти, о б л ад ая к и н е т и ч е с к о й эн е р ги е й, п о ­ сто ян н о со в ер ш аю т кол еб ател ьн ы е д ви ж ен и я. С ко р о сть и х д ви ж е­ н и я я вл я е тся в а ж н ы м п о ка за те л е м и х к и н е т и ч е с к о й э н е р ги и. П р и ко л еб ател ьн о м д ви ж ен и и в пар п ер ехо д ят м о л е кул ы вод ы, обла­ д аю щ и е н аи б о л ьш ей ско р о сть ю ко л еб ан и я п о ср авн ен и ю с д р у ги ­ м и м олекулам и. Ч то б ы о то р ваться о т п о в е р хн о сти во д ы, и сп а ­ р я ю щ ая ся м о л е кул а д о л ж н а п реод о л еть си л ы п р и тя ж е н и я со сто ­ р о н ы о с т а в ш и х с я м о л е к у л, а та к ж е в н е ш н е е д ав л е н и е у ж е о б р а зо ­ вавш его ся п ара над это й п о вер хн о стью. И н ы м и сл о вам и, она Л2 п р о т и в д о л ж н а со ве р ш и ть р а б о ту и э ти х си л, р авн ую A = A1+A2 =Al+ P(Vn -V x ), (9.1 ) Р гд е д а в л е н и е в о д я н о го п а р а в в о з д у х е, п р и к о т о р о м п р о и с х о д и т Vn и Уж и спар ен и е;

уд ел ьн ы е объ ем ы п ар а и ж и д ко сти.

П р и и сп а р е н и и те м п е р ату р а вод ы п о н и ж ае тся. О б ъ ясн яе тся это тем, что ж и д ко сть п о ки д аю т м о л е кул ы, облад аю щ ие н аи б о л ь­ ш е й э н е р г и е й п о о т н о ш е н и ю к д р у г и м м о л е к у л а м п р и д а н н о й ее т е м п е р а т у р е. С л е д о в а т е л ь н о, ср е д н я я э н е р г и я м о л е к у л, о с т а в ш и х ­ с я в н е й, п о н и ж а е т с я. З д е сь у м е с т н о о т м е т и т ь, ч т о о х л а ж д е н и е в о ­ д ы м етод ом и сп а р ен и я ш и р о ко п р и м ен я е тся в в о д о хр а н и л и щ ах о хл ад и те л я х, гр ад и р н я х и б р ы зга л ь н ы х б а ссе й н а х, сп е ц и а л ь н ы х со о р у ж е н и я х, п р е д н а зн а че н н ы х д ля о хл аж д е н и я в н и х вод ы а тм о ­ сф е р н ы м во зд ухо м.

Ч то б ы п р и и сп ар ен и и те м п е р атур а ж и д ко сти не п о н и ж ал ась, ж и д ко сть н е о б хо д и м о н е п р е р ы вн о н агр е в ать. К о л и ч е ств о те п л о ты н ео бхо д и м о е д ля под д ерж ани я п о сто я н н о й тем п е р атур ы н азы ваю т у д е л ь н о й т е п л о т о й и с п а р е н и я (п. 2.1.3 ). Т а к и м о б р а з о м, и с п а р е н и е во д ы со п р о во ж д ается затр а то й эн ер ги и, ха р а кте р и зу ю щ е й ся ко л и ­ чество м теп л о ты, котор ое н у ж н о с о о б щ и т ь е д и н и ц е ее м а с с ы, i, и м ею щ ей те м п е р атур у ч т о б ы п р е в р а т и т ь ее в п а р п р и т о й ж е т е м п е р а т у р е. Д л я п е р е х о д а п а р а в ж и д к о с т ь, т. е. п р и е го к о н д е н ­ са ц и и, те п л о та, затр а че н н а я н а и сп а р е н и е, о тд ае тся о б р а тн о и о б ­ р а зу ю щ а я ся в р е зу л ь та те ко н д е н са ц и и ж и д к о сть н агр е в ае тся.

И с п а р е н и е п р о и с х о д и т п р и л ю б о й т е м п е р а т у р е. Н о с ее в о з ­ р астан и ем ско р о сть и сп ар ен и я уве л и чи ва ется, та к к а к и н те н си в ­ н о сть те п л о во го д ви ж е н и я м о л е к ул в это м сл у ч а е та к ж е во зр а ста­ е т. О д н о в р е м е н н о с и с п а р е н и е м н а б л ю д а е т с я п р о ц е с с к о н д е н с а ц и и в о д я н о г о п а р а, т.е. п р о и с х о д и т н е п р е р ы в н ы й о б м е н м о л е к у л а м и м е ж д у э ти м и ф азам и. В за в и си м о с ти о т п р е о б л а д ан и я п е р в о го и л и вто р о го п р о ц е сса, ха р а к те р и зу ю щ и хся ко л и ч е ств о м м о л е кул, п е ­ р е с е к а ю щ и х п о в е р х н о с т ь р азд е л а ф аз, н ад в о д н о й п о в е р х н о сть ю б у д е т н а б л ю д а т ь с я н е н а с ы щ е н н ы й в о д я н о й п а р (п р е о б л а д а е т п р о ­ ц е с с и с п а р е н и я ), д и н а м и ч е с к о е р а в н о в е с и е (п р о ц е с с ы и с п а р е н и я и ко н д ен сац и и р авн о зн ачн ы ) или п ер ен асы щ ен н ы й водяной пар (п р е о б л а д а е т п р о ц е с с к о н д е н с а ц и и ). У к а з а н н ы е с о с т о я н и я в о д я н о ­ го п а р а в в о з д у х е м о ж н о х а р а к т е р и з о в а т ь с о о т в е т с т в у ю щ и м и р а з ­ е0- е 0, е0- е = 0, е0 - е 0, н о с т я м и д а в л е н и я в о д я н о го п а р а :

е0 —д а в л е н и е гд е н а с ы щ е н н о го в о д я н о го п а р а в в о зд у х е, о п р ед е­ е - парц и ально е д авле­ ляем о е п о те м п е р а ту р е п о в е р хн о сти в о д ы ;

е0 - е - д е ф и ц и т н а с ы щ е ­ н и е в о д я н о го п а р а в в о зд у х е. Р а зн о сть б у к в о й d.

н и я в о зд уха, о б о зн а ча ем ы й о б ы ч н о И та к, в за м к н у то м объ ем е и н те н си в н о сть и сп ар ен и я зав и си т е0, о т те м п е р атур ы п о в е р хн о сти во д ы, о п ред еляю щ ей зн ачен и е и е ф а к т и ч е с к о г о п а р ц и а л ь н о г о д а в л е н и я в о д я н о го п а р а над и сп а ­ р яю щ ей п о ве р хн о стью. Ч ем в ы ш е тем п ер атур а вод ы и н и ж е ф ак­ ти ч е ск о е п ар ц и а л ь н о е д ав л е н и е в о д я н о го п а р а, те м б о л ь ш е и с п а ­ рение.

В е сте ств е н н ы х у сл о в и я х те м п е р атур а вод ы и в л аж н о сть во зд уха н е п о сто я н н ы е и зав и ся т о т м н о ги х ф акто р о в: со л н ечн о й р ад и ац и и, р а д и а ц и о н н о го и зл у ч е н и я п о д сти л а ю щ е й п о в е р х н о сти, стр а ти ф и ка ц и и атм о сф ер ы, ско р о сти в о зд уш н о го п о то к а и др. П р и это м ч ем б о л ьш е ту р б у л е н тн о сть в о зд уш н о го п о то ка, те м и н те н ­ си вн е е п р о и сх о д и т съ ем те п л а и в л а ги с п о в е р хн о сти. О со б е н н о си л ьн о ско р о сть ветр а вл и я е т н а и сп ар ен и е с п о в е р хн о сти м ал ы х во д о ем о в. И сп а р и в ш а я ся с н и х в л а га ср а зу ж е у н о с и т с я в о зд у ш ­ н ы м п о то к о м за п р ед ел ы во д о ем а и, сл е д о вате л ьн о, н а сы щ е н и е в о д я н о го п а р а н а д н и м н е п р о и с х о д и т, ч т о с п о с о б с т в у е т д а л ь н е й ­ ш е м у и сп а р е н и ю вод ы. В о п р о с о тр а н сф о р м ац и и в о зд уш н о й м а с­ с ы п р и н а т е к а н и и ее с с у ш и н а в о д о е м п о д р о б н о р а с с м о т р е н в р а ­ б о т а х М.П. Т и м о ф е е в а, А.Р. К о н с т а н т и н о в а и А.М. М х и т а р я н а.

В ш ти л е в у ю п о го д у п е р е н о с в о д я н ы х п ар о в о т во д н о й п о ­ в е р х н о с т и в о к р у ж а ю щ е е ее п р о с т р а н с т в о о с у щ е с т в л я е т с я з а с ч е т м о л е кул яр н о й д и ф ф узи и и в ер ти ка л ьн о го о б м ен а, о б у сл о в л е н н о го р азн о стью п л о тн о сте й в о зд уха н а р а зл и ч н ы х в ы со та х. В это м с л у ­ ч а е. о с н о в н у ю р о л ь и г р а е т к о н в е к т и в н ы й о б м е н. В о д я н о й п а р л е гч е в о зд у х а, сл е д о в ате л ь н о, о б о га щ е н н ы й в о д я н ы м и п а р а м и в о зд у х у во д н о й п о в е р х н о сти л е гч е м ен е е о б о га щ е н н о го и м и н а в ы со те. П о э то м у п р и л е га ю щ и й к во д н о й п о в е р х н о сти в о зд ух п о д н и м ае тся ввер х, а вы ш ел еж ащ и й, к а к более тяж ел ы й, нао борот, о п ускае тся вн и з.

И сп ар ен и е с п о ве р хн о сти сол ен о й вод ы м ен ьш е, чем с п р е ­ сн о й, и те м м ен ь ш е, чем б о л ьш е ко н ц е н тр а ц и я со л ей. О но за в и си т та к ж е о т со с та в а со л ей, со д е р ж а щ и х ся в вод е. У м е н ь ш е н и е и с п а ­ р е н и я о б ъ я с н я е т с я з а в и с и м о с т ь ю д а в л е н и я н а с ы щ е н н о г о в о д я н о го п ар а над п о в е р хн о сть ю в о д ы о т ее м и н е р а л и з а ц и и. П р и м а л о й к о н ц е н т р а ц и и с о л е й в в о д е (д о 3 % о ) в л и я н и е м и х н а и с п а р е н и е м ож но пренебречь.

9.2. М е то ды расчета испарения с поверхности воды О ц енка и спар ен и я с вод ной п о ве р хн о сти м о ж ет б ы ть п р о и з­ вед ена с и сп о л ьзо в а н и е м н е ск о л ь к и х м етод ов. Б о л ьш о е к о л и ч е с т­ во м ето д о в в ы зв а н о те м, ч то сл о ж н ы й м е х а н и зм в за и м о д е й стви я м еж д у во д н о й п о в е р хн о сть ю во д о ем а и п р и л е гаю щ е й к н е й в о з­ д у ш н о й м ассо й п о л н о сть ю не р а ск р ы т. Б олее то ч н ы м и з р азр аб о ­ т а н н ы х м е т о д о в с ч и т а е т с я и н с т р у м е н т а л ь н ы й (п р я м о й ) м е т о д, т. е.

