50 | ПРЕЕ Глава 4 определению через средние величины на двух горизонтах. Именно этот метод получил наибольшее распространение. За_траты тепла на испарение и конденсацию водяного пара на водной поверхности определяются формулой вида 1Е = 1С(ео- д( + С° (4.2.10), 7 где 1 — коэффициент удельного парообразования, ео — максимальная абсолютная влажность при тештературе равной температуре поверхности воды, е; — абсолютная влажность на высоте 2, ; — средняя скорость ветра на этой же` высоте, С, С, — эмпирические коэффициенты. Затраты тепла на испарение для неглубоких озер имеют наибольшие значения в период максимального. прогрева июнь-август. Для глубоких крупных озер умеренной зоны максимальные потери на` испарение наблюдаются в осеннеё время. В период гидрологической весны, когда термобар делит озеро на теплоактивную и теплоинертную области, в теплоактивной области происходит испарание, а в теплоинертной — конденсация пара из атмосферы. Турбулентный теплообмен между атмосферой и водоемом рассчитывается по формуле вида Р=С(Т- Т +С? ), . (4.2.11) › где И, — средняя скорость ветра на высоте 2, То Т, температура : ° — на поверхности воды и на высоте г, соответственно, С' , С эмпирические коэффициенты. Направление потока тепла зависит от разности температур воды и воздуха. Таким образом, крупные ° озера в течение всего периода нагревания получают тепло из атмосферы, а отдают его только в холодный период. Небольшие озера получают тепло за счет турбулентного теплообмена только в начале весеннего периода, и все остальное время до наступления ледостава озера передают тепло в атмосферу. Тепловой приток О.» и тепловой сток О зависят от суммарного притока и стока воды и ее температуры. Большую часть периода отсутствия льда речные воды теплее озерных вод. Максимальный тепловой приток в Ладожском и Онежском озерах приходится на май-август. В мае рост теплового притока обеспечивается, в оСНОВНоМ, увеличением объема воды, а в ию- не-июле — увеличением температуры речной воды. Для крупных — мелководных озер и водохранилищ — характерен максимальный приток холодной воды в апреле мае и ТЕРМО-ГИДРОФИЗИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ В ОЗЕРАХ 51 преобладание стока — прогретой воды — над — притоком — в последующий период. Количество теплоты, выделившейся при образовании льда толщиной Й, можно определить по формуле: д,= рул › (4.2.12), где р„ — плотность льда, Г, — удельная теплота плавления льда. Определение теплосодержания осадков О. довольно сложная задача. Это обусловлено, прежде всего, трудностью определения температуры и количества осадков, сильной пространственно временной неоднородностью их выпадения. Оценки (Тихомиров, 1982) показывают, что величина этого члена много меньше других составляющих уравнения теплового баланса. ‚ В формировании тепловых режимов неглубоких водоемов важную роль играет теплообмен водных масс с водными осадками и грУнтом. Особенно велика роль этого взаимодействия в предледоставный и зимний периоды. Величина этого теплообмена определяется переносом тепла теплопроводностью и переносом тепла грунтовыми — водами. В пределах теплоактивного слоя донных осадков температура периодически изменяется, в период нагревания происходит аккумуляция тепла осадками и передача тепла водной массе озера в период охлаждения. Глубже теплоактивного слоя температура осадков изменяется незначительно. В неглубоких озерах теплосодержание донных отложений играет существенную роль в —их тепловом — балансе. — Оценить — теплосодержание теплоактивного слоя донных осадков А0, — можно по следующей формуле: Ад, = С,Га › ` (4.2.13), где С, — удельная теплоемкость донных отложений, Т, — средняя температура слоя донных осадков толщиной Й,. Величина теплового потока от дна водоема может быть выражена через градиент температуры Т, в грунте и коэффициент теплопроводности грунта: @, = \„(аТ, /а). (4.2.14).