Застосування моделювання динаміки вод при розробці способів поліпшення кисневого режиму каскадних водосховищ

Размещено на http://www.allbest.ru/

ЗАСТОСУВАННЯ МОДЕЛЮВАННЯ ДИНАМІКИ ВОД ПРИ РОЗРОБЦІ СПОСОБІВ ПОЛІПШЕННЯ КИСНЕВОГО РЕЖИМУ КАСКАДНИХ ВОДОСХОВИЩ

АНОТАЦІЯ

водний екосистема динаміка модель

Застосування моделювання динамики вод при розробці способів поліпшення кисневого режиму каскадних водосховищ

Тімченко В. М., Тімченко О. В.

Відмічено важливість кисневого режиму для функціонування водних екосистем та розглянуто вплив динаміки вод на його формування. Представлено модель для розрахунку динаміки вод в озерних ділянках каскадних водосховищах та наведено результати розрахунків для Канівського водосховища в різних гідрометеорологічних та експлуатаційних умовах.

Ключові слова: моделювання течій, кисневий режим, каскадне водосховище

АННОТАЦИЯ

Тимченко В. М. Тимченко О. В.

Отмечена важность кислородного режима для функционирования водных экосистем и рассмотрено влияние динамики вод на его формирование. Представлена модель для расчета динамики вод в озерных участках каскадных водохранилищ и приведены результаты расчетов для Каневского водохранилища в разных гидрометеорологических и эксплуатационных условиях.

Ключевые слова: моделирование течений, кислородный режим, каскадное водохранилище

ANNOTATION

The use of water dynamics modeling for the development of ways to improve oxygen mode of cascade reservoirs

Timchenko V. M. Timchenko O. V.

The importance of the oxygen regime for water ecosystem functioning is marked, and the influence of water dynamics on the oxygen regime formation is considered. A model for calculating water dynamics in lake sites of cascade reservoirs and computation results for the Kanev reservoir under different hydrometeorological and operational conditions are presented.

Key words: modeling of currents, oxygen regime, cascade reservoir

Розчинений у воді кисень відіграє виключно важливу роль в житті природних водойм. Він в значній мірі визначає інтенсивність перебігу процесів в гідробіохімічних системах. Кисень використовується при розкладанні розчинених органічних речовин, відмерлих рослин і тварин. При цьому складні органічні речовини перетворюються на прості (СО2, воду, азот) і знову включається в кругообіг речовин у гідросфері. У воді можуть утворюватися сполуки кисню з іншими хімічними елементами. Більшість таких сполук (оксидів) прямо або опосередковано взаємодіє з водою, утворюючи гідроксиди, які належать до різних класів неорганічних сполук. Тому не дивно, що вміст розчиненого у воді кисню входить в коло основних показників, що визначають поверхневі води як ресурс. Ні одна система моніторингу якості води не обходиться без визначення концентрації кисню, ні одна екологічна модель не може бути досить повною, якщо в ній не враховується динаміка розчиненого кисню.

Кисневий режим - це чутливий показник рівня забруднення природних вод. Цей факт став основою для кількісного опису процесів самоочищення за допомогою математичних моделей, котрі дають можливість отримати розподілення концентрації органічної речовини та розчиненого кисню у водотоках. У першій моделі такого типу, що була запропонована Стрітером і Фелпсом у 1925 році (Streeter H. W., Phelps E. B., 1925), враховувалося надходження кисню лише з атмосфери, та його витрати лише на біохімічне окиснення органічних речовин у воді. В подальшому, моделі почали ускладнюватися, в них почали враховувати надходження кисню за рахунок фотосинтезу та його витрати на дихання водоростей, нітрифікацію та на поглинання донними відкладами. Але незалежно від складності моделі в ній завжди враховувалася гідродинаміка потоку (у вигляді середньої швидкості течії). В подальшому з'ясувалось, що цього недостатньо і необхідно враховувати характер турбулентного потоку та дисперсію в повздовжньому та поперечному напрямках. Виявилось, що і швидкість біохімічного окиснення також сильно залежить від інтенсивності перемішування води.

Гідрологічні фактори визначають швидкість надходження кисню у воду з атмосфери, а також значно впливають на інтенсивність фотосинтезу та швидкість поглинання кисню донними відкладами. У водоймах, де немає чітко виражених течій, на процеси переносу речовини впливають стратифікація (термічна і густинна) та вітер. Тому водойми (озера, ставки, водосховища) більш чутливі до зовнішнього навантаження у вигляді органічних речовин та біогенних елементів.

