46 о О Глава 4 где Ё — радиационный баланс, равный разности проникающей радиации и эффективйого. излучения, 4Е =— затраты на испарение или приток тепла при конденсёЦции‘водяного пара на поверхность озера, Р — турбулентный теплообмен поверхности озера с атмосферой, О — поступление тенла с речным притоком, О: — отток тепла за счет речного стока, О. — тепло, поступившее в озеро при выделении осадков, О, — тепло, теряемое за счет образования или таяния льда, (, — тепло, поступившее в результате теплообмена с донными: осадками, АЙ, — изменение теплозапаса водной массы водоема. ` В уравнении теплового баланса, в общем случае, могут присутствовать и другие составляющие, имеющие, как правило, меньшую роль, например, тепловой приток за счет подземного питания и фильтрации воды через борта водоема, или потери солнечной энергии на биологические процессы и другие. Однако вклад этих дополнительных составляющих теплового баланса обычно мал по сравнению с основными составляющими, приведенными выше, и составляет доли процента. Удельный вес составляющих теплового баланса меняется в зависимости от гидрометеоусловий, что допускает упрощение — уравнения теплового баланса при рассмотрении конкретных задач. Теплозапас водной массы определяется по формуле: И, = р,С,ТЬН, , _ (4.2.2) где , — плотность воды, С, — удельная теплоемкость воды, Т, — средняя температура воды, Н, — средняя глубина водоема. Рассмотрим кратко основные составляющие теплового баланса (Богословский, 1960; Тихомиров, 1982). Радиациенный баланс равен разности поглощаемой солнечной радиации и эффективного излучения воды: К= 911(1 -А )_ЕЭФ› (4°2'3)э где О, — суммарная солнечная радиация, поступающая на водную поверхность, А — отражательная способность, альбедо водной поверхности, Ё, — эффективное излучение водной поверхности. Суммарная солнечная радиация О, меняется в зависимости от времени года, облачности и прозрачности атмосферы, широтного положения водоема. Полуденная высота ТЕРМО-ГИДРОФИЗИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ В ОЗЕРАХ 47 Солнца определяет величину максимально возможного посту- пления суммарной радиации и почти линейно зависит от широты. Адаменко и др. (1991) приводят различные эмпирические соотношения для радиационного баланса озер в зависимости от суммарной солнечной радиации (, приходящей на сушу, географической широты ф, площади водоемов 5, альбедо А. Приведем одно из таких эмпирических соотношений: & = (1,468 — 0,0095ф — 0,00964)О - (0,294 — 0,0035ф) 5% (4.2.4) Величина суммарной солнечной радиации, приходящей на поверхность водоемов, может отличаться от суммарной солнечной радиации, приходящей на окружающий водоем сущу. Эта разница в величине суммарной солнечной радиации возникает, если размер водоема превосходит — некоторый характерный масштаб в несколько десятков километров, и обусловлена различным режимом облачности над водоемом и сушей. В летний период суммарная радиация над водоемом больше, чем над сушей. Над крупными — озерами и водохранилищами облачность меньше облачносги над сушей на 5-10 %. На Великих американских озерах суммарная солнечная радиация превышает радиацию над сушей в летние месяцы до 15 раз. ` Большая прозрачность воздушных масс над крупными водоемами приводит к росту прямой радиации и уменьшению рассеянной, в результате наблюдается рост суммарной радиации. С другой стороны, рост влагосодержания атмосферы над водной поверхностью обуславливает уменышение прозрачности. Однако это уменыьшение прозрачности из-за роста влажности гораздо меныше уменышения прозрачности над сушей, обусловленного влиянием аэрозолей. Меныная аэрозольная мутность над озерами обуславливает увеличение суммарной радиации над озерами на 2—5 % по сравнению с сушей. Величина суммарной солнечной радиации может быть рассчитана по формуле: еп = 90[ - (1 — ]С)П]‚ (425)› где О, — суммарная солнечная радиация при безоблачном небе, п — средняя облачность в баллах, & — коэффициент, определяющий прохождение солнечной радиации через облака.