авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:   || 2 | 3 | 4 | 5 |   ...   | 8 |
-- [ Страница 1 ] --

С. А. САПОЖНИКОВА

доктор географических наук

5515G

MS

-^oifPEHO I

1

1951 г.

МИКРОКЛИМАТ Пдоаередо, Ч9бЪг.

и МЕСТНЫЙ КЛИМАТ Допущено Министерством высшего образования СССР : качестве учебного пособия для гидрометеорологических институтов и университетов • С") •Г*4* Б.. Ь IИ ЬИА Р." Д-: i О.i ГИДРОМЕТЕ.-Р Я1(..'"1М-ЕСнОГО ИИСИ.ГУ • А гимиз Г И Д РОМ Е Т Е О Р О Л О Г И Ч Е С К О Е ИЗДАТЕЛЬСТВО ЛЕНИНГРАД • АННОТАЦИЯ В книге впервые с большой полнотой при водятся систематизированные современные све дения по микроклимату и местному климату.

В ней излагаются физические основы микро климата и местного климата и характеризуются основные особенности микроклимата поля, леса, долин и склонов, климата городов и т. д., при чем особое внимание уделяется вопросам, свя занным с сельскохозяйственной практикой. Зна чительное место уделяется изложению методов исследований и обработки наблюдений по мик роклимату и местному климату.

Книга является учебным пособием для гидро метеорологических институтов и географических факультетов университетов, а также может слу жить ценным пособием для агрономов, лесово дов и других специалистов, соприкасающихся в своей работе с вопросами микроклимата и местного климата.

ОГЛАВЛЕНИЕ Стр.

Предисловие....... Введение. Основные понятия. Краткий исторический очерк РАЗДЕЛ I Ф и з и ч е с к и е о с н о в ы микроклимата и м е с т н о г о климата Глава 1. Тепловой баланс деятельной поверхности.• Радиационный баланс.... Глава 2. Теплообмен в почве Глава 3. Теплообмен почва—воздух. Турбулентный обмен. Расход тепла на испарение Глава 4- Сравнительная характеристика компонентов теплового баланса в суточном ходе их. Местная адвекция как фактор, определяющий особенности микроклимата РАЗДЕЛ II О с н о в н ы е о с о б е н н о с т и вертикальной стратификации температуры в о з д у х а и ветра в приземном с л о е Глава 5. Изменение температуры с высотою в приземном слое воз духа. Микроколебания температуры Глава 6. Изменение скорости ветра с высотою в приземном слое воздуха РАЗДЕЛ III Микроклимат почвы и прилегающих слоев воздуха Глава 7. Температура оголенной почвы (черного пара) в теплое время года Глава 8. Микроклимат пшеничного поля в период развитого травостоя Глава 9. Сравнительная характеристика некоторых особенностей микроклимата отдельных сельскохозяйственных культур.. Глава 10. Микроклимат склонов Глава 11. Снежный покров и его микроклимат РАЗДЕЛ IV Местный климат Глава 12. Влияние особенностей местоположения на ветер Глава 13. Влияние особенностей местоположения на термический режим и влажность воздуха Глава 14. Влияние местных условий на нижнюю облачность и осадки Глава 15. Климат леса Глава 16. Климат города РАЗДЕЛ V Борьба с вредными явлениями климата и погоды в приземном слое воздуха и в почве Глава 17. Тепловая мелиорация. Защищенный грунт Глава 18. Борьба с заморозками Глава 19. Влияние лесных полос на климат прилегающих полей... РАЗДЕЛ VI Методы исследования местного климата и микроклимата Стр.