м ето д н е п о ср е д ств е н н о го и зм ер е н и я сл о я и сп а р и в ш е й ся во д ы с п о м о щ ью в о д н ы х и спар и тел ей. К п р я м о м у м ето д у о тн о си тся и п у л ь са ц и о н н ы й м ето д. О д н ако э ти м е то д ы н е в се гд а м о гу т б ы ть п р и м е н е н ы всл ед стви е и х тр у д о е м ко сти и н е в о зм о ж н о сти и сп о л ь ! зо в ан и я п р и р азр аб о тке п р о екта. П о э то м у д ля оп р ед елени я и сп а ­ рен и я с п о в е р хн о сти вод ы п р и м е н я ю т ко све н н ы е м ето д ы, о сн о ­ в а н н ы е н а и сп о л ь зо в а н и и у р а в н е н и й в о д н о го и те п л о в о го б а л а н ­ с о в, т у р б у л е н т н о й д и ф ф у з и и в о д я н о го п а р а в а т м о с ф е р е. Р а з р а б о ­ та н ы та кж е эм п и р и чески е ф о р м ул ы для р асче та и спар ен и я п о м е I те о р о л о ги че ски м д а н н ы м, ко то р ы е получили наи более ш и рокое п р и м ен е н и е в ги д р о л о ги ч е ск о й п р а к ти к е. Р а ссм о тр и м эти м ето д ы.

П у л ь с а ц и о н н ы й м ето д. И зв естн о, ч то п о то ки в о зд уха в ат­ м о сф е р е п о ч т и в се гд а и м е ю т т у р б у л е н т н ы й ха р а к те р д в и ж е н и я.

П о э т о м у у р а в н е н и е п е р е н о с а в о д я н о г о п а р а в а т м о с ф е р е (9.1 0 ) н е ­ об ход и м о п р и вести к в и д у, у чи ты в а ю щ е м у это т хар актер д ви ж е­ н и я. Д л я э то й ц ел и п о л ь зу ю т с я м ето д о м о ср е д н е н и я п о в р е м е н и в хо д я щ и х в ур ав н ен и е в е л и ч и н, п р е д л о ж ен н ы м О. Р ей н о л ьд со м.

П ер е д о ср е д н е н и е м в се п е р е м е н н ы е в е л и ч и н ы п р е д ста в л я ю тся в виде N = N + N ', (9.2 ) N- N;

N' гд е ср е д н е е з н а ч е н и е п е р е м е н н о й в е л и ч и н ы ее п у л ь с а ц и о н н ая д обавка.

П о сл е вы полнения о ср ед н ен и я, с соб л ю д ени ем всех е го св о й ств, п ро во д и тся анализ п о л у че н н о го ур авн ен и я при сл е д ую ­ щ и х д о п у щ е н и я х : 1 ) ф а з о в ы е п е р е х о д ы в о д я н о го п а р а в во зд ухе о т с у т с т в у ю т ;

2 ) гр а д и е н ты х а р а к т е р и сти к а тм о сф е р ы в го р и зо н ­ т а л ь н ы х н а п р а в л е н и я х р а в н ы н у л ю ;

3 ) п о в ы с о те п р и зе м н о го сл о я атм о сф ер ы вер ти кал ьн ы й п о то к п ар а п о сто я н н ы й. В р е зул ь та те п о л у ч и м в ы р аж е н и е д ля р а сч е та и сп а р ен и я в виде =p r f q ', (9.3 ) Е и' q' гд е и п ул ьса ц и о н н ы е д о б авки со о тв етств ен н о ско р о сти j[ в етр а и уд ел ь н о й в л а ж н о сти ;

р - п л о тн о сть в о зд уха, i Ф о р м у л а ( 9.3 ) и м е е т п р о с т о й в и д, о д н а к о э т о т м е т о д п р а к т и I ч е с к о г о п р и м е н е н и я д л я р а с ч е т а и с п а р е н и я н е п о л у ч и л и з -з а о т ­ с у т с т в и я в ы с о к о ч у в с т в и т е л ь н о й а п п а р а ту р ы д ля и зм е р е н и я п у л ь ­ са ц и й в л а ж н о сти в о зд уха.

М е то д в о д н о го б а л а н с а. М ето д п р ед усм атр и вает и сп о л ьзо ­ в ан и е у р а в н е н и я в о д н о го б а л а н са, со ста в л е н н о го п р и м е н и те л ь н о к во д о ем у д ля о ц е н ки и сп а р ен и я в виде Е = х +у1- у 2+ у[-у'2+ Ш, (9.4 ) Е- х —о с а д к и, гд е и сп а р ен и е с п о в е р хн о сти во д ы ;

вы пад аю щ ие на ух у2 вод ную п о ве р хн о сть;

и п р и то к и о тто к п о ве р хн о стн ы х у[ у 2 —п р и т о к АН вод;

и и о тто к п о д зем н ы х вод;

- и зм е н е н и е ур о вн я вод ы в водоем е.

П р и о т с у т с т в и и п р и т о к а и о т т о к а у р а в н е н и е (9.4 ) п р и м е т в и д Е = х + АН. (9.5 ) В у р а в н е н и я х (9.4 ) и (9.5 ) в с е с л а г а е м ы е, з а и с к л ю ч е н и е м и сп ар ен и я, д о л ж н ы б ы ть и зв естн ы. Т а к и м п у те м о пред елено, н а ­ п р и м ер, и спар ен и е с за м к н у ты х вод оем о в: К а сп и й ск о го и А р а л ь ­ с к о г о м о р е й, о зе р И с с ы к -К у л я, С е в а н а, Б а л х а ш а и д р. В п р и н ц и п е м е т о д в о д н о го б а л а н с а н а и б о л е е о б о с н о в а н.

О д нако всл ед стви е то го ч то для н е б о л ь ш и х вод оем о в н е к о ­ т о р ы е с о с т а в л я ю щ и е у р а в н е н и я (9.4 ) о п р е д е л я ю т с я с н е в ы с о к о й т о ч н о сть ю, н а п р и м е р, п о д зе м н ы й п р и т о к и о т то к в о д ы, а д р у ги е со ста в л я ю щ и е, к а к во д о заб о р м е л к и х п о тр е б и те л е й, к о н д е н са ц и я в о д я н ы х п а р о в и т.д., в о о б щ е н е и з м е р я ю т с я, з н а ч е н и я и с п а р е н и я п о л у ча ю тся н ед о стато чн о н ад еж н ы е. Д ля сл а б о и зу ч е н н ы х рай оно в стран ы н ед о стато чн о свед ен и й и по о сн о вн ы м со ставл яю щ и м у р а в н е н и я в о д н о го б а л а н с а. П о э т о м у и с п а р е н и е с в о д о е м о в у к а ­ за н н ы х р ай о н о в, о со б ен н о за ко р о тки е п ер и о д ы в р ем ен и, опред е­ л я е т с я п о у р а в н е н и ю (9.4 ) с н е в ы с о к о й т о ч н о с т ь ю. Т а к и м о б р а зо м, с п о м о щ ь ю м е т о д а в о д н о го б а л а н с а д о с т а т о ч н о т о ч н ы е р е з у л ь т а т ы м о г у т б ы т ь п о л у ч е н ы п р и н а д е ж н о м о п р е д е л е н и и в с е х е го с о с т а в ­ л я ю щ и х. Р а ссм а тр и в а е м ы й м ето д и м е е т о гр а н и ч е н н о е п р и м ен е н и е для р асч е та и спар ен и я с п р о е к ти р у е м ы х вод охрани л и щ.

М е то д те п л о в о го б а л а н с а. М е то д те п л о в о го б ал а н са для о ц ен ки и сп ар ен и я с во д н о й п о в е р хн о сти вп ер вы е п р и м ен е н Е.

Ш м и д то м. М е то д п р е д усм атр и ва ет и сп о л ьзо в ан и е ур ав н е н и я те п ­ л о в о го б ал а н са, за п и са н н о го д ля в о д н о й п о в е р х н о сти в сл е д у ю щ е м виде:

(9.6) Qr pLJZ + Р + В, Qr — р а д и а ц и о н н ы й Ьи гд е б а л а н с (6.3 1 );

р - п л о тн о сть вод ы ;

Е- Р - ко­ уд ельная те п л о та и сп ар ен и я;

сл о й и сп а р и в ш е й ся во д ы ;

л и ч е ств о те п л о ты, о б у сл о в л е н н о е ту р б у л е н т н ы м те п л о о б м е н о м м е ­ В ж д у вод ной п о ве р хн о стью и в о зд ухо м ;

ко л и честв о те п л о ты, о б усл о вл ен н о е теп л о о б м ен о м м еж д у во д н о й п о в е р хн о сть ю и н и ж е ­ леж ащ и м и сл о ям и вод ы.

В у р а в н е н и и (9.6 ) п р и в е д е н ы т о л ь к о г л а в н ы е с о с т а в л я ю щ и е те п л о в о го б ал ан са. Ф о р м у л ы д ля р а сч е та э т и х эл ем е н то в р а сс м о т­ р е н ы в гл а в е 3.

У р а в н е н и е (9.6 ) в ы р а ж а е т з а к о н с о х р а н е н и я и п р е в р а щ е н и я эн ер ги и. С о гл а сн о э то м у за к о н у, р а зн о сть м еж д у п о сту п а ю щ е й те п л о в о й эн е р ги е й в во д о ем и у хо д я щ е й и з н е го д о л ж н а б ы ть р а в ­ н а и з м е н е н и ю к о л и ч е с т в а т е п л о т ы в о д н о й м а с с ы в о д о е м а (и з м е н е ­ нию е го э н т а л ь п и и ) з а р а с с м а т р и в а е м ы й п р о м еж уто к врем ени.

П р и м е н и тел ьн о к п о в е р хн о сти вод ы эта р азн о сть теп л о во й эн ер ­ ги и р авна н ул ю.

С у ч е то м и зв е стн о го о тн о ш е н и я Б о у эн а, у ста н а в л и в а ю щ е го св я зь м е ж д у к о л и ч е ств о м те п л о ты, п о л у ча е м о й во д н о й п о в е р хн о ­ Р, стью о т в о зд уха п р и ту р б у л е н тн о м теп л о о б м ен е и ко л и чество м т е п л о т ы, з а т р а ч и в а е м о й н а и с п а р е н и е р ЬИ, Е Р _ р сРктdt/ dz _ сР dt ^ ^ L»E pL„ke dq/dz LK dq ’ у р а в н е н и е (9.6 ) о т н о с и т е л ь н о и с п а р е н и я п р и м е т в и д :

E = {R-B)l[Ln{l-a d tld q )l (9.8 ) Ср - у д е л ь н а я т е п л о е м к о с т ь в о з д у х а п р и гд е п о сто я н н о м д авле­ н и и ;

кт и ке - к о э ф ф и ц и е н т ы т у р б у л е н т н о с т и п ер ен о са те п л о ты и в о д я н о го п а р а ;

t и q - т е м п е р а т у р а и у д е л ь н а я в л аж н о сть во зд уха;

а - с Р/ Ьа.

