Физика вод суши by Винников С.Д., Викторова Н.В. (z-lib.org)

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

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:

где ку = / , (АО) - коэффициент, зависящий от разности температу­ ры поверхности воды и воздуха на высоте 2 м (/п - 02), определя­ ется по табл. 9.1. Формула (9.26) рекомендуется для расчета испа­ рения с незамерзающих водоемов;

331

2)Л.Г. Шуляковского:

3)А.Р. Константинова:

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

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].

Примером эмпирической формулы другого типа, чем приве­ денные выше, является формула Н.Н. Иванова:

332

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:

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

333

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.

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

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:

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].

334

9.3.Расчет испарения с поверхности снежного

иледяного покровов

Впрактике 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.

Аэто 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 CHи температуры воздуха 0, разностью между давле­ 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 02 , е2 и w 2 .

Поскольку давление насыщенного водяного пара надо льдом

е0т меньше давления насыщенного пара над водной поверхностью,

335

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):

О °С.

Переходя в выражении (9.35) к абсолютной влажности и

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

где E в мм/ч; e ,,e2 - парциальное давление водяного пара в воз­

336

духе на высоте z, и z 2 над поверхностью снега; w3 и w 4 - ско­

рость ветра на высоте z3 и z4 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. Необ­ ходимость таких точных измерений вытекает, как уже отмечалось выше, из-за малости испарения. Поэтому в настоящее время при расчетах испарения с поверхности снега получили распростране­ ние эмпирические формулы вида

где а, р - коэффициенты; w10 - скорость ветра на высоте флюгера;

нов бывшего СССР определены в ГГИ П.П. Кузьминым [25]. По­ сле оценки числовых значений параметров формулы (9.38) и (9.39) принимают следующий вид:

Аналогичную по структуре формулу предложил А.Р. Кон­ стантинов [23]. Эта формула учитывает влияние на испарение со снега температурной стратификации атмосферы:

337

где (tn - 02) - 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:

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 г2

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

где 02 - температура воздуха на высоте 2 м.

Из практики известно, что в период снеготаяния относи­ тельная влажность воздуха колеблется от 78 до 80 %. Из рис. 9.1

338

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.

339

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 Е0 . 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 водопотреблении 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

340