Таким чином, гідрологічні фактори відіграють за будь-яких інших рівних умов визначальну роль у кисневому режимі водних об'єктів. Необхідність враховування багатьох змінних у часі гідрологічних чинників для оцінки динаміки вмісту кисню в природних водах привела до створення чисельних моделей (Бреховских В. Ф., 1988). Вони надають можливість розглядати різні варіанти розрахунку і прогнозу з урахуванням зміни гідрологічної ситуації. Збереглися в повному обсязі лише труднощі, пов'язані із вимірами гідрофізичних і гідрохімічних показників. Наприклад, необхідно встановити місто та кількість відбору проб та вимірів, для того щоб отримані дані були в достатній мірі репрезентативними та відображали процеси, що моделюються. Тут гідродинамічні характеристики виходять на перший план.

Дослідження режиму течій у водоймах звичайно здійснюється трьома шляхами. Перший з них являє собою натурні виміри швидкості і напрямку течій безпосередньо на водоймі за допомогою спеціальних приладів і пристосувань. Другий - використання для розрахунку характеристик течій у точці, на вертикалі, по профілю чи в цілому по всій акваторії водойми зв'язків або моделей, заснованих на емпіричних співвідношеннях чи теоретичних гідродинамічних законах. Третій шлях оцінки режиму течій складається в застосуванні методів фізичного моделювання. Кожний зі шляхів має свої позитивні якості і недоліки, а також межі й ефективність використання.

Матеріали натурних вимірів є першоосновою вивчення режиму течій у будь-якій водоймі. На їхній базі створюється перше уявлення про особливості цього режиму. У ряді випадків натурні виміри є практично єдиною можливістю для одержання якісних і кількісних характеристик окремих елементів режиму течій.

Самими ж натурними вимірами, як правило, не можна вирішити всі проблеми, пов'язані з оцінкою режиму течій у водоймах. Для того, щоб одержати фізично і статистично достовірну картину течій у водоймі навіть середніх розмірів, необхідно виміри течій здійснювати тривалий час на досить великій кількості станцій спостережень. Ці виміри повинні проходити при широкому (що має місце в природних умовах) діапазоні коливання елементів гідрометеорологічного режиму, що звичайно пов'язано з великими технічними труднощами й економічними витратами. При певних гідрометеорологічних умовах деякі з подібних робіт взагалі неможливі (наприклад, вимір швидкостей течії поверхневих шарів при штормових вітрах). Натурні дослідження дозволяють оцінити швидкісний режим лише існуючих водойм, але не дають можливості прогнозувати характеристики циркуляцій вод у водоймах, що проектуються чи реконструюються. Виходячи зі сказаного, стає очевидною актуальність розрахункових методів оцінки режиму течій.

До розрахункових методів відноситься сукупність аналітичних і емпіричних прийомів, формул і способів, що дозволяють кількісно визначати як окремі елементи течій, так і загальні закономірності (схеми) циркуляцій вод. Прикладом найбільш простого розрахункового методу може служити визначення середньої по поперечному перерізі швидкості стокової течії шляхом ділення витрати води на площу перетину.

Існує великий набір формул для розрахунку вітрових (дрейфових) течій, орбітальних швидкостей руху водних часток при хвилюванні й інших видах переміщення води (Строительные нормы и правила, 1983). Багато з них, безумовно, можуть входити в методичний арсенал оцінки рухливості водного середовища при екологічних дослідженнях.

На основі окремих рішень розроблені і застосовуються декілька чисельних (математичних) моделей, що дозволяють розкривати загальну картину циркуляції вод у водоймах при певних гідрометеорологічних умовах. Більшість робіт з динаміки течій виходять з положень теорії Екмана (Allender, Saylor, 1979) і теорії повних потоків Штокмана (Штокман, 1970) і Свердрупа (Праудмен, 1957). На основі цих теорій створені методи моделювання циркуляції вод (Фельзенбаум, 1960; Welander, 1968). Існуючі моделі класифікують (Добровольская и др., 1981) на одно-, двох- і тримірні. Є й інші класифікації. Так, В. Лік (1976) підрозділяє моделі вітрових течій на інтегральні, стаціонарні і нестаціонарні. Відомий розподіл моделей вітрових течій на екмановські, інтегральні, багатошарові і багаторівневі (Sheng et al., 1978). При розрахунку течій в озерах використовують динамічний метод і тримірні термогідродинамічні моделі (Филатов, 1983).