П р и в ы в о д е у р а в н е н и я (9.8 ) п р и н я т о р а в е н с т в о к о э ф ф и ц и е н ­ кт и ке. О д н а к о то в д анн ы е м н о го ч и сл е н н ы х эксп ер и м ен то в, в ы ­ п о л н е н н ы х в н аш е й стр а н е и за р у б е ж о м, св и д е те л ь ств у ю т о то м, ч то со о тн о ш е н и е э т и х ко эф ф и ц и ен то в ту р б у л е н тн о сти м ен яется в з а в и с и м о с т и о т у с т о й ч и в о с т и а т м о с ф е р ы. В ч а с т н о с т и, А.Р. К о н ­ с т а н т и н о в и М.П. Т и м о ф е е в п о к а з а л и, ч т о з н а ч е н и я к о э ф ф и ц и е н ­ кти ке р а з л и ч а ю т с я то в н а 5 - 10 %, ч то о б ы ч н о л е ж и т в п р ед ел ах то чн о сти р асчета, п о это м у допущ ение их р авен ства больш ой о ш и б к и в вы ч и сл е н и е и сп ар ен и я не п р и в н о си т.

П о д ста в и в ср ед н и е зн а ч е н и я уд е л ь н о й те п л о ты и сп а р е н и я в о д ы ( и = 2 5 0 0 к Д ж /к г) и у д е л ь н о й те п л о е м к о сти в о зд у х а ( с Р qк 1.0 к Д ж /(к г • ° С ), а т а к ж е п е р е й д я о т у д е л ь н о й в л а ж н о с т и пар­ е (с м.

ц и а л ь н о м у д а в л е н и ю в о д я н о го п а р а в в о з д у х е 9.1 3 ), п р е н е б ­ р е га я п р и э т о м п о п р а в к о й н а д а в л е н и е, в м е с т о (9.8 ) п о л у ч и м :

= ( Д - 5 ) / [ 2 5 0 ( 1 + 0,6 4 Л г /Д е )], (9.9 ) Е R В At гд е в м м /ч ;

и в к Д ж /(м 2 • ч );

- р азн о сть те м п е р атур ы п о ­ Ае в е р хн о сти во д ы и в о зд ух а, и зм е р е н н о й н а в ы со те 2 м ;

- р аз­ н о сть м еж д у н асы щ е н н ы м и п а р ц и а л ь н ы м д а в л е н и е м в о д я н о го пара.

М е то д те п л о в о го б ал а н са н е н а ш е л ш и р о к о го п р и м е н е н и я в ги д р о л о ги ч е ско й п р а к ти к е, св я за н н о й с р а сч е та м и и сп а р ен и я.

О с н о в н а я п р и ч и н а е го м а л о й п р и м е н и м о с т и з а к л ю ч а е т с я в о т с у т ­ ств и и д а н н ы х н е п р е р ы в н ы х гр а д и е н тн ы х н аб л ю д ен и й за м етео р о ­ л о ги ч е ски м и эл ем е н там и над аквато р и ей вод оем о в, а та кж е в о т­ Вв су тст в и и н аб л ю д ен и й за те п л о о б м е н о м и х во д н о й м ассе.

М е то д т у р б у л е н т н о й д и ф ф у з и и. Э т о т м етод явл яе тся од ­ н и м и з п е р сп е к ти в н ы х для оц ен ки и сп ар ен и я с п о ве р хн о сти вод о­ ем а. О н р азр аб о тан н а о сн о ва н и и и сп о л ьзо в ан и я те о р и и т у р б у ­ л е н тн о й д и ф ф узи и.

С ц елью вы во д а ф о р м ул ы для р а сч е та и сп а р ен и я п о м ето д у ту р б ул е н тн о й д и ф ф узи и зап и ш ем д и ф ф еренц иальное уравнени е п е р е н о с а в о д я н о го п а р а в т у р б у л е н т н о й а т м о с ф е р е :

dq dq dq dq + V* — + Vv — + v z — — dx dx dy dz (9.10) dq d_r dq_ + - pk. pk + dz dz dx dx dy dy q гд е - у д е л ь н а я в л а ж н о с т ь в о з д у х а (к о л и ч е с т в о в о д я н о го п а р а vx, vy, vz я кх, ку, kz в г р а м м а х в 1 к г в л а ж н о г о в о з д у х а );

со ­ о тве тстве н н о п р о екц и и ск о р о сти в о зд уш н о го п о то к а и ко эф ф и ц и ­ х, у, z.

ен та ту р б у л е н тн о го о б м ен а н а о си ко о р д и н ат У п р о с т и м э т о у р а в н е н и е, п р е д п о л а га я, ч т о : 1 ) н а б л ю д а е тся dq/dx = с т а ц и о н а р н ы й п р о ц е с с п е р е н о с а в л а ги, т о гд а 0 ;

2 ) для боль­ ш и х п о п ло щ ад и и о д н о р о д н ы х п о д сти л аю щ и х п о ве р хн о сте й го р и ­ з о н та л ь н а я д и ф ф у з и я п а р о в и в е р ти к а л ь н а я с к о р о с т ь п о т о к а у п о ­ в е р х н о с т и м а л ы, т.е.

d_ i- d *0: vz = 0 ;

dy. Pky i r.

dx dy dx I dx О У 3 ) в ся в л а га, о б у сл о в л е н н а я ту р б у л е н т н о й д и ф ф у зи е й, п е р е н о си тся то л ько в вер ти ка л ьн о м н ап р авл ен и и.

В ы п о л н и в и н т е г р и р о в а н и е у р а в н е н и я (9.1 0 ) п о в ы с о т е о т до z, с учето м указан н ы х упр о щ ен и й, п о л учи м :

pkz dq/dz- (pkz dq/dz)0 = 0. (9.1 1 ) В т о р о е с л а г а е м о е в у р а в н е н и и ( 9.1 1 ) п р е д с т а в л я е т с о б о й п о ­ z = 0, т. е. и с п а р е н и е с в о д н о й п о в е р х н о с т и.

т о к в о д я н о го п а р а п р и Е, т о г д а у р а в н е н и е п р и м е т с л е д у ю щ и й в и д :

О б о з н а ч и м е го ч е р е з Е = pkdqjdz. (9.1 2 ) zу З д есь о п у щ е н зн а ч о к ко эф ф и ц и ен та тур б у л е н тн о го обм е­ к2. q на В ф о р м у л е (9.1 2 ) в ы п о л н и м з а м е н у на е - парциальное д а в л е н и е в о д я н о го п а р а в в о з д у х е с о г л а с н о с о о т н о ш е н и ю q = 0,623е/(Р -0,378е), ( 9.1 3 ) Р гд е а т м о с ф е р н о е д а в л е н и е ;

с л а г а е м ы м 0,3 7 8 е м о ж н о п р е н е б ­ Р, т о г д а речь по ср авнени ю с одо* Р dz У Ф о р м у л а (9.1 4 ), х о т я и п р о с т а я п о с т р у к т у р е, о д н а к о п р а к т и ­ ч е с к о е п р и м е н е н и е ее з а т р у д н е н о в с в я з и с о т с у т с т в и е м г р а д и е н т ­ н ы х н аб л ю д ен и й за в л а ж н о сть ю в о зд уха и сл о ж н о сть ю опред еле­ к, н и я ко эф ф и ц и ен та ту р б у л е н тн о го о б м ен а за в и ся щ е го о т м н о ги х ф акто р о в: ско р о сти в о зд уш н о го п о то ка, стр а ти ф и ка ц и и ха р а ктер и ­ с т и к п р и в о д н о го сл о я в о зд у х а, ш е р о х о в а то сти п о д сти л а ю щ е й п о ­ в е р х н о с т и, м е с т н ы х ф и з и к о -г е о г р а ф и ч е с к и х у с л о в и й и д р.

К н асто я щ е м у врем ени п ред лож ено д овольно б ольш ое чи сл о ф о р м ул для опред еления это го ко эф ф и ц и ен та. П о д р о б н ы й анализ э т и х ф о р м у л в ы п о л н е н в р а б о т е В.И. Б а б к и н а [5 ]. О н п р и ш е л к, к вы во д у, ч то зн ачен и я коэф ф и ц и ентов ту р б у л е н тн о го обм ена р ассчи тан н ы х по схем ам М.И. Б уд ы ко, М.П. Т им оф еева, Д.Л. Л а й х т м а н а, А.Р. К о н с т а н т и н о в а, з н а ч и т е л ь н о р а з л и ч а ю т с я.

С л ед о вател ьн о, п р и и сп о л ьзо в ан и и и х п р и р асчете и спар ен и я п о ф о р м у л е (9.1 4 ) т а к ж е п о л у ч и м р а з л и ч н ы е о т в е т ы. О д н о в р е м е н н о и м пред ло ж ен а сво я п о л у эм п и р и че ска я схе м а р а сч е та ко эф ф и ц и ­ к. к е н та Э т а схем а п р ед усм атр и вает в р асчете и сп о л ьзо в ан и е од­ но й из эм п и р и ч еск и х ф ор м ул р асчета и спар ен и я, р ассм о тр ен н ы х н и ж е. В.И. Б а б к и н т а к ж е о т м е ч а е т, ч т о н а и л у ч ш и е р е з у л ь т а т ы п р и к, р асчете и сп ар ен и я п о л у ча ю тся п р и п р и м ен ен и и ко эф ф и ц и ен та в ы ч и с л е н н о г о п о ф о р м у л а м А.Р. К о н с т а н т и н о в а и М.П. Т и м о ф е е в а и з н а ч и т е л ь н о х у ж е п р и и х о ц е н к е п о с х е м а м М.И. Б у д ы к о и Д.Л. Л а й х т м а н а.

И зу ч а я с т р у к т у р у ту р б у л е н тн о го в о зд уш н о го п о то к а в п р и ­ з е м н о м с л о е, А.Р. К о н с т а н т и н о в [2 3 ] и с п о л ь з о в а л сл е д у ю щ е е в ы ­ р аж ен и е для ко эф ф и ц и ен та ту р б у л е н тн о го о б м ен а п р и р авн о весн о й стр а ти ф и ка ц и и :

k = x 2z w j\n ( z jz 0), (9.1 5 ) z- z0 гд е % = 0,3 8 - п о с т о я н н а я К а р м а н а ;

в ы с о та и зм ер е н и я ;

вы ­ с о т а ш е р о х о в а т о с т и, т. е. у р о в е н ь, н а к о т о р о м с к о р о с т ь в е т р а р а в н а н у л ю ;

Wj - с к о р о с т ь в е т р а н а в ы с о т е z t = 1 м.

В сл учае н е усто й ч и в о й стр ати ф и кац и и он р еко м ен д ует п р и ­ к:

м ен ять сл ед ую щ ую ф о р м ул у для опред еления к = ^ z w xV {z, /z 0), l^ R i/ ln (9.1 6 ) гд е R i - ч и с л о Р и ч а р д с о н а.