Г л а в а 20. Постановка исследований. Г л а в а 21. Точность и репрезентативность наблюдений Г л а в а 22. Методы микроклиматических наблюдений. Приборы.... Г л а в а 23. Организация и проведение микроклиматических наблюде ний, в том числе среди травянистой растительности... Г л а в а 24. Методы изучения местного климата. Анемометрическая и термометрическая съемка Анемометрическая съемка. Термометрическая съемка для определения морозоопасности территории Г л а в а 25. Характеристика физико-географических факторов. Фито индйкаторы Г л а в а 26. Принципы климатологической обработки наблюдений по микроклимату и местному климату. Использование ультра коротких рядов наблюдений и построение карт крупного масштаба Приложение 1. Методические указания по анемометрической съемке. Приложение 2. Схема описания местоположения пункта наблюдений. Приложение 3. Высота солнца на 15-е число каждого месяца ПРЕДИСЛОВИЕ Плановое социалистическое хозяйство наиболее полно использует все природные богатства страны и стимулирует развитие всех отраслей совет ской науки. Широкое использование климатических ресурсов страны и проведение в невиданных в истории человечества масштабах мероприя тий по преобразованию природы нашей страны способствовало выде лению в самостоятельную дисциплину отрасли климатологии, занимаю щейся микроклиматом и местным климатом.

Книга „Микроклимат и местный климат" предназначается в качестве учебного пособия для географических факультетов университетов и гидрометеорологических институтов. Кроме того, она может быть полезна агрономам, лесоводам и другим специалистам, соприкасающимся в своей работе с микроклиматом и местным климатом.

Сельскохозяйственный уклон был выбран, как практически наиболее важный и как наиболее близкий автору, имеющему 20-летний опыт работы в указанной области.

Вследствие ограниченности объема настоящего пособия некоторые вопросы, относящиеся к местному климату, но достаточно полно изложен ные в общих курсах метеорологии и климатологии (например, бризы), детально не разбираются.

Книга базируется почти исключительно на отечественных, преимуще ственно советских, исследованиях, которые по практической направленно сти и теоретическому анализу превосходят аналогичные зарубежные работы.

Являясь первым советским учебным пособием по микроклимату и местному климату, теоретические основы которых в настоящее время только разрабатываются, книга включает ряд дискуссионных вопросов и положений и неизбежно страдает рядом недостатков, которые могут быть устранены в будущем на основе опыта проработки ее в вузах и использования в практике исследовательских работ.

ВВЕДЕНИЕ Основные понятия. Краткий исторический очерк П о мере развития климатологии понятие о климате д и ф е р е н ц и р у е т с я, и в настоящее время наряду с макроклиматом выделяют местный климат и микроклимат.

Диференциация науки, выделение отдельных е е отраслей, связана с расширением наших знаний и с п о с о б с т в у е т б о л е е у г л у б л е н н о м у изу чению выделенных явлений. Для эффективности п о д о б н о й диференциации н е о б х о д и м о, чтобы группа рассматриваемых явлений отличалась о с о б ы м и качествами или свойствами, требующими специальных м е т о д о в иссле дования. В числе таких свойств могут быть и масштабы явлений или объектов. Именно по этому принципу, как известно, была выделена микробиология, у с п е ш н о развивающаяся в последние десятилетия.

Причина, побудившая выделить микроклимат и местный климат в объекты самостоятельных исследований, кроме специфических осо бенностей их, обусловленных существенно иными масштабами, отлич ными от макроклимата, заключается в том, что, во-первых, именно в з о н е микроклимата и местного климата протекает значительная часть деятельности человека и, во-вторых, они наиболее д о с т у п н ы для измене ния в н у ж н о м направлении.

Различие в масштабах явлений определяется как масштабами клима тообразующих факторов, так и близостью изучаемых слоев воздуха к деятельной поверхности — источнику тепла и влаги, над которой основной с п о с о б передачи всех свойств воздуха (тепла, влажности, запыленности и д р, ) — турбулентный о б м е н — в сотни и тысячи раз меньше, чем в с в о б о д н о й атмосфере.

Масштабы явлений и были положены в основу выделения микро климата и местного климата.

Под макроклиматом мы понимаем климатические явления, о п р е д е ляемые факторами крупного масштаба: общециркуляционными про цессами, географической широтой местности, удаленностью от океанов и морей, макрорельефом.

В чистом виде макроклиматические явления м о ж н о наблюдать лишь вне сферы возмущения, вызываемого местными особенностями деятель 6 • н о г о слоя, т. е. на высоте нескольких десятков и д а ж е сотен метров..