Таким чином, незважаючи на те, що течії у водоймах відносяться до числа найбільш складних динамічних процесів, до теперішнього часу накопичено певний арсенал математичних методів їхньої оцінки. Кожний з них, маючи ті чи інші переваги, в обов'язковому порядку містить певну некоректність, пов'язану з установленням граничних умов, дискретністю завдання вихідної інформації, допусками і т. д. Труднощі такого роду виникають завжди, коли моделюються природні процеси. Останні складаються з величезного числа механізмів, сукупність яких неможливо, та у більшості випадків і не потрібно, описувати математичними рівняннями. Якщо б удалося це зробити, отримані моделі були б так само складні для аналізу, як і самі природні явища. Будь-яка математична модель - є наближений кількісний опис важливих для дослідження властивостей реальної системи.

Найбільше практичне застосування для вітрових течій у внутрішніх водоймах одержали двомірні в горизонтальній площині моделі. Типовим представником такого класу є гідродинамічна модель розрахунку вітрової циркуляції при перемінному значенні коефіцієнта вертикального турбулентного обміну, розроблена А.І Фельзенбаумом (1960; 1970). У різних модифікаціях вона знайшла застосування при дослідженнях на Чорному і Каспійському морях (Баклановская и др., 1985; Толмазин, 1975; Толмазин и др., 1969), Невській губі (Андреев, Соколов, 1989; Пясковский, Молчанов, 1976; Руховец, 1982), Білому (Литвинов, 1972; Фомичев, Литвинов, 1979), Ладожському (Луховицкий и др., 1978), Онезькому (Ефремова, Пальшин, 1989) озерах, озері Вагат (Лифшиц, Раутнайнен, 1965), Каховському (Толмазин, Шнайдман, 1972) і Рибінському (Буторин и др., 1981) водосховищах і інших водоймах. Застосовувалася ця модель для Будакського і Тузловської групи лиманів Причорномор'я при дослідженні умов водообміну їх з морем (Розенгурт, 1974), а також для Дніпровсько-Бузького лиману (Белов, Филиппов, 1986).

Більшість задач, пов'язаних з оцінкою впливу течій на функціонування екосистем водойм України, цілком достовірно вирішуються при використанні методу повних потоків у тому вигляді, у якому він представлений для випадку малих глибин (Вольцингер, 1968; Фельзенбаум, 1960; Lin, Lidertse, 1978). Як показав досвід використання цього методу, ряд обмежень, обумовлених стаціонарністю моделі, при еколого-гідрологічній оцінці й особливо прогнозуванні абіотичних компонентів екосистем крупних мілководних водойм, негативної ролі практично не відіграють.

Сутність методу коротко представляється в наступному вигляді. Функція повних потоків , тобто функція току інтегрального переносу води, визначається з рівняння:

(1)

де: Н - глибина водойми; Az - коефіцієнт вертикального турбулентного обміну; - вихор тангенціальної напруги вітру; Tx і Ty - складові тангенціальної напруги вітру по осях координат x і y, які визначаються через швидкість вітру за формулами:

Тут b - параметр тертя вітру, прийнятий для морів рівним 3,25•10-6 г/см3; |w| - модуль вітру; wx і wy - компоненти вітру по осях ординат.

Функція повних потоків зв'язується з динамічними нахилами поверхні водойми співвідношеннями:

, (2)

, (3)

у яких: і - ухили по осях x і y; g - прискорення вільного падіння; - щільність води.

Горизонтальні складові швидкості течії по осях x і y (відповідно u і v) визначаються за величинами динамічних ухилів:

, (4)

, (5)

У рівняннях (4) і (5): z - глибина розрахункового горизонту.

Розрахунок поля повних потоків зводиться до рішення рівняння (1) у кінцево-різницевій формі методом релаксацій. При цьому значення функції повних потоків у граничних точках (на контурі водойми) приймаються рівними нулю. На рідких границях, тобто на ділянках, через які здійснюється водообмін (річки, канали, протоки), величини функції відповідають значенням притоку чи відтоку. За рівняннями (4) і (5) находяться значення ухилів водної поверхні і швидкостей течії на окремих горизонтах.

При реальному використанні системи рівнянь (2) - (5) необхідно уточнити ряд параметрів і умов. Зокрема, при визначенні коефіцієнта вертикального турбулентного обміну, для чого звичайно використовується формула , встає питання про завдання вітровому коефіцієнту а0 певного значення. Мова йде не про те співвідношення швидкостей вітру і течії, що формується в реальних умовах, тобто при впливі мілководості, конфігурації берегів, орографії місцевості й інших характеристик конкретної водойми. У даному випадку мається на увазі співвідношення між швидкістю вітру і швидкістю викликаної ним дрейфової течії в чистому вигляді, тобто на глибокій воді. А раз так, то ми можемо приймати у формулі (2.7) як вітровий коефіцієнт постійну, рекомендовану авторами методу (Фельзенбаум, 1960), величину а0 = 0,0125.