П о д с т а в и в в ы р а ж е н и е ( 9.1 5 ) в у р а в н е н и е (9.1 4 ) и п р о и н т е г ­ рировав е го с учето м л о га р и ф м и ч е ско го за к о н а р асп р ед ел ен и я п а р ц и а л ь н о г о д а в л е н и я в о д я н о го п а р а п о в ы с о т е де/дг = щ (е 0 - e 2 ) / [ z ln ( z 2/ z 0 )] (9.1 7 ) т — коэф ф иц и ент (гд е z 2 = 2 м, п ереход а о т д авления н асы щ ен н о ­ z г о в о д я н о го п а р а н а в ы с о т е ш е р о х о в а т о с т и к давлению н асы ­ щ е н н о г о в о д я н о го п а р а у п о в е р х н о с т и в о д ы, у = / ( R i ) ), н а й д е м :

Е РХ2Щ.у, (, ~е2).

= (9.1 8 ) Р ln ^ ^ /Z o jln ^ Z j/Z o ) В ве д я о б о зн а че н и е /(.

0,6 2 3 z,, z, ^ Ъ = р%2ту In — In — (9.1 9 ) V zo zoJ п о л у ч и м вы р аж ен и е д ля р а сч е та и сп а р ен и я в о бщ ем виде:

E = bwl(e0- е 2). (9.2 0 ) П о д ста в и в в н е го ср е д н и е зн а ч е н и я м е те о р о л о ги ч е ск и х эл е ­ м ентов, п о л учи м :

- е 2), E = 0,1 2 w 1(e 0 (9.2 1 ) Е гд е с л о й и с п а р и в ш е й с я в о д ы, м м /с у т.

Р а с ч е т и с п а р е н и я п о э м п и р и ч е с к и м ф о р м у л а м. Р а зв и ти е в С С С Р к р у п н о го ги д р о те х н и ч е ск о го и м е л и о р а ти в н о го стр о и те л ь ­ ств а сти м ул и р о в ал о р а зр аб о тку эм п и р и ч е ск и х ф о р м ул для р асче та сл о я и сп а р и в ш е й ся во д ы. В н а сто я щ е е в р е м я т а к и х ф о р м у л р азр а­ б о тан о б о л ьш о е ч и сл о, н о п о ч ти все о н и и м е ю т с т р у к т у р у, пред ложенную еще Дальтоном (1802 г.):

(9.22) Е = ч { ео ~ ег) где е 0 - коэффициент, зависящий от скорости ветра.

Большое число формул типа (9.22) связано в основном с предложениями по определению ветрового коэффициента е 0.

В настоящее время для его расчета наибольшей известностью пользуются формулы В.К. Давыдова, Б.Д. Зайкова, А.П. Браслав­ ского и З.А. Викулиной, А.П. Браславского и С.Н. Нургалиева. Ав­ торами формул для определения коэффициента е 0 также являют­ ся: Л.Г. Карпентер, Д.И. Бибиков и Б.В. Проскуряков, К.И. Рос­ сийский, А.Р. Константинов, А.П. Браславский, А.Г. Булавко и др.

В качестве примера приведем формулу В.Д. Зайкова, получившую наибольшее распространение:

s 0 =0,15(1 + 0,72 w2), (9.23) где w 2 - скорость ветра на высоте 2 м над поверхностью воды.

Подставляя выражение (9.23) в уравнение (9.22), получаем:

Е = 0,15(l + 0,72w2Хе0 ~ е 2), (9.24) где Е - слой испарившейся воды, мм/сут.;

е0 и е2 - давление на­ сыщенного водяного пара и парциальное давление водяного пара, гПа;

w 2 - скорость ветра, м/с.

Проверка точности различных формул по оценке испарения с водной поверхности, проведенная в Государственном гидроло­ гическом институте Б.И. Кузнецовым, B.C. Голубевым и Т.Г. Фе­ доровой, показала, что наиболее оптимальной является формула Е = 0,14(1 + 0,72w2\ е 0 - е 2). (9.25) Эта формула рекомендуется Указаниями по расчету испаре­ ния с поверхности водоемов [54] в условиях равновесной страти­ фикации атмосферы в приводном слое, т. е. когда разность значе­ ний 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, приведен­ ные ниже.

Значения испарения, вычисленные по формулам различных авторов при штилевой обстановке, значительно различаются. Это объясняется тем, что при скоростях ветра до 2 м/с, и особенно при штиле, на рассматриваемый процесс существенное влияние оказы­ вает 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 (см. п. 7.3).

Учет влияния неустойчивости атмосферы над водной по­ верхностью на испарение впервые был осуществлен в 1936 г.

в ледо-термической лаборатории ВНИИГ им. Б.Е. Веденеева Б.В. Проскуряковым, затем в работе М.И. Будыко «Испарение в естественных условиях» (1948 г.), а в натурных условиях при изучении теплопотерь с полыньи В.А. Рымшей и Р.В. Донченко (1958 г.), при изучении испарения с водоемов А.П. Браславским и С.Н. Нургалиевым (1966 г.), Л.Г. Шуляковским (1969 г.), а также теоретическим путем А.Р. Константиновым (1968 г.). Указанные исследователи показали, что интенсивность испарения прямо про­ порциональна разности температуры воды и воздуха не только в штилевых условиях, но и при слабом ветре. Поэтому в последние годы формула (9.25) была уточнена введением еще одного слагае­ мого, зависящего от разности температуры испаряющей поверхно­ сти воды и воздуха на высоте 2 м. Введением этой характеристики учитывается скорость отвода водяных паров от испаряющей по­ верхности в атмосферу. Эти формулы имеют следующий вид:

1) В.А. Рымши и Р.В. Донченко:

Е = 0,104(&1 + w 2 )(е0 - е2), (9-26) где ку = /, (АО) - коэффициент, зависящий от разности температу­ ры поверхности воды и воздуха на высоте 2 м (/п - 0 2), определя­ ется по табл. 9.1. Формула (9.26) рекомендуется для расчета испа­ рения с незамерзающих водоемов;

2) Л.Г. Шуляковского:

= [O,15 + O,112w2 +O,O94(/n - 0 2)1/3](eo - e 2);

(9.27) 3) А.Р. Константинова:

Е = (0,024 (/п - 0 2)/w, + ОД 16wj )(е0 - е2);

(9.28) 4) А.П. Браславского и С.Н. Нургалиева:

= 0,14[l + 0,8w2 + &2](е0 - е 2), (9.29) где к2 = / 2(Д0) - функция, зависящая от разности температуры поверхности воды и воздуха (tn - 0 2), определяется по табл. 9.2.

Формула (9.29) в настоящее время включена в рекомендации по термическому расчету водохранилищ, разработанные во ВНИИГе им. Б.Е. Веденеева [45].

Т а б л и ц а 9. Значения = /j (Д0) кх 0 1 2 3. 4 5 де 1,28 1,54 1,80 2,10 2,30 2,56 2, к\ 10 12 15 20 25 30 де 3,08 3,33 3,58 3,84 4,10 4,35 4, h Т а б л и ц а 9. Значения = / 3(Д0) к -10 -9 -8 -7 -6 -5 -2 -1 де - - -0,83 -0,80 -0,76 -0,72 -0,66 -0,59 -0,51 -0,42 -0,30 -0,16 1 2 3 5 7 12 14 10 18 де 0,15 0,30 0,43 0,66 0,85 1,21 1,32 1, 1,09 1,49 1, к Примером эмпирической формулы другого типа, чем приве­ денные выше, является формула Н.Н. Иванова:

Е = O,O 18(25 + 02)2(lOO-r2), O (9.30) где Е - слой испарившейся воды, мм/мес;

0 2 и г2 - средние месячные температура и относительная влажность воздуха.

Формула (9.30) дает менее точные значения испарения, так как относительная влажность отражает дефицит насыщения на вы­ соте 2 м над поверхностью воды, а не дефицит насыщения, вычис­ ленный как разность между давлением насыщенного водяного па­ ра при температуре испаряющей поверхности и парциальным дав­ лением водяного пара в воздухе на высоте 2 м. Поэтому формула (9.30) может быть применена только в приближенных расчетах.

Приведем формулу, предложенную В.И. Бабкиным [5] и от­ личающуюся по структуре от рассмотренных выше, которую, ве­ роятно, следует отнести к полуэмпирическим формулам:

(9.31) Е где Е'0 - максимальная скорость испарения, определяемая в зави симости от температуры поверхности воды;

А = (е0 - е)/е0 ;

е = f i t ) - параметр, определяемый по графику;

8 - коэффициент турбулентного обмена;

h - высота, на которой измеряется парци­ альное давление водяного пара е;

R - газовая постоянная, отнесен­ ная к 1 молю;

Т - абсолютная температура воды;

(а - относитель­ ная молекулярная масса.

Эта формула получена на основании использования молеку лярно-кинетической теории движения молекул воды и является дальнейшим развитием теории испарения воды В.В. Шулейкина.

Чтобы рассчитать испарение по приведенным выше форму­ лам, необходимо знать температуру, 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 континен­ тальных метеостанциях, но с учетом ее трансформации при пере­ ходе с суши на водную поверхность. Эти вопросы подробно ис­ следованы в работах М.П. Тимофеева, А.Р. Константинова, А.П. Браславского и З.А. Викулиной и др. ученых. Чтобы исполь­ зовать данные континентальных метеостанций, их корректируют введением коэффициентов:

1) скорость ветра на высоте 2 м над поверхностью водоема w 2 корректируется введением сразу трех коэффициентов, т. е.

w 2 = kxk2k3w^, (9.32) где кх, к2, кг - коэффициенты, учитывающие соответственно степень защищенности метеорологической станции на суше, ха­ рактер рельефа в пункте наблюдений и среднюю длину разгона воздушного потока над водной поверхностью водоема;

wф - ско­ рость ветра на высоте флюгера;

2) парциальное давление водяного пара на высоте 2 м над поверхностью водоема рассчитывается следующим образом:

ё2 = е 2 + (0,8е0 - е 2) М, (9.33) ' где е2 - парциальное давление водяного пара, измеренное на вы­ соте 2 м на континентальной метеостанции;

е0 - давление насы­ щенного водяного пара, определенное по температуре поверхно­ сти воды;

М -коэффициент трансформации, учитывающий изме­ нение влажности и температуры воздуха в зависимости от размера водоема;

3) температура воздуха на высоте 2 м над поверхностью во­ доема уточняется аналогично парциальному давлению водяного пара:

02 = 0 ^ + (/п - 0 ' ) М, (9.34) где 0'2 - температура воздуха на высоте 2 м на континентальной метеостанции, tn - температура поверхности воды;

4) температура поверхности воды назначается на основе на­ турных наблюдений за предыдущие годы на данном водоеме, водо­ еме-аналоге или рассчитывается с использованием метода теплово­ го баланса.

Подробные сведения о назначении коэффициентов в форму­ лах (9.32) - (9.34) и расчете температуры поверхности воды при­ водятся в работе [54].

9.3. Расчет испарения с поверхности снежного и ледяного покровов В практике расчетов применяют одни и те же методы оценки испарения с поверхности снега и льда. Поэтому в дальнейшем бу­ дут рассмотрены методы расчета испарения лишь с поверхности снега. Однако отметим одно различие в испарении с этих поверх­ ностей: интенсивность испарения со льда выше, чем со снега. Это различие в интенсивностях испарения обусловлено большей плот­ ностью льда по сравнению со снегом. Из п. 3.2 известно, что чем больше плотность какого-либо вещества, тем выше его теплопро­ водность. Поэтому в ледяном покрове поток теплоты, направлен­ ный к его поверхности, будет большим, чем в снежном покрове.

