Гидравлика, гидрология и метеорология (стр. 38 )

Н о р м а л ь н ы й  п о д п о р н ы й  у р о в е н ь  (НПУ) достигается к концу наполнения в средний по водности год и может поддерживаться плотиной длительное время.

Ф о р с и р о в а н н ы й  п о д п о р н ы й  у р о в е н ь  (ФПУ) превышает НПУ обычно не более чем на 0,5–1,0 м и может поддерживаться в течение короткого времени при высоких половодьях и паводках.

К уровням  с р а б о т к и  относятся: уровень ежегодной (диспетчерской) сработки, которого водохранилище достигает при нормальной эксплуатации; проектный уровень наибольшей сработки, который достигается только в маловодные годы; уровень мертвого объема (УМО), сработка ниже которого ведет к нарушению нормальной работы ГЭС.

Полный объем водохранилища включает: о б ъ е м  ф о р с и р о -  в а н и я, который располагается между ФПУ и НПУ; п о л е з н ы й  о б ъ е м, который лежит между НПУ и УМО и используется обычно для регулирования стока; м е р т в ы й  о б ъ е м, расположенный ниже УМО, не используется для регулирования стока, но необходим для поддерживания минимального напора на ГЭС, судоходных глубин, обеспечения работы водозаборных сооружений, соблюдения санитарных норм.

13.4. Термический и ледовый режимы водоемов

Основным источником поступления тепла в водоем является прямая солнечная радиация. Кроме этого на нагревание воды влияют: теплота слоев воздуха, лежащих над зеркалом, теплоотдача берегов и котловины; теплота, освобождающаяся при образовании льда и конденсации водяных паров на поверхности воды; более высокая температура воды впадающих рек и подземного притока.

Потеря тепла происходит при излучении его в атмосферу. В значительно меньшей степени на охлаждение водоема влияют потери тепла при испарении воды и таянии льда, при впадении холодных притоков.

Соотношение приходной и расходной частей тепла называется  т е п л о в ы м  б а л а н с о м  в о д о е м а. Для анализа термического режима водоема необходимо учитывать следующие термические свойства воды: чрезвычайно низкую теплопроводность, большую теплоемкость (поэтому водоемы представляют мощные аккумуляторы тепловой энергии, сохраняющие ее значительно дольше, чем почва); увеличение плотности при понижении температуры до 4єС; дальнейшее понижение температуры до точки замерзания снижает плотность, а с переходом воды в лед плотность резко падает.

Перераспределение тепла по глубине водоема происходит главным образом благодаря конвекции, течениям и волнениям.

К о н в е к ц и е й  называется вертикальное перемещение частиц из-за их различной плотности. Конвекция – основная причина неравномерного распределения температуры воды по глубине. В этом отношении выделяются два основных случая.

Если температура всей массы водоема от поверхности до дна выше 4єС, у поверхности располагаются самые теплые слои воды, а ниже все более и более холодные, имеющие большую плотность, т. е. с глубиной температура воды постепенно понижается. Такое явление называется  п р я м о й  т е р м и ч е с к о й  с т р а т и ф и к а ц и е й  (рис. 13.2, линия 3).

Если температура всей массы воды находится в пределах 0 – 4єС, у поверхности располагаются слои с более низкой температурой, а ниже в соответствии с изменением плотности – слои с постепенно увеличивающейся температурой, все более приближающейся к 4єС. Такое возрастание температуры воды с глубиной называется о б р а т н о й  т е р - м и ч е с к о й  с т р а т и ф и к а ц и е й  (рис. 13.2, линия 1).

Рис. 13.2. Термические режимы

и зоны водоема

Конвективное перемещение прекращается, когда во всей массе воды устанавливается постоянная температура (в неглубоких озерах 4єС). Такое состояние в водоеме называется  г о м о т е р м и е й  (рис. 13.2, линия 2). Оно характерно для переходных периодов термического режима – весны и осени.

Прямая стратификация наблюдается в теплое время года и усиливается при нагревании воды. При этом энергии ветра оказывается недостаточно для полного перемешивания воды, и в водоеме образуются три вертикальные термические зоны: верхняя – э п и л и м н и о н  (рис. 13.2, зона I) – отличается высокой температурой, изменяющейся по глубине весьма незначительно благодаря ветровому перемешиванию; средняя – м е т а л и м н и о н, или слой температурного скачка (рис. 13.2, зона II) – характеризуется резким понижением температуры на небольшом изменении глубины (от нескольких дециметров до нескольких метров); нижняя – г и п о л и м н и о н  (рис. 13.2, зона III) – отличается плавным и незначительным понижением температуры с глубиной.

В вышеназванных термических зонах резко различны химический, газовый и биологический режимы. Металимнион из-за значительных градиентов плотности является преградой для перемешивания частиц и переноса кислорода в гиполимнион, в связи с чем в последнем, особенно при наличии мощных донных отложений, богатых органическим веществом, происходит интенсивное потребление имеющегося кислорода и образуется его дефицит. При штормовых ветрах и сильном волнении перемешивается значительная толща воды, слой скачка перемещается глубже, а при небольших глубинах может совсем ликвидироваться.