Врахування реальних особливостей морфометрії водойм, динаміки їхніх вод і інших характеристик при використанні методу повних потоків необхідне при встановленні кроку сітки, тобто детальності розрахунків. У кожному конкретному випадку розмір кроку залежить від необхідного ступеня деталізації картини течій, конфігурації берегової лінії і рельєфу дна водойми.

Загальною умовою чисельного моделювання течій на досліджуваних нами водоймах (у більшості великих за площею, але порівняно мілких є використання як граничного контура, що апроксимує водойму, ізобати 0,25 м. Це, власне, рекомендується діючими методичними положеннями (Методика расчета установившихся течений, 1970).

В багатьох розробках з розрахунку течій методом повних потоків відзначається задовільна збіжність розрахованих і спостережених параметрів течій. Однак, в силу специфіки застосування моделі (дискретне введення параметрів морфометрії водойми, складність врахування нерівномірності поля вітру над акваторією й інші особливості), верифікація її є обов'язковим етапом застосування в кожному конкретному випадку.

Визначальну роль динаміка вод відіграє у формуванні процесу атмосферної аерації. Закономірності процесу аерації досліджуються як в натурних умовах (на річках, водосховищах, озерах і морях), так і в штучно створених лабораторних середовищах. В цілому, проблема опису газообміну надзвичайно складна і, не дивлячись на велику кількість присвячених їй теоретичних та експериментальних робіт, далека від остаточного вирішення.

Процес насичення води киснем прийнято описувати як реакцію першого порядку (Adeney W. E., Becker H. G., 1919; Whitman W. G., 1923):

, (6)

де: С і Сs - відповідно реальна та концентрація насичення води киснем; Ka - коефіцієнт аерації. Це рівняння описує процес абсорбції газу без урахування хімічних реакцій та за відсутності інших джерел кисню. Його рішення має вигляд:

. (7)

де: С0 - вихідна концентрація кисню, ka - коефіцієнт аерації у формі, що частіше застосовується в практичних розрахунках (ka=0,435Ka).

Із цього рівняння виходить, що зміна концентрації кисню протягом заданого проміжку часу (t) за рахунок атмосферної аерації (С=С-С0) може бути визначена за формулою:

. (8)

Проблема полягає у визначенні коефіцієнта аерації.

Існує три основних методи експериментального визначення коефіцієнта аерації у водотоках: балансовий, порушеної рівноваги та метод мічених атомів (Bennett J. P., Rathbun R. E., 1972, Rathbun R. E., 1977).

Балансовий метод, що вперше використовувався в роботі Cтрітера, Фелпса (Streeter H. W., Phelps E. B., 1925) полягає у визначенні концентрації розчиненого кисню на вхідному і вихідному створах ділянки річки з урахуванням всіх джерел кисню (крім аерації). За різницею концентрацій і за відомих характеристик потоку розраховують коефіцієнт аерації. В тих випадках, коли можна виключити, або з достатньою точністю врахувати джерела та витрати кисню, метод дає непогані результати (Churchill M. A., Elmore H. L., 1962), але в цілому його відносна похибка велика і може становити 65 % (Bennett J. P., Rathbun R. E., 1972).

Метод порушеної рівноваги, по суті, призначається для дослідження малих водотоків (Gameson A. L. H., Truesdale G. A., Downing A. L., 1955; Gameson A. L. H., Truesdale G. A., 1959; Zogorski J. S., Faust S. D., 1973). Він полягає в створенні штучного дефіциту кисню на ділянці річки шляхом введення, наприклад, сульфіту натрію з каталізатором у вигляді азотнокислого кобальту і в подальшому вимірі кисню у верхньому та нижньому створах. Якщо відомі інтенсивності фотосинтезу та дихання, а середня швидкість течії та концентрація насичення під час виміру постійні, тоді можна виміряти коефіцієнт аерації. За можливих сторонніх впливів цей метод найменш точний, а відносна похибка може сягати 115 %.