А это обстоятельство приводит к тому, что температура испаряю­ щей поверхности льда, а следовательно, и испарение будут выше, чем температура поверхности снега и испарение с нее при одина­ ковых условиях в приземном слое воздуха. Если поток теплоты поступает в ледяной и снежный покровы сверху (например, от солнечной радиации), температура поверхности льда также будет выше температуры поверхности снега. Это объясняется тем, что с увеличением плотности вещества (льда по сравнению со снегом) толщина его слоя поглощения солнечной радиации уменьшается, что приводит к большему возрастанию температуры поверхности плотного вещества. Поэтому интенсивность испарения с более плотного снега выше, чем с менее плотного и, тем более, со свеже­ выпавшего рыхлого снега.

Испарение с поверхности снега, так же как и испарение с по­ верхности воды, определяется разностью температуры поверхности снега (льда) tn C и температуры воздуха 0, разностью между давле­ H нием насыщенного водяного пара ( е0сп), определяемого по темпе­ ратуре поверхности снега, и парциальным давлением водяного пара в воздухе (е) и скоростью ветра w. Принято значения температуры, парциального давления водяного пара в воздухе и скорости ветра принимать на высоте 2 м над поверхностью снега и обозначать их соответственно 0 2, е2 и w 2.

Поскольку давление насыщенного водяного пара надо льдом е0т меньше давления насыщенного пара над водной поверхностью, то при прочих равных условиях скорость испарения с поверхности снега меньше, чем с поверхности воды.

Большой вклад в изучение испарения с поверхности снега внес П.П. Кузьмин [25, 27]. Разработанные им расчетные формулы испарения включены ГГИ в Рекомендации по расчету испарения с поверхности суши [47].

Расчет испарения с поверхности снега может быть выполнен теми же методами, что и расчет испарения с поверхности воды: вод­ ного и теплового балансов, турбулентной диффузии и по эмпириче­ ским формулам.

Так как слой воды, получающийся при испарении снега в те­ чение расчетного интервала времени (сутки, декада, месяц), незна­ чителен, метод водного баланса для расчета испарения с поверхно­ сти снега применяется только в специально поставленных экспери­ ментах, где достигается высокая точность учета его элементов.

Расчет испарения с поверхности снега методом теплового баланса производится по выражению, аналогичному формуле (9.8):

(9.35) E = (R -B )l[L B - a d t l d q ) }, 0& где Ьвоз = 2833 кДж/кг - удельная теплота возгонки снега при О °С.

Переходя в выражении (9.35) к абсолютной влажности и подставляя значения коэффициентов, получаем Е = (R -Я )/[283,3(1 + 0,57 A t / Ае)], (9.36) где Е в мм/ч при R и В в кДж/(м2 • ч);

At = tz - t 02 и Ае = е2 - е0 2 разность температуры и парциального давления водяного пара в воздухе на высоте 2 и 0,2 м над поверхностью снега.

Применяя метод турбулентной диффузии к расчету испаре­ ния с поверхности снега, П.П. Кузьмин предлагает для его расчета следующее выражение, полученное из формулы (9.12):

Е = 0,088 (е{ - е2\ w 4 - w3)/[lg(z2/ z, )lg(z4/ z 3)], (9.37) где E в мм/ч;

e,,e2 - парциальное давление водяного пара в воз­ духе на высоте z, и z 2 над поверхностью снега;

w3 и w 4 - ско­ рость ветра на высоте z 3 и z 4 над поверхностью снега.

Формулы (9.36) и (9.37), несмотря на их теоретическую обоснованность, пока не получили широкого распространения на практике в расчетах испарения с поверхности снега и льда. Для их применения необходимо иметь ежечасные значения градиентов и тепловых потоков, измеренные с очень высокой точностью. Н еоб­ ходимость таких точных измерений вытекает, как уж е отмечалось выше, из-за малости испарения. Поэтому в настоящее время при расчетах испарения с поверхности снега получили распростране­ ние эмпирические формулы вида = (а + Pw10Х^осн _ е2) (9 -38) где а, р - коэффициенты;

w10 - скорость ветра на высоте флюгера;

е0сн - давление насыщенного водяного пара в воздухе, определяе­ мое по температуре поверхности снега, гПа;

е2 - парциальное давление водяного пара в воздухе на высоте 2 м, гПа.

При отсутствии сведений о температуре поверхности снега используется выражение (9.39) Е = ( щ + ^ w w )d 2, где а,, р, - коэффициенты;

d 2 - дефицит насыщения воздуха на высоте 2 м над поверхностью снега, гПа.

Коэффициенты формул (9.38) и (9.39) для отдельных регио­ нов бывшего СССР определены в ГГИ П.П. Кузьминым [25]. П о­ сле оценки числовых значений параметров формулы (9.38) и (9.39) принимают следующий вид:

= (0,18 + 0,10w10)(e0H - е 2);

c (9.40) Е - (0,24 + 0,05w10) j 2. (9.41) Аналогичную по структуре формулу предложил А.Р. Кон­ стантинов [23]. Эта формула учитывает влияние на испарение со снега температурной стратификации атмосферы:

= [0,018(/п - 0 2)/w +0,10w1 ] e cn е 2), lo 0( 0 - (9.42) где (tn - 0 2) - разность температуры поверхности снега и воздуха на высоте 2 м.

По формулам (9.40) - (9.42) испарение с поверхности снега оценивается в миллиметрах в сутки.

Для важного частного случая расчета испарения, когда по­ верхность снега (льда) равна 0 °С (период снеготаяния), формула (9.42) принимает вид:

= [0,018(/n - e 2)/w I0+0,10w 10](6,ll-0,0 1 r 2e0J, (9.43) где 6,11 гПа - давление насыщенного водяного пара при температуре 0 °С, остается неизменным в течение всего периода снеготаяния;

е0^ давление насыщенного водяного пара, определяемое по температуре воздуха на высоте 2 м;

г2 —относительная влажность воздуха на вы­ соте 2 м.

Анализ зависимости (9.43) показывает, что при некоторых значениях относительной влажности и температуре воздуха, опре­ деляющей е02, во вторых скобках получим значение, равное ну­ лю, что указывает на отсутствие испарения. При дальнейшем по­ вышении температуры и неизменной относительной влажности г значение увеличится. Поэтому в этих скобках появятся отри­ цательные значения, что указывает на наличие конденсации водя­ ного пара на поверхности снега. Следовательно, о наличии испа­ рения или конденсации в период снеготаяния можно судить по температуре и относительной влажности воздуха. Это обстоятель­ ство легко также установить по графику на рис. 9.1, где точки на кривой соответствуют нулевым значениям испарения, а точки, расположенные ниже или выше кривой, указывают на наличие со­ ответственно испарения или конденсации.

Кривая на рис. 9.1 описывается зависимостью г2 - е х р ( 4,6 - О,О 6 9 0 2 ), (9.4 4 ) где 0 2 - температура воздуха на высоте 2 м.

Из практики известно, что в период снеготаяния относи­ тельная влажность воздуха колеблется от 78 до 80 %. Из рис. 9. Г% следует, что при таких зна­ чениях относительной влажности испарение с по­ верхности снега прекратит­ ся при температуре воздуха порядка 3 - 4 °С. При более высокой температуре будет наблюдаться конденсация пара, сопровождаемая вы­ Рис. 9.1. Кривая нулевого значения ис­ делением теплоты в окру­ парения с поверхности тающего снега.

жающую среду.

В заключение следует отметить, что различают также внут­ реннее испарение частиц снежного покрова (возгонку), приводя­ щее к фирнизации снега - разрыхлению снежного покрова (см. п.

10.5.1) и метелевое испарение снега, которое вышеприведенными формулами не учитывается. Поэтому значение испарения со снега, рассчитанное по этим формулам для районов, где наблюдаются частые ветры, обусловливающие метелевой перенос снега, будет заниженным. С исследованиями по этому вопросу можно ознако­ миться по работе А.К. Дюнина [18].

9.4. Расчет испарения с поверхности почвы Для определения испарения с поверхности почвы и речных бассейнов разработаны различные методы [58]. Они могут быть разделены на методы определения испарения с помощью приборов (почвенных испарителей) и расчетные методы. Определение испа­ рения с поверхности почвы с помощью испарителей и лизиметров рассматривается в п. 9.5, а здесь мы рассмотрим только расчетные методы.

С помощью указанных методов оценивается суммарное испа­ рение без подразделения его на испарение с почвы, транспирацию (испарение растениями) и испарение влаги, задержанной стеблями и листьями при выпадении осадков. Это объясняется прежде всего сложностью их разделения, а также тем, что перечисленные виды испарения осуществляются одновременно и при расчете норм водо­ потребления растений учитываются совместно.

Испарение влаги с почвы, лишенной растительности, зависит от ее содержания в почве и глубины залегания грунтовых вод, по­ ристости грунта и размеров пор. Эти и другие факторы определяют приток влаги в жидком и парообразном состоянии к поверхности почвы по порам (капиллярам). В процессе ее испарения можно вы­ делить три стадии. Первой стадии соответствует период, когда по­ сле увлажнения почвы до полной влагоемкости испарение Е равно испаряемости Е 0. Испаряемость - это потенциально возможное испарение в данной местности (с избыточно увлажненной почвы) при существующих в ней атмосферных условиях, выражается в миллиметрах слоя испарившейся воды. В период второй стадии испарение определяется притоком воды к поверхности из нижеле­ жащих слоев. Третья стадия охватывает период просыхания почвы.

При этом мы не учли динамику корневой системы растений (биологический фактор), произрастающих на этой почве, от кото­ рой зависит глубина слоя активного водообмена. Исследованиями ученых установлено, что она изменчива в течение вегетационного периода и лежит в пределах 0 - 50 см в зоне избыточного увлаж­ нения и 0 - 100 см и более в зоне недостаточного увлажнения;

оп­ ределяется, естественно, строением корневой системы и особенно­ стями нарастания ее подземной части (видом культуры). В началь­ ной фазе развития растений, когда корневая система залегает еще неглубоко, при определении расхода почвенной влаги следует учитывать влажность самых верхних горизонтов почвы. В этот период главную роль играет испарение с поверхности почвы.

С развитием растительного покрова (его корневой системы) в во допотреблении культур (суммарном испарении) преобладает транс­ пирация. Максимальное водопотребление наблюдается с наиболее плотным распределением корневой системы растений в почве.

Для расчета испарения как с оголенной поверхности почвы, так и с покрытой растительностью применяют в основном следую­ щие четыре метода: водного и теплового балансов, турбулентной диффузии, эмпирические формулы. С этими методами мы уже по­ знакомились при рассмотрении расчета испарения с поверхности воды (п. 9.2), поэтому, чтобы не повторяться, рассмотрим кратко только эмпирические формулы, так как они имеют специфические отличия от эмпирических формул расчета испарения с поверхности воды и снега. Перечисленные методы также достаточно полно ос­ вещены в работах А.Р. Константинова, Л.Р. Струзера, С.М. Алпать ева, B.C. Мезенцева, К.И. Харченко, А.И. Будаговского и др.

Условия применения названных методов расчета испарения изложены в Рекомендациях по расчету испарения с поверхности суши [47]. Использование для расчета того или иного метода зависит от наличия исходных данных и точности получаемых результатов.

