Л.Т. Матвеев - Курс общей метеорологии. Физика атмосферы (1115251), страница 72
Текст из файла (страница 72)
Над большими (неограниченными) водоемами температура и влажность воздуха, скорость ветра сравнительно медленно (при 345 Вламнооть воздуха Облака, туманм н ооадан Збг 1Ч . 14 отсутствии фронтов) изменяются по горизонтали и во времени: нестационарные и адвективные члены в соответствуюн1их уравнениях малы. Мал в этих уравнениях и конвективный член, поскольку вблизи плоской поверхности мала вертикальная скорость. При получении формулы для скорости испарения воспользуемся результатами, приведенными в п. 2. В случае расчета испарения с водной поверхности в качестве нижнего уровня, на котором известна доля пара, можно принять средний уровень воды (г = 0).
Записывая формулу (2.3) для этого уровня, а затем разрешая се относительно Я;, получаем (5.!) гнто = Ров~со (зг зо). Коэффициент влагообмена с учетом формулы (7.4) главы 9 имеет вид Ого 5.2 !и го+ 2о гг+2о !и ( ) 2о го В (5.! ) величина зо — доля водяного пара в непосредственной близости к водной поверхности (при г = 0), равная доле насыщенного паРа пРи темпеРатУРе повеРхности воды Тб. .аб = б (То, Ро). Таким образом, если Т, и зг измерены, то с помощью формулы (5.1) можно определить скорость испарения с поверхности морей и больших озер и водохранилищ. Если в формуле (5,1) произвести замену з на е, то она примет вид (5.3) !го = Ь,с, (ń— е,), где Ео — давление насыщения при температуре Т;, ег — давление водяного пара на высоте гг, Ьг = 0,622соороlро.
Формулу (5.3) называют формулой Дальтона. Поскольку на морях практически отсутствует суточный ход метеорологических величин и турбулентного обмена, формулу (5.3) можно применять для расчета испарения за сутки и более длительные промежутки времени. В среднем для всего Мирового океана формула (5.3) имеет вид Яо=1,34 !О с,(Ео — е,), (5. 4) где сз и ег — соответственно средние за сутки скорость ветра (м/с) и давление водяного пара (гПа) на уровне судовых измерений (гуж!О м); Я' — в г!'(сут см'). Сравнение с опытными данными показало, что формулы (5.3) и (5.4) обеспечивают удовлетворительную точность расчетов (для средних условий).
Следует лишь иметь в виду, что Е, надо определять по температуре Т, водной поверхности, а не по температуре воздуха вблизи воды. Последняя температура может суше- 0,60 0,0100 0,05 0,005! 0,25 0,077 2, Ся Ьг. При подстановке таких значений Ьз в (5.3) получаем 1;)' в мм(ч (имеется в виду толщина испарявшегося за ! ч слоя воды), если ег — давление пара (гПа) на высоте гг = 1О м. Для районов с устойчивым снежным покровом толщиной более 20 см рекомендуется го = 0,05 см, при пятнистом и неустойчивом снежном покрове го=0,25 см, а при наличии над снегом стерни или стеблей го = 0,60 см. Анализ опытных материалов показал, что при одних и тех же значениях ег и с, скорость испарения с поверхности старого плотного снега и особенно льда значительно больше, чем с поверхности рыхлого (свежевыпавшего) снега. Объясняется это явление тем, что лед и плотный снег обладают большей теплопроводностью и, поскольку в этих условиях температура растет с глубиной, поток тепла из глубины, а вместе с ним и температура поверхности льда и плотного снега больше соответствующих величин в случае рыхлого снега.
Нередно на снежной поверхности происходит сублимация водяного пара. В этих случаях поток водяного пара направлен к поверхности Я; =0), что возможно при ег)Ел. Испарение с поверхностп снега (льда) прекращается при ег = Ел(То), т. е. при относительной влажности воздуха ),„ равной Ен(Т,))Е (Т,). Если относительная влажность на уровне г, больше )т ()г ) )„), то на поверхности снега (льда) происходит сублимация водяного пара. Так, если в период снеготаяния, когда То = 0 'С, температура воздуха Тг = 5 'С, то !н = 70 огго, и, следовательно, при !2)70 % происходит не испарение, а сублимация водяного пара.
ственно отличаться от То, это наблюдается, например, зимой над свободными от льда водоемами (в том числе водохранилищами). Морская вода соленая. Средняя ее соленость составляеэ 35'7гб, т. е. в 1 кг воды содержится 35 г соли. При подсчете испарения с поверхности моря давление насыщения Ео в формулах (5.3) и (5.4) следует брать по отношению к раствору соли. Хотя уменьшение Ео за счет раствора невелико, оценки показывают, что пренебрежение этим эффектом может привести к завышению испарения до !Π— 20 %. Формулы (5.3) и (5.4) используются также для расчета скорости испарения с поверхности снега.