Н о о макроклимате мы судим и по наблюдениям на высоте 2 м, сни мая, если можно так выразиться, влияние местных условий путем рас положения всех станций в однородных условиях — на открытом ровном месте.

Макроклиматические изменения п о горизонтали, например, темпера туры (широтные и -долготные градиенты) измеряются десятыми долями градуса на 1 0 0 км, а вертикальные градиенты — десятыми долями гра д у с а на 1 0 0 м.

Местный климат определяется климатообразующими факторами б о л е е мелкого масштаба: мезорельефом, растительными массивами и пр.

Мы различаем местный климат леса, поляны, долины, города и т. п.

О с о б е н н о с т и местного климата проявляются в слое воздуха, измеряемом десятками и д а ж е сотнями метров, но с высотой они ослабевают. Н а б л ю дения на высоте, измеряемой метрами и десятками метров, в различных условиях местного климата дают вертикальные и горизонтальные гра диенты температуры, влажности, скорости ветра, во много р а з превы ш а ю щ и е с о о т в е т с т в у ю щ и е макроклиматические градиенты. Так, в зави симости от местных о с о б е н н о с т е й климата минимальная температура, например, м о ж е т меняться на градусы на расстоянии нескольких десятков метров, вертикальные же градиенту температуры в этом слое имеют р е з к о выраженный суточный х о д. Дневные сверхадиабатические градиенты сменяются ночной инверсией, причем при пересчете на 1 0 0 м мы полу чаем у ж е не десятые д о л и, а целые и д а ж е десятки градусов.

Микроклимат объединяет явления, происходящие в слое воздуха, измеряемом 1,5—2,0 м над поверхностью почвы, в непосредственной зависимости от узкоместных свойств деятельного слоя: микрорельефа, характера растительности и т. п. Отличительной особенностью призем ного слоя в о з д у х а являются исключительно большие вертикальные гра диенты. температуры, ветра и влажности. Если пересчитать градиенты температуры воздуха на 100 м, то они будут выражаться сотнями и д а ж е тысячами градусов. Эти явления не выходят обычно за пределы у к а з а н н о г о слоя в о з д у х а, но они имеют очень большое практическое значение, так как именно в этом с л о е протекает ббльшая часть деятель н о с т и человека, здесь п р о и з р а с т а ю т растения, и именно э т о т слой наи более доступен активному воздействию человека. Меняя о с о б е н н о с т и подстилающей поверхности, например разравнивая травостой или уплот няя почву, мы меняем и микроклимат.

Приведенные характеристики понятий микроклимата и местного климата не п р е т е н д у ю т быть законченными определениями. Д а т ь точные формулировки в настоящее время т р у д н о, учитывая, что д а ж е общее о п р е д е л е н и е климата е щ е окончательно не о т р а б о т а н о.

ц и ^ и м и п ълумое, и на асфаль тированной дороге, и на обширных колхозных полях, простирающихся на сотни гектаров, и над водной поверхностью морей и океанов. Бла годаря близости к деятельной поверхности микроклимат отличается большой изменчивостью по горизонтали в тех случаях, когда деятель ная поверхность не однородна. Кочка, канава, узкая межа в поле имеют свой микроклимат. В ряде случаев нам приходится иметь дело с комплексами микроклиматов, так, например, на картофельном поле до смыкания его ботвы микроклимат на открытых участках и на участ ках, затененных листьями картофеля, будет различным. В комплексе они дают микроклимат картофельного поля.

Масштабы микроклиматических явлений настолько отличаются от масштабов общеметеорологических явлений, характеризуемых сетью метеорологических станций, расположенных на расстоянии десятков километров друг от друга, что для изучения их необходимо было раз работать специальные аппаратуру и методы исследований.