Первым наиболее значительным теоретическим исследова­ нием испарения с почвы (испарения из капилляра) является работа И. Стефана (1871 г.). Он получил следующую формулу для расче­ та интенсивности испарения жидкости из капилляра:

D p iб Р& Рп (9.45) i= I Р6 ~Р, где D P = D \ x/ ( R cT ) - коэффициент пропорциональности;

D - ко­ эффициент диффузии паров жидкости в воздухе при абсолютной температуре Т и атмосферном давлении относительная молекулярная И масса жидкости;

Rc - универсальная газовая постоянная;

/ - расстояние от устья капилляра до фронта смачивания его стенок жидкостью;

Рп и Р, - соот­ ветственно парциальное давление паров жидкости в воздухе у устья капилляра и в воздухе в поперечном сечении капил­ ляра на глубине / (рис. 9.2).

Экспериментальная проверка Рис. 9.2. Схема к расчету формулы (9.45) показала несоответствие капиллярного испарения.

между результатами опытов и расчетов, выполненных по этой формуле.

Для тех случаев, когда перепад парциальных давлений пара относительно мал, а атмосферное давление Рб значительно больше Pi, формула (9.45) может быть сведена к обычному уравнению диффузии для расчета интенсивности испарения с капилляра на уровне 1 = 0:

(9.46) В настоящее время широкое распространение получили ме­ тоды расчета испарения с поверхности суши, основанные на его связи с испаряемостью, осадками и другими элементами водного баланса. К ним следует отнести, например, формулы Э.М. Ольде копа, Р. Шрейбера, М.И. Будыко, B.C. Мезенцева, В.И. Бабкина и других авторов.

М.И. Будыко, обобщив формулы Шрейбера и Ольдекопа, получил следующее выражение:

1Е0Х 0 [1 - е х р (- Е 0 / Х 0 )jth(X0/ Е 0), (9.47) Е=Л где Е - норма годового испарения, мм/год;

Е 0 = Я 0/ Ь И макси­ мально возможное испарение в данной местности при сущест­ вующих в ней атмосферных условиях (испаряемость);

R 0 - норма радиационного баланса увлажненной поверхности;

L„ - удельная теплота испарения;

Х 0 - норма годовых осадков.

Уравнение B.C. Мезенцева имеет вид E = E 0{l + [{кХ + WX- W 2 ) /Е 0 ]п У ", (9.48) где X - осадки;

А - коэффициент недоучета осадков,измеряемых :

с помощью осадкомера;

Wx и W2 - влагозапасы метрового слоя почвы на начало и конец периода, для которого вычисляется испа­ рение;

п = - 0, 3 0 l / \ g ( E / E a) - параметр, характеризующий расчле­ ненность рельефа.

Формула В.И. Бабкина имеет следующий вид:

1(1 - а)(1 - а ) Е, ^ - р t _gp- р th Х ~ М th _..А5), Е= V Qn. р Чр е* р.

(9.49) где Е, - максимальная сумма испарения, равная произведению Е' (формула 9.31) на длину расчетного интервала времени;

Qn р + q p - суммарная солнечная радиация;


AS - изменение запасов влаги в бассейне;

а и а ' -коэффициенты общего и поверхностного стока.

В связи с отсутствием достаточно полных и обоснованных теоретических методов расчета испарения воды с просыхающей почвы разработан ряд эмпирических зависимостей. Из этих зави­ симостей наибольшее распространение получила формула С.Ф. Аверьянова:

(9.50) Е = E 0( l - Н / Н крУ, где Е 0 - испаряемость, мм/сут.;

Н - глубина залеганиягрунтовых вод;

Я к = 170 + 80 — критическая глубина залегания р грунтовых вод, при которой начинается их испарение;

0 - средняя годовая температура воздуха;

п - коэффициент, зависящий от типа почв.

Формула (9.50) применяется для расчетов испарения при сравнительно продолжительных бездождных периодах. Для слу­ чая выпадения осадков в рассматриваемый период А.И, Будагов ский рекомендует применять следующую формулу:

Е = Е 0 \y{j - Wp )е х р (- X / E 0) + ( l - е х р (- X /E ^ fj], (9.51) где Х м Е 0 - сумма осадков и испаряемости за расчетный интервал времени;

у - коэффициент, зависящий от типа почв;

W — объемная влажность почвы;

Wp - влажность разрыва капиллярной связи, при которой прекращается восходящее движение подвешенной воды.

Суммарное испарение почвенной влаги может быть опреде­ лено также с помощью методов водного и теплового балансов.

Наибольшее распространение в практике получили ком­ плексные схемы расчета испарения. Согласно М.И. Будыко, Е - E QW / W K, (9.52) p где W - запасы продуктивной влаги в верхнем метровом слое поч во-грунтов;

W - критическая продуктивная влажность почвы, при которой испарение принимается равным испаряемости. В.Г. Анд­ реянов предложил более полную структуру формулы комплексного метода:

E = k X + {E0 - k X ) w / W H, (9.53) где к Х - доля атмосферных осадков, испаряющихся со смоченных поверхностей растительного покрова и почвы;

WH - наименьшая продуктивная влагоемкость почвы. Практические рекомендации по применению расчетных методов для определения испарения с различных видов поверхности суши (с неорошаемых и орошаемых сельскохозяйственных полей, леса, болот и др.) излагаются в спе­ циальном курсе. Эти методы также детально изложены в Рекомен­ дациях по расчету испарения с поверхности суши [47].

Для расчета суммарного испарения также разработано много эмпирических формул. Примером может являтся формула С.И.

Харченко, полученная на основании обобщения материалов ли­ зиметрических наблюдений:

Е = Е 0 ех р (- т Н ), (9.54) где т - параметр, зависящий от фаз развития растений и водно­ физических свойств почвы. Параметр т получен для бездождных периодов, его значения приведены в табл. 9.3.

Т а б л и ц а 9. Значения коэффициента т в формуле (9.54) Последняя декада Декада Период до Вторая перед в период Почво- посева и пер­ декада датой уборкой и актив­ грунты вая декада после полной весь сле­ ной ве­ спело­ после посева посева дующий гетации сти период Глинистые 0,9 0,7 0, 1,2 1, Суглинистые 1,0 0,8 1, 1,4 1, Супесчаные 2,0 1,6 1,6 2, 1, 9.5. И змерение испарения с поверхности воды, снежного покрова и почвы Наблюдение (измерение) за испарением с помощью прибо­ ров с различных поверхностей земли регламентируется Наставле­ ниями Госкомгидромета [33, 52]. Они устанавливают основные принципы организации и методику производства наблюдений, а также методы контроля и обработки результатов измерений. На­ блюдения осуществляются на гидрологических станциях, распо­ ложенных в наиболее типичных природно-климатических зонах страны. Цель наблюдений - изучение режима испарения с различ­ ных поверхностей и получение оперативных данных, а также ре­ шение различных водохозяйственных задач.

Измерение испарения с помощью приборов относят к экспе­ риментальному методу его исследования. Его также называют ме­ тодом испарителей.

Измерение испарения с поверхности воды. В данном слу­ чае под поверхностью воды понимают прежде всего водную по­ верхность крупных водоемов: водохранилищ, озер, морей. Более точные результаты об испарении с этих поверхностей можно по­ лучить, если соответствующие приборы разместить на плавучих площадках (плотах) - рис. 9.3. Но такие наблюдения осуществлять сложно в связи с их плохой доступностью. Поэтому наблюдения за испарением ведут по приборам, установленным на континенталь­ ной (береговой) метеостанции, а результаты измерений затем с учетом переходных коэффициентов пересчитывают к значению испарения с водной поверхности крупного объекта. Для характе­ ристики испарения с водной поверхности этих водоемов на терри­ тории РФ создана сеть водно-испарительных площадок, оборудо­ ванных стандартными сетевым испаромером ГГИ-3000 и эталон­ ным водно-испарительным бассейном площадью 20 м2 и глубиной 2 м. Водно-испарительные площадки, на которых осуществляется постановка специальных тематических исследований, оснащаются еще испарительным бассейном площадью 100 м2.

Рис. 9.3. Плот с испарителями и метеобудкой на озере в г. Валдае Испарение между сроками наблюдений по испаромеру вы­ числяется как разность между уровнями воды в нем в предыдущий и текущий сроки наблюдений плюс слой осадков за период на­ блюдений. Чтобы воспользоваться данными наблюдений по испа­ ромеру для определения испарения с изучаемого водоема, необхо­ димо эти данные откорректировать поправочным коэффициентом.

Так, например, расчетное уравнение перехода от показаний при­ бора к испарению с поверхности водоемов площадью до 1000 км2, полученное B.C. Голубевым, имеет следующий вид:

Е = 0,АЪЕо ъ +0,9/гф -1,2Д/гф + 2,4тда -8.1 Д т дн - 3 5, (9.55) где Е и Е 0 j - месячные нормы испарения соответственно с по­ верхности водоема и испаромера ГГИ-3000, мм/мес.;

/?ф и тдн полуденная высота солнца (градус) и продолжительность дня (ч) i от восхода до захода солнца на 15-е число месяца;

Дй№ и Дтд„ изменение полуденной высоты солнца (градус) и продолжительно­ сти дня (ч) между последним и первым числом месяца. !

В тех случаях когда имеются сведения об испарении по ис­ парительному бассейну площадью 20 м2, расположенному вблизи изучаемого водоема, А.Р. Константинов [23] рекомендует выпол­ нять расчет испарения с водоемов площадью до 40 км2 по формуле (9.56) Е = К к3*щ$Е 2о где к н - коэффициент, характеризующий влияние глубины водоема на испарение (он изменяется от 1 до 0,92 и определяется по специ­ ально составленной таблице в зависимости от глубины водоема и зоны, в которой он находится);

к 3йщ - коэффициент, характеризую­ щий 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);

р - коэффициент, характери­ зующий влияние площади водоема Q на испарение (определяется для тундровой, лесной и лесостепной зон по табл. 9.4, а для осталь­ ных зон принимается равным единице);

Е 20 - слой испарившейся воды в испарительном бассейне площадью 20 м2.

Таблица 9. Зависимость (3 = f( l) 0,05 0,5 2,0 5, 0,01 0,1 1, Q, км 1,21 1, 1,11 1,18 1, 1,03 1, Р В комплект иепаромера ГТИ-3000 входят (рис. 9.4) собст­ венно испаритель, дождемер, измерительные приспособления:

объемная бюретка, измерительная трубка, дождемерный стакан.

| Объемная бюретка и измерительная трубка выступают как при­ способления, позволяющие повысить точность измерения слоя испарившейся воды в испарителе с точностью до 0,1 мм.

Рис. 9.4. Испаритель в разрезе (а), объемная бюретка ( 6 ), измерительная трубка (в ).

Испаритель представляет собой цилиндрический бак с кону­ сообразным дном. Площадь поперечного сечения бака равна см2, высота 60 см. В центре бака находится реперная трубка с иг­ лой, на которую устанавливается объемная бюретка. Бюретка специальный цилиндрический стакан высотой 6 см и сечением см2 имеет сбоку перекрывающееся отверстие для поступления в нее воды испарителя. Измерительная трубка, протарированная в паре с бюреткой, служит для измерения объема этой воды. Цена деления трубки соответствует 0,1 мм слоя воды в бюретке.

