Основы гидрофизики. Беховых Л.А - 141 стр.

UptoLike

ВУЗ: 

АГАУ | Барнаул

Составители: 

Рубрика: 

141
R = L
и
E + P + B, (6.4)
где R − радиационный баланс;
L
и
− удельная теплота испарения;
Е − испарение;
Р − турбулентный теплообмен между водной поверхностью
и воздухом;
В − теплообмен между водной поверхностью и нижележа-
щими слоями воды.
Уравнение (6.4) выражает закон сохранения и превращения
энергии. Согласно этому закону разность между поступающей
тепловой энергией в водоем и уходящей из него должна быть
равна изменению количества теплоты водной массы водоема за
рассматриваемый промежуток времени. Применительно к по-
верхности воды эта разность тепловой энергии равна нулю.
С учетом соотношения, устанавливающего связь между ко-
личеством теплоты, получаемой водной поверхностью от возду-
ха при турбулентном теплообмене, и количеством теплоты, за-
трачиваемым на испарение, уравнение (6.4) преобразуется:
Е = (R – B)/[L
и
(1 – α dt/dq)], (6.5)
где ρ и с
p
− плотность воздуха и его удельная теплоемкость при
постоянном давлении;
t и q − температура и удельная влажность воздуха;
α = c
p
/L
и
.
Подставив средние значения удельной теплоты испаре-
ния воды (L
и
= 2500 кДж/кг) и удельной теплоемкости воздуха
(с
= 1,0 кДж/(кг·ºС), а также перейдя от удельной влажности q к
парциальному давлению водяного пара в воздухе е, пренебрегая
при этом поправкой на давление, получим выражение:
Е = (R – В)/[250 (1 + 0,64
∆
t/
∆
е)], (6.6)
где Е, мм/ч;
R и В, кДж/(м
2
ּч);
∆
t − разность температуры поверхности воды и воздуха, из-
меренной на высоте 2 м;
∆
е − дефицит насыщения на высоте 2 м.
Метод теплового баланса не нашел широкого применения в
гидрологической практике, связанной с расчетами испарения.
Основная причина его невостребованности заключается в отсут-
                         R = LиE + P + B,                 (6.4)
где R − радиационный баланс;
    Lи − удельная теплота испарения;
    Е − испарение;
    Р − турбулентный теплообмен между водной поверхностью
         и воздухом;
    В − теплообмен между водной поверхностью и нижележа-
         щими слоями воды.
     Уравнение (6.4) выражает закон сохранения и превращения
энергии. Согласно этому закону разность между поступающей
тепловой энергией в водоем и уходящей из него должна быть
равна изменению количества теплоты водной массы водоема за
рассматриваемый промежуток времени. Применительно к по-
верхности воды эта разность тепловой энергии равна нулю.
     С учетом соотношения, устанавливающего связь между ко-
личеством теплоты, получаемой водной поверхностью от возду-
ха при турбулентном теплообмене, и количеством теплоты, за-
трачиваемым на испарение, уравнение (6.4) преобразуется:
                  Е = (R – B)/[Lи (1 – α dt/dq)],         (6.5)
где ρ и сp − плотность воздуха и его удельная теплоемкость при
             постоянном давлении;
    t и q − температура и удельная влажность воздуха;
    α = cp /Lи.
     Подставив средние значения удельной теплоты испаре-
ния воды (Lи = 2500 кДж/кг) и удельной теплоемкости воздуха
(с = 1,0 кДж/(кг·ºС), а также перейдя от удельной влажности q к
парциальному давлению водяного пара в воздухе е, пренебрегая
при этом поправкой на давление, получим выражение:
                Е = (R – В)/[250 (1 + 0,64 ∆t/∆е)],       (6.6)
где Е, мм/ч;
    R и В, кДж/(м2ּч);
    ∆t − разность температуры поверхности воды и воздуха, из-
         меренной на высоте 2 м;
    ∆е − дефицит насыщения на высоте 2 м.
     Метод теплового баланса не нашел широкого применения в
гидрологической практике, связанной с расчетами испарения.
Основная причина его невостребованности заключается в отсут-

                             141

Страницы