Уравнение теплового баланса в виде (7.1) при- менялось для ряда водных объектов [58—60, 63, 64], однако для оценки теплового баланса Араль- ского моря используется впервые. При выполнении этого раздела учтены усовершенствования в мето- дике расчета суммарной солнечной радиации, встречного излучения атмосферы, испарения, тур- булентной конвекции и изменений метеорологиче- ских элементов над поверхностью моря, разрабо- танные в КазНИГМИ Госкомгидромета и частично опубликованные [61, 69]. Исходной информацией для расчета составля- ющих теплового баланса являются средние месяч- ные значения метеорологических элементов, по. ченные по данным наблюдений на гидрометеороло гических станциях, расположенных на Аральском море: максимальная, средняя и минимальная тем- пература воздуха; парциальное давление водяного пара, — содержащегося в воздухе; скорость ветр общая и нижняя облачность; альбедо поверхности суши, окружающей море. Кроме того, использова- лись сведения о средних годовых значениях атмо- сферного давления и морфометрические характ ристики моря. Расчет составляющих теплового баланса выпол- пен по средним месячным значениям метеорологи- ческих элементов береговых и островных станций Аральского моря. Для исключения влияния нели- нейности функций, участвующих в вычислении со- ставляющих теплового баланса, расчеты проводи- лись по суточным интервалам времени. С этой целью выполнялась линейная — интерполяция для определения средних суточных значений темпера- туры и влажности воздуха, общей и нижней облач- ности по средним месячным данным предшествую- щего и последующего месяцев. При интерполяции соблюдалось условие, что среднее за — расчетный месяц значение интерполированных средних суточ- ных величин равнялось исходному — фактическому среднему месячному значению 'Ээтой величины. Для перехода от скорости ветра, измеренной по флюгеру метеостанции, к скорости ветра на вы- соте 2 м над водной поверхностью использовалась мётодика, описанная в работе [62]. К влажности воздуха, измеренной на метеостанциях, вводились поправки по работе [65]. В уравнение теплового баланса (7.1) включено слагаемое, учитывающее нагревание воды за счет диссипации энергии при механическом движении. Силы внутреннего трения жидкости играют двоя- кую роль в движении последней: во-первых, — они создают передачу движения от слоя к слою, т. ©. действуют как фактор, формирующий поле тече- ний, и, во-вторых, турбулентный механизм этой передачи движения поглощает часть механической энергии, переводя её в тепловую. Этот — переход энергии в теплоту и есть ее рассеивание или дис- сипация. Полная диссипация кинетической энергии равна произведению тангенциального напряжения ветра на его скорость. При средней за год скорости ветра примерно 5 м/е ФОднее = 0,4 Дж/(см?год), что составляет сотые доли процента поглощенной водой суммарной солнечной радиации. Поэтому в теплобалансовых расчетах это слагаемое нами не учитывалось. Все гидрометеорологические элементы, ВХОДдЯ- щие в формулы расчета составляющих теплового баланса, должны определяться как средние | для акватории водоема. На водоем натекает воздуш- ная масса, температура и — влажность — которой сформировалась под воздействием суши. При_дви- жении этой массы над водной поверхностью про- исходит ее трансформация: влажность увеличива- ется, изменяется и температура воздуха. В резуль- тате поле влажности и температуры воздуха над водоемом обычно неоднородно. Определить средние лля всей акватории водоема значения этих метео- элементов можно было бы путем осреднения си- стематических — измерений над водной поверх- ностью, Однако организовать такие измерения для достаточно большого числа — пунктов — затрудни- тельно. В наших расчетах средние для акватории Аральского моря значения влажности и темпера- туры воздуха находились путем пересчета показа- ний береговых гидрометеорологических станций по формулам, — предложенным — А. П. Браславским [58] : е»== ез -- (0,8ео — е) Мь, ‹; (7.2) э = @+ ( — ) М. с (7.3) где е и 12 — влажность и температура воздуха на высоте 2 м, средние над водной поверхностью; Е;, #, — влажность и температура натекающего на во- доем воздуха; ео — максимальное парциальное дав- ление водяного пара, определяемое по средней для всей водной поверхности температуре воды #; „ср — Коэффициент трансформации, средневаве- шенный для всей акватории моря. Коэффициент трансформации МБв, ср Зависит от средней длины разгона воздушного потока над во- доемом и разности температур воды и воздуха. Для его определения использовались зависимости, опубликованные в работе [61]. Величины е и рассчитывались с учетом повторяемости направле- ний ветра по формулам, приведенным в работах [178, 179]. 7.2. Поглощенная водой суммарная солнечная радиация Интенеивность солнечной радиации на верхней границе атмосферы, нормальной к солнечным лу- чам, практически одинакова в течение года и изме- няется лишь на 2—3 % в зависимости от расстоя- ния между Солнцем и Землей. Облачный покров не пропускает часть солнеч- пой радиации из-за отражения некоторого ее ко- личества верхней поверхностью облаков и частич- ного поглощения внутри них. Доля проходящей через облачность радиации уменьшается с умень- шением высоты Солнца над горизонтом, что осо- бенно заметно у облаков верхнего й, отчасти, среднего ярусов. Наиболее сильно уменьшают по- ступающую радиацию облака нижнего яруса, не- сколько — меныше-— среднего — и — значительно меньше — верхнего. `Наряду с задержкой части солнечной радиации облака способствуют увеличению рассеянной, а сле- довательно, и суммарной радиации путем повтор- ного отражения вниз по направлению к подстилаю- щей поверхности отраженной ранее от нее радна- ции — (экранирующий — эффект). Этот — эффект определяется тем, что альбедо нижней поверхности облаков достигает 0,8. При прохождении через ат- 61