Так как в основе измерения испарения с водной поверхности лежит уравнение водного баланса Е = X ± АН, (9.57) где X - слой выпавших осадков за период измерения испарения А т;

А Н - изменение уровня воды в испарителе за этот же период, то нам следует еще измерить выпавшие осадки X. Они измеряются с помощью дождемера таких же размеров, как и испаритель, а у с­ танавливается он вблизи испарителя (вкапывается, как и испари­ тель, заподлицо с поверхностью земли). В верхней части дож дем е­ ра устанавливается воронка для сбора осадков и подачи их в осад­ комерное ведро, находящееся под воронкой. Собранные осадки измеряются дождемерным стаканом.

Пересчет результатов измерения испарения с водной по­ верхности по испарителю ГГИ-3 О О на значения испарения с по­ О верхности крупного водоема осуществляется по формуле (9.55) либо по приближенной формуле -^ ф ак т = ^3000 5 (9.5 8 ) где R = Е 20 / Е шю - редукционный коэффициент, значения которо­ го с севера на юг убывают от 1,04 до 0,78.

В настоящее время ведутся исследования по внедрению в действие нового водного испарителя так называемого теплоизо­ лированного испарителя. Он отличается от испарителя ГГИ- тем, что его корпус изолирован от окружающей среды с целью ис­ ключения погрешности в измерениях в зависимости от теплообме­ на через его стенку. Следующим отличием является то, что он не вкапывается в землю, как испаритель ГГИ-3000, а устанавливается на поверхности земли.

И зм ерение испарения с поверхности снеж ного покрова.

Наблюдения за испарением (возгонкой) с поверхности снежного покрова осуществляют на снегоиспарительных площадках, распо­ ложенных на ровном открытом месте и вблизи метеостанции. В е­ личина значения испарения со снега устанавливается при помощи весового испарителя ГР-66 (ГГИ-500-6). С целью получения дос­ товерных значений об испарении и выполнения для этого анализа данных на испарительных площадках одновременно ведутся на­ блюдения за высотой снежного покрова по постоянным рейкам, за его плотностью, скоростью ветра, температурой и влажностью воз­ духа и температурой поверхности снега.


Испаритель ГГИ-500-6 представляет собой цилиндр площа­ дью 500 см2 и высотой 6 см. Он имеет съемное дно и крышку. Ус­ танавливается испаритель в металлическое гнездо, вдавленное в снег. Испаритель со снегом периодически взвешивается. По из­ менению его веса между сроками наблюдения судят о слое испа­ рившегося снега в пересчете на воду. Дно и крышка испарителя применяются при транспортировке и взвешивании заряженного снегом испарителя с целью сохранения как самого снежного мо­ нолита, так и его температурного режима, близкого к естественно­ му. Взвешивание испарителя с монолитом снега осуществляется два раз в сутки, в сроки, установленные методикой наблюдений.

В период весеннего снеготаяния или оттепелей испаритель взве­ шивается вместе с гнездом с целью учета просочившейся через монолит воды.

Измерение испарения с поверхности почвы. Измерение суммарного испарения с поверхности почвы, покрытой раститель­ ностью, и испарения с поверхности затененной почвы осуществля­ ется с помощью почвенных испарителей - приборов, носящих на­ звание весовых почвенных испарителей ГГИ-500-50 и ГГИ-500 100, гидравлического почвенного испарителя малой модели и ли­ зиметра ГР-80 [33, 52].

В основе определения значения испарения с почвы лежит уравнение водного баланса, записанного применительно к моно­ литу испарителя, которым он заряжен:

(9.59) Е = Х + (В 1 - В 2) - у, где количество воды за период наблюдений А т : Е - испарившейся, X - выпавших осадков, у - просочившейся через монолит;

В ] и В - массы монолита в начале и конце периода наблюдений А х.

Для определения массы монолита он взвешивается на меха­ нических весах или гидравлическим способом.

Испарители ГГИ-500-50 (500 см2 площадь поперечного се­ чения, 50 см - высота) и ГГИ-500-100 (500 см2 площадь, 100 см высота) применяются для изучения испарения с поверхности верхнего деятельного слоя почвогрунтов. Первые устанавливают­ ся в гумидных районах страны (в зоне избыточного и достаточного увлажнения), вторые - в аридных районах (в зоне недостаточного увлажнения почвы и почвы, не покрытой луговой растительно­ стью). В ес вторых испарителей с монолитом почвы зависит от со­ става почвы и равен 80 - 100 кг. Взвешивание заряженного испа­ рителя в стандартные сроки осуществляется на весах. Доставка на весы выполняется с помощью специальных подъемников. После взвешивания испаритель опускается в специальное изготовленное из металла цилиндрическое гнездо, вкопанное в почвогрунт.

Просочившаяся через монолит вода собирается специаль­ ным сосудом, прикрепленным к испарителю снизу. Количество осадков, выпавших в период между взвешиваниями монолита, оп­ ределяется с помощью дождемера, установленного рядом с поч­ венным испарителем.

К достоинству этого способа измерения суммарного испаре­ ния с почвы следует отнести относительную простоту его измере­ ния и получение сведений за любой интервал времени. К недос­ таткам - невысокую точность измерения испарения по причинам:

1) почва в испарителе изолирована от грунтовых вод;

2) металли­ ческая стенка испарителя искажает теплообмен с окружающей его почвой;

3) корневая система растений подвергается травмирова­ нию в период зарядки испарителя монолитом, а в последствии на­ ходится в стесненных условиях стенкой испарителя;

4) нарушается растительный фон у испарителя;

5) нарушается структура грунта монолита в период зарядки испарителя.

Гидравлический почвенный испаритель (ГПИ) малой модели (2000 см2 площадь поперечного сечения, 50 и 100 см его высота) дает возможность измерять полусуточные и ежечасные значения испарения путем гидростатического взвешивания. Принцип гидро­ статического взвешивания основан на фиксировании вертикально­ го перемещения испарителя с монолитом, плавающего в воде от­ носительно уровня этой воды в бассейне, окаймляющем испари­ тель, в зависимости от испарения, т.е. в зависимости от изменения его веса.

Лизиметры ГР-80 (2000 см2 площадь поперечного сечения, 100, 200, 250, 500 см его высота) применяются для измерения сум­ марного испарения, расхода грунтовых вод в зону аэрации и по­ полнения этих вод за счет инфильтрации при глубине залегания грунтовых вод не более 5 м. Размер лизиметра определяется глу­ биной залегания уровня грунтовых вод. Чаще всего они применя­ ются на орошаемых землях с любыми сельскохозяйственными культурами: овощи, картофель, рис и др. Схема лизиметрической установки представлена на рис. 9.5, где под номе­ ром 6 показано водорегу­ лирующее устройство, автоматически поддер­ живающее заданный уро­ вень грунтовых вод в м о­ нолите испарителя.

Измерение запасов почвенной влаги в моно­ лите определяется с по­ мощью почвенных вла­ гомеров или путем его взвешивания на весах, что зависит от конструк­ ции лизиметра.

Зарядка цилиндра Рис. 9.5.Принципиальная схема устройства почвенным монолитом лизиметра.

производится вдавлива­ 1 - гнездо лизиметра;

2 - корпус лизиметра;

3 нием его в почву с после­ поддон;

4 - обратный фильтр;

5 - соединитель­ дующим окапыванием ный шланг;

6 - прибор автоматического долива почвы вокруг него и воды.

дальнейшим осаждением.

В виду больших размеров монолита испарителя ГР-80 иногда ци­ линдр лизиметра заполняется почвогрунтами с нарушенной струк­ турой, но в порядке, соответствующем его литологии в естествен­ ных условиях.

ВО ДА В П О ЧВОГРУНТАХ И СНЕЖ НОМ ПОКРОВЕ Почвогрунт, снег, сыпучие строительные материалы пред­ ставляют собой дисперсные среды. Дисперсные среды в отличие от сплошных твердых сред слагаются частицами, между которыми имеются промежутки (поры). В зависимости от крупности частиц почвогрунта размеры пор могут быть как очень крупными (в пес­ ках, щебенке), так и очень мелкими (в иле, глине). В этих порах содержится почвенная влага. Почвогрунты, сложенные из мелких частиц, относятся к капиллярно-пористому телу. К капиллярно пористым коллоидным телам, с точки зрения физической химии, относятся почвы, в которых после отмирания корневой системы растений остаются гумусные вещества.

Почвогрунты являются трехфазной системой, состоящей из почвы, воды и воздуха, содержащего водяной пар. Если поры поч­ вогрунта заполнены водой полностью, то он называется вод он а­ сыщенным, если же в них имеется воздух, то он называется вод о­ ненасыщенным. В зависимости от содержания в почвогрунтах вла­ ги изменяются и их физико-механические, тепловые и водные свойства, а также свойства почвы с точки зрения плодородия. П о­ этому, чтобы создавать определенные свойства почвы, важные для ее плодородия, необходимо уметь регулировать количество влаги в ней, т.е. создавать оптимальный режим влажности.

10.1. Основные понятия и виды передвижения влаги в почве Слой почвогрунта, расположенный между поверхностью, обращенной к атмосфере, и поверхностью грунтовых вод, приня­ то называть зо н ой а э р а ц и и 1. Эта зона представляет собой слож­ ную анизотропную среду, в которой происходят различные взаи­ мосвязанные процессы: движение влаги, химические и биологи­ 1 Аэрация почвы - обмен почвенного воздуха с атмосферным;

вентиляция почвы.

ческие процессы, почвообразования и др. Ниже рассмотрим только процесс передвижения влаги в почве.

Почва может быть водонасыщенной и водоненасыщенной.

Зона ниже уровня грунтовых вод постоянно водонасыщенна. Слой почвы, непосредственно прилегающий к поверхности грунтовых вод, в котором вода поднята капиллярными силами, называется капиллярной зоной. Влажность почвы в каждой точке этой зоны зависит от ее высоты над поверхностью грунтовых вод. Выше ка­ пиллярной зоны расположена промежуточная, а за ней - зона под­ вешенной (почвенной) влаги. На рис. 10.1 показано распределение этих зон при глубоком залегании грунтовых вод в суглинках.

Рис. 10.1. Осредненная эпюра влажности почвогрунта в зоне аэрации после снеготаяния, дождя или полива при глубоком залегании грунтовых вод в суглинках.

I - зона переменной влажности (деятель­ ный слой почвы);

I I -горизонт понижен­ ной влажности;

I I I - горизонт среднего увлажнения;

I V - зона капиллярного под­ нятия: IV1 -микрокапиллярная подзона, /К2- макрокапиллярная подзона.

Передвижение влаги в водонасыщенной почве. Для опи­ сания передвижения влаги в водонасыщенной почве применяют формулу Дарси:

(10.1) у = - к фд Н / д х, где v - скорость фильтрационного потока;

- коэффициент фильт­ рации;

8 Н /д х - градиент гидростатического давления (напора).

Коэффициент фильтрации зависит от механического со­ става и структуры почвогрунтов (от размера и характера распреде­ ления пор) и от вязкости жидкости. Он изменяется в значительных пределах: от 10-3 м/с для песков до 10“п м/с для глин.