Термическая структура водоема (распределение тепла во всем его объеме) отличается неоднородностью и в течение каждого гидрологического сезона характеризуется сочетанием вертикальной изотермии (одинаковой температуры) с горизонтальной неоднородностью температуры или горизонтальной изотермии с вертикальной неоднородностью. В начале каждого гидрологического сезона характерная для него термическая структура формируется сначала в прибрежной мелководной части водоема, в то время как структура предыдущего сезона еще сохраняется в глубоководных районах. На границах последних возникают так называемые «термические бары» – вертикальные или наклонные слои с температурой, резко отличной от температуры прибрежных вод, и с вертикальной циркуляцией частиц воды. Термобар делит водоем на теплоактивную прибрежную область, где вода быстро нагревается весной или охлаждается осенью, и теплоинертную область открытой глубокой части водоема, где еще некоторое время сохраняется термоструктура предыдущего сезона.

При охлаждении поверхности водоема верхние слои становятся более тяжелыми и опускаются вниз, происходит перемешивание слоев, стратификация нарушается. При длительном охлаждении вся вода принимает однородную температуру наибольшей плотности (гипотермия). Дальнейшее охлаждение уже не вызывает опускания верхних слоев, и стратификация переходит в обратную. Такой переход совершается обычно осенью перед замерзанием водоема. Таким образом, прямая стратификация устойчива при нагревании воды, обратная – при охлаждении.

З а м е р з а н и е  водоемов происходит следующим образом. При похолодании, когда температура на поверхности падает ниже 4єС, в водоеме устанавливается обратная стратификация. Далее поверхностный слой охлаждается до 0єС, переохлаждается и превращается в лед. При этом на малых водоемах с незначительным остаточным теплозапасом и слабым перемешиванием (в отсутствие ветра) замерзание обычно происходит одновременно по всей акватории и может завершиться в течение суток. На крупных глубоких озерах, благодаря значительному запасу тепла, сложному строению котловин и интенсивному перемешиванию, период от возникновения первых ледяных образований до сплошного ледостава может доходить до двух-трех месяцев, а в теплые зимы центральные районы многих из них не замерзают.

При сильном ветре образование льда на самой поверхности из-за волнения становится невозможным, но переохлаждение воды распространяется на некоторую глубину и способствует образованию внутриводного льда. В этом случае замерзание водоема происходит аналогично замерзанию реки.

После установления на водоеме поверхностного ледяного покрова постепенно увеличивается его толщина. При этом основным влияющим фактором является сумма среднесуточных отрицательных температур воздуха У(– t) от начала льдообразования до данного момента. В естественных условиях, т. е. при покрытии льда снегом толщину его hл (м) можно вычислить по эмпирической формуле

hл = цл [У(– t)]m.                        (13.6)

По исследованиям , для северных рек показатель степени m = 0,5, коэффициент цл = 2,04; по данным других исследователей, коэффициент цл изменяется в пределах 1,2 – 2,0.

Толщина льда колеблется от нескольких сантиметров в районах с неустойчивой и мягкой зимой до 1,5 – 2,0 м и больше в условиях сурового континентального климата. Толщина льда на водоемах в среднем больше на 10 – 15%, чем на реках. Ледяной покров подвергается термическим деформациям, связанным с изменениями плотности льда при колебаниях температуры, и динамическим, вызываемым действием ветра или колебаниями уровня воды. При резких изменениях температуры воздуха возникают разрывы ледяного покрова (трещины). На крупных озерах часто под воздействием ветра происходит разрыв льда с последующим перемещением льдин и надвигом их на берега или на сплошной лед.

Вскрытие водоемов происходит под воздействием солнечной радиации, адвективного тепла воздушных масс, тепла талых и дождевых вод, воздействием текучих вод и ветра. На мелких водоемах лед тает на месте, на крупных после образования закраин ледяной покров под действием ветра размывается, дрейфует  и нередко нагромождается на берегах; часть льдин выносится в вытекающую реку. Период вскрытия и очищения ото льда водохранилищ в различных географических условиях продолжается в среднем 10 – 40 суток.

13.5. Движение озерной воды

Движение озерных вод может быть поступательным (течения, перемешивание) и колебательным (волны, сейшы). В большинстве случаев оба вида движения сочетаются.

Волны. Установлено, что если две подвижные среды разной плотности соприкасаются одна с другой, то только в состоянии покоя разделяющая их поверхность будет плоскостью. Если хотя бы одна из них движется, разделяющая поверхность принимает волнообразный характер. В случае взаимодействия потока воздуха (ветра) с поверхностью озера возникает колебательное движение частиц воды вверх и вниз по некоторой замкнутой траектории. Оно обусловлено тем, что каждая частица воды, поднятая выше среднего уровня (средней волновой линии), стремится под влиянием силы тяжести опуститься вниз и вследствие инерции опускается еще ниже, затем под действием ветра снова поднимается. К этому чисто колебательному движению присоединяется сравнительно небольшое поступательное движение воды, гонимой ветром. Так образуется волнообразное движение воды, увеличивающееся по мере усиления ветра.