Метод мічених атомів не потребує вимірів концентрації розчиненого кисню. Він базується на тому, що відношення швидкості десорбції газу-мітки із води до швидкості абсорбції кисню в тій же воді не залежить від температури та витрати води (Tsivoglou E. C., and etc., 1965; Tsivoglou E. C., and etc., 1968; Tsivoglou E. C., Neal L. A., 1976). В якості газу-мітки використовують радіоактивний криптон. Крім того, для оцінки величини дисперсії і розчинення одночасно використовують тритій, а для визначення моменту відбору проб - родаміновий фарбник. Цей метод найбільш точний (похибка складає 15 %), але пов'язаний з необхідністю введення в воду радіоактивних речовин. З часом було розроблено модифікацію методу, котра базувалась на використанні низькомолекулярних вуглеводів (етилену і пропану) як газу-мітки і родамінового барвника для дослідження процесів розчинення і дисперсії (Rathbun R. E., 1977).

Останнім часом запропоновано ще один метод (Boyle W. C. Campbell H. J. 1984), що базується на використанні стабільного ізотопу (для визначення інтенсивності газообміну) і хлориду літію (для оцінки дисперсії).

Отже безпосереднє визначення коефіцієнта аерації пов'язано з великими експериментальними труднощами, тому виникає необхідність в розробці надійних способів розрахунку цієї величини.

Існує декілька концептуальних моделей його розрахунку, найбільш популярна з яких плівкова (Lewis W. K., Whitman W. G., 1924; Whitman W. G., 1923). Для руслових потоків, що мають ізотопну турбулентність, при визначенні коефіцієнта аерації рекомендується наступне рівняння (Wilcock R. I., 1982):

або , (9)

де: u - середня швидкість потоку, м/с; h - середня глибина, м; Ka, ka - доба-1. Це за умови, що температура води дорівнює 20 0С. Фактично, коефіцієнт атмосферної аерації залежить від температури водного середовища. Ця залежність досліджувалася в багатьох роботах і було отримано загальний вираз (Бреховских, 1988):

 або , (10)

де: T - температура води, 0С; Ka (200) - величина коефіцієнта аерації при 20 0С; и - емпіричний коефіцієнт, що найчастіше дорівнює 1,024 (Elmore H. L., West W. F., 1961).

Можна стверджувати, що таким чином визначається частина коефіцієнта аерації, що відповідає за аерацію, обумовлену динамікою водного середовища. Якщо ж в процес атмосферної аерації включається дія вітрового потоку на водну поверхню, загальний коефіцієнт повинен враховувати і цей фактор (Timchenko V., Oksiyuk O., 2002). Існує цілий набір напівемпіричних залежностей показників інтенсивності аерації від дії вітру (Banks R. B., 1975). Для швидкості вітру в діапазоні 5-10 м/с більшістю дослідників пропонується лінійна залежність коефіцієнту масопереносу (KL, м/доба) від його швидкості (w, м/с):

. (11)

З огляду на відоме співвідношення між коефіцієнтом масопереносу й аерації:

, (12)

де: h - глибина в метрах, можна одержати значення коефіцієнта аерації на ділянках водойм, де основним джерелом гідродинамічної активності водних мас виступає вітрова дія на водну поверхню:

. (13)

Загальний коефіцієнт аерації з урахуванням залежності його від температури водного середовища може визначатися за емпіричним рівнянням:

. (14)

Розрахований таким чином коефіцієнт аерації дозволяє визначити за допомогою рівняння (8) зміну концентрації кисню у водному об'єкті за проміжок часу t. Контрольні розрахунки, проведені нами із застосуванням вихідних характеристик річкової ділянки Канівського водосховища, показали, що їх достовірність прийнятна. Середня величина відхилення розрахованих величин С від спостережених не перевищує 15 - 20 % абсолютних значень концентрації кисню у воді.

Таким чином від швидкості течії залежить активність атмосферної аерації, одного із основних процесів, що формують кисневий режим водних об'єктів. Збільшення швидкості течії приводить до збільшення коефіцієнту атмосферної аерації і до збільшення вмісту у воді розчиненого кисню.

На цьому очевидному положенні можна побудувати один із важелів підвищення концентрації кисню в озерних частинах каскадних водосховищах. Як характерний приклад розглянемо методику поліпшення кисневого режиму у Канівському водосховищі. В ньому, як і в інших водоймах, постійно спостерігається рух водних мас. Найменш активний він в ті години, коли Київська і Канівська ГЕС не працюють. В такі відрізки часу переміщення води у водоймі забезпечується лише притоком р. Десни та вітровою дією на водну поверхню. Результати розрахунку за методом повних потоків (Фельзенбаум А. И., 1960) швидкості течії в поверхневому шарі в указаних умовах дають наступну картину: за відсутності вітру швидкість течії в озерній ділянці у будь-якому місці (за виключенням пригреблевої зони) не перевищує 0,02 м/с; в середньому вона складає 0,008 м/с; при вітрі 10 м/с ця величина збільшується до 0,15 м/с, причому в окремих місцях може перевищувати 0,4 м/с. На рис.1 показано схему циркуляцій вод в Канівському водосховищі в таких умовах.