Коэффициент фильтрации определяется экспериментально в полевых условиях или в лаборатории. Разработаны также форму­ лы для его определения. Одной из таких является формула Козени, усовершенствованная Карманом:

1 0 '2 ) где е - пористость в долях объема почвы;

g - ускорение свободно­ го падения;

к - постоянная Кармана, равная 5;

ц - коэффициент вязкости жидкости;

S 0 - удельная поверхность почвы или грунта, т.е. суммарная поверхность всех частиц в 1 м2, отнесенная к 1 г почвогрунта.

Передвижение влаги в водонеиасыщенной почве. В ре­ зультате выполнения многочисленных экспериментальных работ установлено, что влага в водоненасыщенных почвогрунтах пере­ двигается при наличии градиентов: влажности, температуры, плотности почвогрунта, концентрации химического раствора и др., т.е. в одинаковых почвах наиболее интенсивное движение влаги происходит, например, из областей с более высокой влажностью или температурой в области с низкой влажностью и температурой.

Движение этой влаги обусловлено, во-первых, климатическими условиями: осадками, влажностью и температурой воздуха, атмо­ сферным давлением, солнечной радиацией, поверхностным сто­ ком, испарением и, во-вторых, гидрологическими факторами: глу­ биной залегания грунтовых вод, влагопроводностью, водонасы щенностью почвогрунта и др.

Различают м а с с о в ую влажность почвогрунта ( WM - массо­ ) вая доля воды в 1 кг почвогрунта и объемную ( Wo6) - отношение объема воды, находящейся в порах, к объему всего почвогрунта, выраженное в процентах.

Расход влаги через поперечное сечение почвогрунта опреде­ ляется по формуле (10.3) q = (ovcp или (Ю.4) У - К б.,Л -,, * где vcp - средняя скорость движения влаги;

ю - поверхностная по­ ристость почвы, т.е. число пор, приходящееся на 1 м2;

Wo5 n - объ­ емная пористость, численно равная поверхностной.

Объемная порист ост ь — это объем пор в 1 м3 почвогрунта.

Она выражается в процентах общего объема взятого образца.

Если наблюдается передвижение влаги из одной области почвы в другую, то оно должно подчиняться уравнению неразрыв­ ности влагопереноса:

8W o6/d x + d q /d n = 0, (10.5) где х - время, п - нормаль, вдоль которой происходит движение влаги.

Отличительной особенностью водоненасыщенных почвог­ рунтов является то, что влага в них распределена крайне неравно­ мерно в виде различных микрообъемов. В них влага представлена в жидком и парообразном состояниях. В связи с этим она находит­ ся под воздействием различных сил и, следовательно, обладает различной способностью к передвижению:

1. Силы тяжести (гравитационной силы). Эта сила заставляет влагу просачиваться в нижележащие слои;

2. Адсорбционной силы, т. е. силы взаимодействия воды с твердой стенкой (частицами почвы). Она называется также силой молекулярного притяжения. Эта сила «закрепляет» молекулы воды по поверхности частиц почвы, создавая вокруг них водные обо­ лочки (пленки);

3. Капиллярной силы (силы поверхностного натяжения). Эта сила проявляется при наличии воды в тонких капиллярах;

4. Осмотической силы. Эта сила возникает в местах сопри­ косновения растворов разной концентрации и вод разной темпера­ туры. Влага осмотического давления перемещается из областей с меньшей концентрацией в области с большей концентрацией раствора.

В соответствии с таким рассмотрением действующих сил почвенная влага классифицируется на виды.

В первом случае ее называют гравитационной влагой;

она заполняет крупные (некапиллярные) пустоты почвогрунтов.

Во втором случае почвенную влагу называют пленочной, или адсорбционной. Она образуется вокруг частиц почвы путем ад­ сорбции жидкости или пара, находящегося в порах. Пленочная влага обволакивает частицы почвы сверхмаксимальной гигроско­ пичности. Гигроскопическая влага - это влага, прочно связанная с частицами почвы и находящаяся на их поверхности в виде тон­ кой пленки, состоящей из одной-двух молекул воды. Гигроскопи­ ческая влага не движется и не используется растениями. Движется только пленочная влага.

Под действием третьих сил - капиллярных - образуется ка­ пиллярная влага. Она имеет такие же свойства, как и обычная вода, но только растянута вдоль капилляров и испытывает отрицатель­ ное давление на поверхности мениска (глава 2, п. 2.1).

Капиллярная влага перемещается из зоны с большим увлаж­ нением в зону с меньшим увлажнением за счет капиллярных сил.

Сила тяжести при этом играет второстепенную роль. Она часто противодействует поднятию капиллярной влаги вверх.

10.2. Диф ференциальны е уравнения влагопереноса в почве Перечисленные выше виды влаги в зоне аэрации и силы, их обусловливающие, в чистом виде в природе практически не наблю­ даются. Поэтому определенную закономерность движения влаги в почве установить не удается. Для зоны аэрации неприменима фор­ мула Дарси (10.1), так как коэффициент пропорциональности (фильтрации) кф в данном случае не является константой, а зависит от многих факторов. В связи с этим обстоятельством для характери­ стики насыщенности влагой почво-грунта зоны аэрации введено понятие потенциала почвенной влаги.

Потенциал почвенной влаги - это работа, которую необхо­ димо выполнить для удаления из почвы единицы массы воды, т.е.

для перевода ее из связанного состояния в свободное.

Принято считать, что сухая почва обладает большим потен­ циалом, влажная - небольшим. Извлечь влагу из влажной почвы легче, чем из сухой. При этом получают суммарный потенциал:

Ф = Z + Ф + Фс + фосм +..., к (10.6) где z, фк, фс, фосм и т.д. - соответственно гравитационный, ка­ пиллярный, сорбционный и осмотический потенциалы.

Часто записывают Ф = г + фж, (10.7) где фж = ф к + ф с + ф осм.

С введением понятия потенциала почвенной влаги при изо­ термических условиях почвогрунтов получено уравнение, подоб­ ное формуле Дарси (10.1):

(10.8) q = -kd&/dn или, как принято часто обозначать, q = -kA Ф, (10.9) где q - поток влаги через единицу сечения за единицу времени;

к коэффициент влагопроводности, зависящий от свойств почвы, во­ ды, влажности почвы и достигающий значения коэффициента фильтрации ф при полном насыщении почвогрунта влагой;

ЭФ/дп или АФ - градиент общего потенциала.

Знак минус в уравнении (10.8) указывает, что движение вла­ ги происходит в направлении, противоположном возрастанию гра­ диента потенциала, т.е. в сторону более сухой почвы.

В случае водонасыщенного почвогрунта коэффициент к яв­ ляется коэффициентом фильтрации, а в случае водоненасы­ щенного - коэффициентом влагопроводности:

(10.10) к = ткф, где т —коэффициент, учитывающий влажность почвы.

Подставляя в формулу для расхода влаги (10.8) значение суммарного потенциала (10.7), получаем:

(10.11) q = - k ~ ( z + pw ).

дп Решая уравнение (10.11) совместно с уравнением неразрыв­ ности (10.5), получаем:

dW _ д (10.12) ^ - " ( z + Ф г) dx. дп on или 8 =A ( k & + k d F_ K ! (10.13) дп I дт дп дп Здесь принято W = Wo6, упомянутому в уравнении (10.5).

Если предположить, что перенос влаги происходит только в вертикальном направлении, то, заменив в уравнении (10.13) и н а г получим:

dW dz dcjV (10.14) дх dz dz dz или Stpw dW д_ (10.15) ±k.

dz dx dz откуда Sepw dW _ d dkz + (10.16) dz dz dx dz В уравнении (10.16) плюс указывает на нисходящее движе­ ние влаги, а минус - на восходящее.

Если перенос влаги осуществляется только в горизонталь­ ном направлении ( d z / d n = 0), то можно принять dvpw / d n » d z / d n, тогда уравнение (10.13) примет вид 3W _ д dcpiw (10.17) dx dx dx В уравнениях (10.16) и (10.17) kz и кх соответственно ко­ эффициенты вертикальной и горизонтальной влагопроводности.

Предполагая, что капиллярные и адсорбционные силы опре­ деляются только влажностью, т.е. qw - f ( w ), градиент потенциа­ ла в уравнении (10.16) можно заменить градиентом влажности:

dW_ д_ dqw 8 W ' dkz + (10.18) dz, dz дх dz dW 9ф w =Dw называют В уравнении (1 0.1 8 ) произведение к.

dW коэф ф ициентом диф ф узии почвенной влаги (коэффициент диф ф у зивности) и записывают это уравнение следующим образом:

dW д_ dW_ dK т (10.19) ДW dz dz dz Уравнение вида (10.19) называется дифференциальным уравнением диффузии.

Величины kz и Эфw ) d W отражают свойства почвы и зависят от ее влажности. Следовательно, их произведение D w = kz dqw / d W также зависит от влажности.

Уравнение (10.19) описывает процесс влагопереноса в почве при изотермических условиях, т. е. когда температура почвы по глубине не меняется. При неизотермических условиях процесса влагопереноса необходимо также использовать уравнение тепло­ проводности. В данном случае перенос влаги в вертикальном на­ правлении опишется следующим уравнением:

а dW dW_ d _dkz + — Dt — (10.20) =— Д'w dz dx dz dz v dz dzj где t - температура;

D t - коэффициент термодиффузии почвенной влаги.

В том случае когда почва не оголена, а покрыта раститель­ ностью, при расчете переноса влаги в изотермических условиях используется следующее уравнение:

dW d_ d_W_ (10.21) дw ±1 ^ ~ A(Z’ T)’ дх dz dz dz где A ( z, x ) ~ функция, описывающая поглощение воды корневой сис­ темой растений. Она зависит от вида растений, плотности корневой системы, влагопроводности почвы, водного потенциала корневой системы и др.

Уравнение (10.21) описывает перенос в почвогрунтах жид­ кой влаги. При учете переноса еще и водяного пара (диффузии во­ дяного пара в пористой среде) по направлению движения жидкой фазы получим выражение (10.22) где D - D w + D e ;

D e - коэффициент диффузии водяного пара.

10.3. Н екоторы е методы реш ения уравнения влагопереноса в почве Решение дифференциальных уравнений (10.15) и (10.19) по­ зволяет получить характеристики водного режима зоны аэрации (водоненасыщенной зоны) (pw = f {{z, т) и W = / 2(z, т) для простых начальных и граничных условий при известных значениях коэф­ фициентов диффузии почвенной влаги D w и влагопроводности kz. При этом необходимо учитывать гистерезис зависимости по­ тенциала почвенной влаги и коэффициента влагопроводности от влажности. Вследствие явления гистерезиса одному значению вла­ госодержания могут соответствовать два различных значения по­ тенциала (рис. 10.2) в зависимости от того, происходит процесс насыщения влагой почвы или ее высыхание.

Обычно зависимости коэффициентов диффузии D w и влагопроводности kz от влажности почвы выражают в следующем виде:

D w = D 0 exP p(fF ~ W 0), (10.23) kz = к0 е х р (- a(fw), (10.24) где WQ - исходная влажность;

D 0 - коэффициент диффузии, соот­ ветствующий начальной влажности W0, к0 - коэффициент влаго­ проводности влагонасыщенной среды;

р и а - числовые множители.



Pages:     | 1 |   ...   | 6 | 7 || 9 | 10 |
 





 
© 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.