Однако в этом случае Еб нужно заменить давлением насыщения над льдом (Ел) при температуре снежной поверхности. Поскольку Ен =.Егн то при прочих равных условиях скорость испарения с поверхности снега меньше, чем с поверхности воды. Получены следующие значения коэффицпента Ьг в формуле (5.3) для снежных поверхностей с разной шероховатостью: Облака, туманы к осадка Влажность воздуха з, = 0,035 и~/д (5.5) При стратификации, близкой к безразличной, и в свою очередь связана со скоростью ветра сз на высоте га и с го формулой (см. п.
3 главы 21): и =я СЗ Сз+ Со !и Во (5.6) Формулы (5.1), (5.2), (5.5) и (5.6) позволяют определить скорость испарения с водной поверхности по измеренным Т,, зу и сз при стратификации, не очень сильно отличающейся от безразличной (такая стратификация над морями преобладает). Вопрос об испарении с малых и ограниченных водоемов относится к более общей проблеме — проблеме изменения (трансформации) свойств воздушного потока при движении его над неоднородной подстилающей поверхностью, Пусть некоторая воздушная масса в течение длительного времени двигалась над однородной подстилающей поверхностью, а затем переместилась на поверхность с существенно другими термическими и динамическими свойствами.
Под влиянием вертикального и горизонтального обмена в движущейся массе начинается процесс изменения ее физических свойств (температуры, влажности, скорости ветра), который распространяется на слой болыпей или меньшей толщины в зависимости от времени, в течение которого воздух находится в новых условиях, и от интенсивности турбулентного обмена. С количественной стороны процесс трансформации описывается уравнениями переноса тепла и влаги, а также уравнениями движения при соответствующих начальном и граничных условиях. Формулу (5.4) и подобные ей (многими авторами для различных бассейнов получены разные коэффициенты) можно использовать лишь для приближенной оценки испарения при некотором среднем состоянии волнения.
Более точные результаты дает формула (5,!) при а„определенном по соотношению (5.2), поскольку здесь учитывается зависимость коэффициента влагообмена от шероховатости (волнеиия) водной поверхности. Исследованиями океанологов установлено, что параметр шероховатости морской поверхности в общем случае является достаточно сложной функцией нескольких характеристик состояния воды и воздуха (скорости ветра, поверхностного натяжения, вязкости воды и воздуха и др.). Однако при хорошо развитом волнении, когда поля скорости ветра и волнения согласованы между собой, го зависит только от скорости ветра. В этом случае зс связан со скоростью трения ио соотношением Остановимся на использовании уравнения теплового баланса деятельного слоя суши и воды /7.
= Яо+ /Лго+ ам (5.7) для расчета скорости испарения. Если в это уравнение ввести отношение Боуэна (5.8) Во = —,=-— як — уз то оно примет вид (5.9) При измеренном радиационном балансе Я,) и рассчитанном потоке тепла в глубь почвы или воды (Я„) формула (5.9) позволяет определить скорость испарения Я;. При определении Во привлекаются (при отсутствии градиентных измерений) некоторые эмпирические соотношения.
Так, над морем, где влажность тесно связана с температурой, отношение Боуэна можно рассчитывать лишь по разности температур вблизи поверхности моря и на высоте 10 м (То — Т!В): ! 0 — ! 0,2 0 — О,б 4 0,6 т — т„'с Во 0,8 Для суши установлена следующая связь между разностями температур: То — Тьк = 15 (То за — Тьт), (5.10) гДе То, бб и Тьб — темпеРатУРа возДУха соответственно на высотах 0,55 и 1,5 м, То — температура воздуха вблизи почвы, В предельном случае, когда теплообмен деятельного слоя с более глубокими слоями (О ) и с атмосферой (Яо) отсутствует, уравнение (5.7) принимает вид /7з = / (!к!О)макс т. е. весь приток радиации расходуется на испарение.
Поскольку К, редко превышает 1,05 кВт/м', то (Я') „, не превышает 1,5 кг/(ч. м') = 1,5 мм/ч. Оценка максимальных значений испарения представляет большой интерес прн расчете норм орошения и водного режима искусственных водохранилищ.
Избыточный полив вреден не только из-за лишнего расхода воды, но и потому, что он вызывает засолонение почв. 14 Облака, туманы н осадка Влалтвокть воздуха Под испаряемостью понимают от количество воды, которое испарилось бы с поверхности суши в данной местности при неограниченном запасе влаги в почве. В районах с избыточным увлажнением фактическое испарение близко к испаряемости. В засушливых районах испарение значительно меньше испаряемости.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