Местный климат по масштабу занимает промежуточное положение, и у нас в СССР д о самого последнего времени его объединяли с микро климатом. Но большая стабильность.местного климата по сравнению с микроклиматом, благодаря чему с ним необходимо считаться при комплексном учете физико-географических особенностей территории — ее детальном районировании (например, при планировке города, курорта, территории совхозов, дорог, аэродромов и др.), побудила выделить его в самостоятельный объект исследования, тем более что для изучения местного климата возможно применять общеметеорологическую аппара туру, вплоть д о аэрологической, но необходим лишь другой метод ее использования. Для изучения местного климата станции необходимо рас полагать не равномерно, как это принято при изучении макроклимата и погоды, а в зависимости от физико-географических условий, влия ние которых на местный климат изучается, причем параллельно с харак теристикой особенностей местного климата учитываются и факторы, их обусловливающие (рельеф, растительность и др.).

На рис. 1 дана схема изменения одного из элементов климата сред ней максимальной температуры июля по меридиану от 56 д о 60° с. ш.

На этом протяжении средняя максимальная температура июля в макро масштабе (по данным климатических справочников и атласов) меняется на величину порядка 3° (жирная сплошная линия), причем изменение происходит равномерно. Но такая картина получится по непосред ственным данным только в том случае, если все метеорологические станции по указанному профилю будут находиться на открытых ровных участках с так называемым естественным покровом (так по возможности и располагаются станции метеорологической сети).

8 Если ж е мы расположим пункты наблюдений и в парке, и на лугу, и над озером, и в городе и данные всех этих пунктов используем для характеристики изменения температуры по указанному профилю, то картина значительно осложнится. Схема изменения температуры в этом случае представлена на рис. 1 пунктирной линией.

В городах максимальная температура будет выше, в лесу и над о з е р о м ниже, чем на открытом месте, и т. д.

Еще'сложнее изменение температуры по этому профилю на высоте 5 см (представлено тонкой сплошной линией, рис. 1). На ней скажется Рис. 1. Схема соотношения явлений макроклимата, местного климата и мик роклимата.

Средняя и ю л ь с к а я м а к с и м а л ь н а я т е м п е р а т у р а : 1 — м а к р о к л и м а т и ч е с к о е изменение т е м п е р а т у р ы воздуха (в зависимости от широты места, по наблюдениям на открытом ровном месте на высоте 2 м)\ 2 — местные изменения т е м п е р а т у р ы на высоте 2 м\ 3 — микроклиматические изменения температуры на высоте S см.

не только влияние парка, города, водоема, но и отдельных неровностей почвы, камешков, разной густоты травы.

Для того чтобы познать законы этих явлений и управлять ими, надо научиться их выделять, наблюдать соответственно их масштабам, нахо дить факторы, их определяющие.

Следует подчеркнуть, что особая производственная перспективность изучения микроклимата и местного климата определяется полной реаль ностью изменения их в нужном для нас направлении, блестяще под твержденной постановлением партии и правительства, принятым по инициа тиве товарища Сталина от 2 0 октября 1 9 4 8 г. „ О плане полезащитных лесонасаждений, внедрения травопольных севооборотов, строительства прудов и водоемов для обеспечения высоких и устойчивых урожаев в степ ных и лесостепных районах европейской части СССР". Совокупность мериприятии, предусмотренных этим нланим, направлена в аначительнии своей части именно на изменение местного климата и микроклимата.

Особенности климата вблизи земной поверхности и влияние на них рельефа, растительности, водоемов давно привлекали внимание ученых и практиков, но начало систематических исследований п р и з е м н о г о слоя в о з д у х а следует отнести ко второй половине XIX столетия.

В 1 8 7 2 г. в Пулкове на сигнальной мачте Главной физической о б с е р ваторией были организованы первые систематические наблюдения над температурой приземного слоя воздуха на разных высотах. Результаты этих наблюдений позволили замечательному русскому климатологу А. И. В о е й к о в у сделать основные выводы о б особенностях стратифика ции температуры вблизи земной поверхности, опубликованные им в 1 8 8 4 г. в „Климатах земного шара и в о с о б е н н о с т и Р о с с и и ". В этой ж е монографии А. И. Воейков излагает и свой закон о влиянии формы рельефа на с у т о ч н у ю амплитуду температуры и выделяет специальную главу, посвященную влиянию растительности на климат. В своих выво дах о б о с о б е н н о с т я х влияния местных условий А, И. Воейков преиму щественное внимание обращает на физическое обоснование явлений, полагая в о с н о в у климатических вариаций тепловой баланс деятельной поверхности (радиационный режим, расход тепла на испарение и др.).