Досить відчутно активізується переміщення водних мас в озерній частині Канівського водосховища при одночасній роботі Київської та Канівської ГЕС. При штилевій погоді середня швидкість течії становить 0,075 м, тобто збільшується у порівнянні із схожими умовами в часи простою ГЕС більш ніж в 9 разів. В окремих місцях вона може перевищувати 0,5 м/с. В цей час при середньому вітрі (5 м/с) водні маси у поверхневому шарі переміщуються зі швидкістю 0,15 м/с (середня величина), а при вітрі 10 м/с - 0,21 м/с. Схему циркуляцій вод в таких умовах наведено на рис.2.

Таким чином, збільшення транзитного стоку, котре можна генерувати штучно, значно активізує динаміку водних мас у Канівському водосховищі, а через неї і атмосферну аерацію.

В табл. 1 наведено результати розрахунків коефіцієнту атмосферної аерації (за рівнянням 2.9) при різних, реально можливих транзитних витратах та різних вітрових умовах. Дані осереднені для всієї озерної ділянки водосховища. Їх аналіз свідчить, що більш дієвим чинником атмосферної аерації в озерній частині Канівського водосховища є вітрова дія. Так, при малих транзитних витратах (300 м3/с) посилення вітру до 10 м/с призводить до збільшення коефіцієнту атмосферної аерації в 17 разів, при значних витратах вплив вітру менш виразний, але все ж суттєвий - в 6 разів. Збільшення попусків ГЕС в межах реально можливого не настільки посилює атмосферну аерацію води. В штильову погоду збільшення транзитних витрат із 300 до 3000 м3/с приводить до збільшення kа лише в 3 рази. При значному вітрі таке збільшення стоку на активність атмосферної аерації впливає мало.

Звідси і деяка обмеженість застосування засобу покращення кисневого режиму озерної частини Канівського водосховища шляхом збільшення попусків Київської та Канівської ГЕС. Ефективним він може бути лише при безвітряній погоді.

Для конкретних розрахунків при призначенні необхідних попусків ГЕС можна користуватися табл. 1 та формулою (8).

Ще одним прикладом застосування моделювання вод при розробці способів поліпшення кисневого режиму каскадних водосховищ може бути ситуація, що склалася навколо Канівської ГАЕС.

У 1984 році на правому березі Канівського водосховища в районі с. Бучак почалося будівництво другої в Україні гідроакумулюючої електростанції. Невдовзі воно припинилося. У 1999 році після зняття мораторію на це будівництво виникло питання щодо екологічної оцінки реалізації проекту. Така оцінка була зроблена Інститутом гідробіології НАН України спільно зі спеціалістами і вченими інших наукових установ. У 2005 році в рамках уточнення техніко-економічного обґрунтування проекту знову були розглянуті цим же інститутом аспекти впливу будівництва і експлуатації Канівської ГАЕС на екосистему Канівського водосховища, яке передбачається як нижня водойма станції.

Одним із висновків щодо екологічних наслідків реалізації проекту було те, що функціонування Канівської ГАЕС сприятиме поліпшенню кисневого режиму водосховища. Кількісних показників цього поліпшення не наводилося.

Приймаючи участь у роботах щодо оцінки екологічних наслідків експлуатації Канівської ГАЕС, ми, за допомогою математичного моделювання, розглянули вплив станції на внутрішньоводоймну динаміку, зокрема на схеми та інтенсивність течій. Звернено увагу на дві найбільш характерні крайні ситуації: 1) при роботі усіх трьох гідровузлів (Київської і Канівської ГЕС та Канівської ГАЕС) в часи пікового навантаження в енергосистемі та 2) в періоди зупинки агрегатів Київської і Канівської ГЕС й включення насосів Канівською ГАЕС.

При першій ситуації в нижній частині Канівського водосховища (між ГАЕС і Канівською ГЕС) буде помітно активізуватися переміщення водних мас уздовж правого берега (рис. 3). Матиме місце більш активна, ніж в сучасних умовах рухомість водних мас на всій акваторії, включаючи мілководдя лівобережжя. Вітрове навантаження не зможе суттєво впливати на характер циркуляцій у водосховищі.

При другій крайній ситуації (рис. 4) за рахунок заповнення верхньої водойми ГАЕС буде відбуватися відтік води з усієї акваторії водосховища, включаючи зайняті вищою водяною рослинністю мілководдя.