А. И. Воейков писал: „ О д н а из важнейших задач физических наук в настоящее время — ведение п р и х о д о - р а с х о д н о й книги солнечного тепла, получаемого земным шаром, с его в о з д у ш н о й и водяной оболочкой".

Эта задача сохраняется в полной мере и в настоящее время.

А. И. Воейков усиленно рекомендовал организацию специальных станций и походных наблюдений для характеристики местных о с о б е н ностей климата.

Идеи А. И. Воейкова нашли свое отражение и развитие в р а б о т а х экспедиции В. В. Д о к у ч а е в а (см. стр. 174).

В томе т р у д о в экспедиции, посвященном метеорологическим наблю дениям 1 8 9 2 — 1 8 9 4 гг., В. В. Докучаев вместо предисловия писал:

„Огромная часть наших наиболее крупных станций, по самому положе нию их, изучают климат собственно Петербурга, а не о к р у ж а ю щ и х его болот и пустырей, климат Харькова, Саратова, а не соседних с ними о т к р ы т ы х степей, климат Н и ж н е г о Н о в г о р о д а, Костромы, а не Ветлужской и Унжанской лесной т а й г и... ". Подчеркивая различие климатов, г о р о д а, леса, степи, плато и долины, В. В. Докучаев указы вает на т о, что н е о б х о д и м о с т ь изучения их диктуется запросами прак тики.

Работы В. В. Докучаева и е г о учеников легли в о с н о в у крупнейших в мире мероприятий по п е р е д е л к е природы, предусмотренной Сталин ским планом по б о р ь б е с з а с у х о й и суховеями. Попутно с разрешением основной задачи — испытания и учета „различных способов и приемов лесного и водного хозяйства в степях России", экспедиция дала харак теристику влияния лесных насаждений разного рода на местный климат и микроклимат.

Участник докучаевской экспедиции Г. Н. Высоцкий еще в 1894 г.

охарактеризовал основные закономерности распределения минимальных температур в зависимости от степени защищенности местоположения растительностью, а также особенности подстилающей поверхности.

В 1909 г. им же был вновь поднят вопрос „о местных сетях для изучения специальных местных климатических вариаций в зависимости от рельефа земной поверхности и от характера растительного покрова".

В эти же годы Г. А. Любославский в Лесном (Ленинград) изучал теплооборот в почве и влияние на него растительного покрова.

Многочисленные исследования в области лесной метеорологии про изводились П. В. Отоцким, Адамовым, Тольским и др. в опытных лесничествах.

В 1915 г. была опубликована ценная работа П. И. Колоскова „Рельеф как фактор климата" по материалам метеорологического бюро Амурского района, организованного переселенческим- управлением.

Во время первой мировой войны и в последующие годы работы по этому разделу климатологии шли в основном по линии накопления эмпирического материала. Из работ этого периода следует отметить исследования В. Н. Оболенского и А. Ф. Рудовица в Петрограде, Г. Т. Селянинова на Сочинской опытной станции и А. А. Скворцова в Средней Азии, причем работы последнего направлены на вскрытие физической сущности микроклиматических явлений.