Таким чином, внаслідок реалізації проекту Канівської ГАЕС раз або двічі протягом доби активізуватиметься водообмін практично на всіх ділянках озерної частини водосховища. Збільшення швидкості течії по всій акваторії і особливо в районі безпосереднього впливу ГАЕС призведе до посилення атмосферної аерації взагалі. В озерній частині водосховища швидкості течій в періоди роботи ГАЕС як в турбінному режимі, так і в насосному будуть більшими в 1,2 - 1,3 рази, що призведе до збільшення коефіцієнта атмосферної аерації на 30 - 40 %. Це досить позитивний фактор впливу Канівської ГАЕС на стан екосистеми водосховища і якості води в ньому.

В заключення слід зазначити, що моделювання вод значно спрощує розробку способів поліпшення кисневого режиму каскадних водосховищ, дозволяє ефективно аналізувати існуючу ситуацію та прогнозувати зміни для різних гідрометеорологічних та експлуатаційних умов.

ЛІТЕРАТУРА

1. Андреев О. А., Соколов А. В. Численное моделирование динамики вод и переноса пассивной примеси в Невской губе // Метеорология и гидрология, 1989. - № 12. - С. 78-85.

2. Баклановская В. Ф., Блатов А. С., Косарев А. Н., Перминов С. М. Численная нестационарная модель течений в Северном Каспии // Водные ресурсы, 1985. - № 6. - С. 91-97.

3. Белов В. П., Филиппов Ю. Г. Расчет уровня и течений Днепро-Бугского лимана при естественном и зарегулированном водообмене с Черным морем // Тр. ГОИН, 1986. - 168. - С. 32-35.

4. Бреховских В. Ф. Гидрофизические факторы формирования кислородного режима водоемов. М.: Наука, 1988. 168 с.

5. Буторин Н. В., Литвинов А. С., Фомичев И. Ф., Поддубный С. А. Горизонтальная циркуляция вод в Рыбинском водохранилище и возможные ее изменения при перераспределении стока / Экологические исследования водоемов Волго-Балтийской и Северо-Двинской водных систем. - Л.: Наука, 1981. - С. 150-167.

6. Вольцингер Н. Е., Пясковский Р. В. Основные океанологические задачи теории мелкой воды. - Л.: Гидрометеоиздат, 1968. - С.

7. Добровольская З. Н., Коряков П. П., Моисеев Н. Н. Математические модели для расчета динамики и качества сложных водных систем // Водные ресурсы, 1981. - № 3. - С. 33-51.

8. Ефремова. Т. В., Пальшин Н. И. Оценка водообмена Петрозаводской губы с Онежским озером // Исследование водных ресурсов Карелии. -Петрозаводск, 1989. - С. 21-25.

9. Литвинов А. С. Опыт расчета установившихся ветровых течений на большом мелководном водоеме // Тр. Института биологии внутренних вод АН СССР, 1972. - Вып. 23 (26). - С. 186-192.

10. Лифшиц Б. Х., Раутнайнен Ю. С. Пример расчета установившихся течений в озерах с применением метода полных потоков // Тр. Северного НИИ гидротехники и мелиорации, 1965. - Вып. 23. - С. 56-68.

11. Луховицкий О. Л., Титов В. С., Филатов Н. Н. Изменчивость циркуляции вод Ладожского озера / Изменчивость гидрофизических полей в озерах. - Л.: Наука, 1978. - С. 147-162.

12. Строительные нормы и правила. - М.: Стройиздат, 1983. - 38 с.

13. Толмазин Д. М., Шнайдман В. А., Ациховская Ж. М. Проблемы динамики вод северо-западной части Черного моря. - Киев: Наук. думка, 1969. - 130 с.

14. Толмазин Д. М., Шнайдман В. А. Статистический анализ течений и параметров горизонтальной турбулентности в Каховском водохранилище // Метеорология и гидрология, 1972. - № 4. - С. 55-60.

15. Розенгурт М. Ш. Гидрология и перспективы реконструкции природных ресурсов одесских лиманов. - Киев: Наук. думка, 1974. - 224 с.

16. Руховец Л. А. Математическое моделирование водообмена и распространения примесей в Невской губе // Метеорология и гидрология, 1982. - № 7. С. 78-87.

17. Штокман В. Б. Избранные труды по физике моря. - Л.: Гидрометеоиздат, 1970. - 336 с.

18. Фельзенбаум А. И. Теоретические основы и методы расчета установившихся морских течений. - М.: Изд-во АН СССР, 1960. - 122 с.

19. Фельзенбаум А. И. Динамика морских течений / Итоги науки. Механика. Гидромеханика, 1968. - М.: ВИНИТИ, 1970. - С. 97-339.

20. Филатов Р. В. Динамика озер. - Л.: Гидрометеоиздат, 1983 - 168 с.

21. Фомичев И. Ф., Литвинов А. С. О циркуляции вод Белого озера при различном ветре / Биология внутренних вод. Информационный бюллетень № 4. - Л.: Наука. - 1979. - С. 62-65.

22. Adeney W. E., Becker H. G. The determination of the rate of solution of atmospheric nitrogen and oxygen by water // Phil. Mag. - 1919. - 38, # 228. - P. 317-337.

23. Allender Y., Saylor Y. Model and Observed Circulation Throughout the Annual Temperature Cycle of Lake Michigan // Phys. Ocean, 1979. - V.9, #1. - P. 573-579.

24. Banks R. B. Some feature of wind action on shallow lakes // J. Environ. Eng. Div. ASCE. 1975. Vol. 101, N 5. P. 813-817

25. Bennett J. P., Rathbun R. E. Reaeration in open-channel flow // Geol. Surv. Profess. Pap. 1972. N 737. P. 1-75.

26. Boyle W. C. Campbell H. J. Experiences with oxygen transfer testing of diffused air systems under process conditions // Water Sci. And Technol. 1984. Vol. 16, N 10/11. P. 91-106.

27. Churchill M. A., Elmore H. L. The prediction of stream reaeration rates // J. Sanit. Eng. Div. Proc. ASCE. 1962. Vol. 88. N 4. P. 1-46.

28. Lewis W. K., Whitman W. G. Principles of gas absorption // Ind. And Eng. Chem. 1924. Vol. 16, N 12. P. 1215-1220

29. Lin Shino-Kung, Leedertse I. I. Multidimensional numerical modeling of estuaries and coastal seas // Adv. Hydrosci., 1978. - Vol. 11.

30. Rathbun R. E. Reaeration coefficient of streams - state of the Art // J. Hydraul. Div. Proc. ASCE. 1977. Vol. 103, N 4. P. 409-424.

31. Sheng J., Lick W., Gedney R. T., Molls F. B. Numerical computation of three-dementional circulations in lake Erie: Acomparison of free-surface model and rigin. - Lid. Model // J. of Phys. Ocean, 1978. - V.8. - P. 713-727.

32. Streeter H. W., Phelps E. B. A study of pollution and natural purification of the Ohio river: Publ. Health Bull. N 146. Wash. (D. C.): US Publ. Health Serv. 1925. 50 p.

33. Timchenko V., Oksiyuk O. Ecosystem condition and water quality control at impounded sections of rivers by the regulated hydrological regime // Ecohydrology and Hydrobiology.- 2002.- 2, № 1- 4.- P.259- 264.

34. Tsivoglou E. C., O'Connell R. L., Walter C. M., Godsil P. J., Logsdon G. S. Tracer measurement of atmospheric reaeration. I. Laboratory studies // Ibid.1965. Vol. 37, N 10. P. 1343-1362.

35. Tsivoglou E. C., Cohen J. B., Shearer S. D., Godsil P. J. Tracer measurement of stream reaeration. II. Field studies // 1968. Vol. 40, N 2, pt 1. P. 285-305.

36. Tsivoglou E. C., Neal L. A. Tracer measurement of reaeration. III. Predicting the reaeration capacity of inlands steams // Ibid. 1976. Vol. 48, N 12. P. 1537-1552.

37. Lick W. Numerical models of lakes currents. - EPA - 60013 - 76-020, 1976. - 140 p.

38. Welander P. Wind-driven circulation in one- and two-layer oceans of variable depth. // Tellus, 1968. - 20. - P. 1-15.

39. Whitman W. G. The two-film theory of absorption // Chem and Met. Eng. - 1923. - 29, # 4. - P.146-148.

40. Wilcock R. I. Simple predictive equations for calculating stream reaeration rate coefficients // N. Z. J. Sci. 1982. Vol. 25, N 1. P. 53-56

41. Zogorski J. S., Faust S. D. Atmospheric reaeration capacity of streams. Pt II. Direct measurement of the atmospheric reaeration rat constant in the Upper Raritan river basin // J. Environ. Lett. 1973. Vol. 4, N 1. P. 61-85.

ДОДАТОК

Таблиця 1.Коефіцієнт атмосферної аерації (kа, доба-1) озерної частини Канівського водосховища в літній період

Размещено на Allbest.ru