Начиная с тридцатых годов бурное развитие социалистического строительства в нашей стране стимулировало рост советских исследова ний по микроклимату и местному климату применительно к запросам сельскохозяйственного производства, курортного строительства, транс порта, для оборонных целей и др. Из работ этого периода особого вни мания заслуживают: исследования, связанные с детальным агроклимати ческим районированием субтропической зоны СССР, проведенные Агро гидрометеорологическим институтом под руководством Г. Т. Селянинова, работы Л. А. Голубевой и др. по фитоклимату полевых сельскохозяйствен ных культур, связанные с орошением, продвижением в Заполярье и другими практическими задачами. Интересные работы по микроклимату и местному климату проводились кафедрой климатологии географического факуль тета Ленинградского государственного университета под руководством А. В. Вознесенского и А. А. Каминского, а позднее их учениками. Большие исследования по эффективности лесных полос были проведены Я. Д. Пан филовым, В. А. Бодровым, Ю. А. Бялловичем и др. В области курортного строительства наибольшего внимания заслуживают работы Н. А. Коросте лева. Исследование местного климата в субтропической зоне по своей физической обоснованности и производственной эффективности превос ходит аналогичные работы зарубежных климатологов. Большую роль в изучении физических основ микроклимата, в частности теплового баланса, сыграли работы В. А. Михельсона и С. И. Савинова.

После Великой Отечественной войны в СССР начинается новый подъем в области изучения микроклимата и местного климата примени тельно к запросам различных отраслей народного хозяйства, при этом все больше внимания уделяется физической стороне явлений, и идеи, высказанные более 5 0 лет назад А. И. Воейковым, находят свое дальнейшее развитие благодаря успехам советских теоретиков-метео рологов, лучшему техническому оснащению, а главное — благодаря колос сальному росту практических запросов, связанному не только с плановым освоением, но и с переделкой природы, в том числе и климата при земного слоя воздуха. Здесь особо следует отметить работы Главной геофизической обсерватории имени А. И. Воейкова (Д. Л. Лайхтман, М. И. Будыко и др.).

История развития микроклиматологии и местной климатологии является наглядной иллюстрацией роли практики и производства и особенно советского планового производства в развитии науки.

Раздел I ФИЗИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ МИКРОКЛИМАТА И МЕСТНОГО КЛИМАТА Глава I ТЕПЛОВОЙ БАЛАНС ДЕЯТЕЛЬНОЙ ПОВЕРХНОСТИ Поверхность почвы и растительности, а также любого д р у г о г о тела,, которая поглощает и отдает тепло путем радиации и тем самым регу лирует термический режим прилегающих слоев воздуха и почвы, назы вается деятельной поверхностью.

Разность между собственным излучением почвы и растительности,, с одной стороны, и встречным излучением атмосферы, с другой, — эффективное излучение — почти всегда имеет отрицательный знак. Послед нее означает, что в результате эффективного излучения деятельная поверх ность теряет тепло. В дневные часы солнечная радиация обычно превы шает эффективное излучение. Получающийся при этом избыток тепла на поверхности почвы и растительности идет на непосредственное нагрева ние растений, почвы, прилегающих слоев воздуха, а также на биологи ческие процессы (фотосинтез) и испарение — транспирацию.

В отсутствие солнечной радиации, как прямой, так и рассеянной,, или при незначительном ее напряжении, например в зимние дни, о с о бенно над снежным покровом, отражающим б о л ь ш у ю часть солнечного тепла, радиационный р а с х о д тепла превышает приход, и в результате деятельная поверхность теряет тепло, которое компенсируется отдачей тепла из воздуха и почвы.

Велика роль деятельной поверхности не только в отношении тепло оборота, но и во влагообороте. С деятельной поверхности происходит испарение влаги, на ней же осаждается влага, как непосредственно конденсирующаяся в виде росы, инея и др., так и выпадающая из.

атмосферы (дождь, снег).

В этой и последующих главах, посвященных физическим основам микро климата и местного климата, рассматривается тепловой баланс деятельной поверхности лишь с точки зрения влияния его на формирование микроклимата-, и местного климата. В связи с этим некоторые стороны баланса охарактери зованы более полно, другие же, не имеющие непосредственного значения для указанных явлений, совсем опущены. Нижеприводимые приближенные формулы тепловых потоков предназначаются в основном не для расчетов, а для характе ристики зависимости вертикальных градиентов температуры и влажности воздуха и температуры почвы от потоков тепла и влаги, турбулентного обмена и др.

13 Тепло- и влагооборот деятельной поверхности является основным фактором, определяющим климатические особенности приземного слоя воздуха и верхних слоев почвы, так как вертикальные градиенты темпе ратуры и влажности в этих слоях прямо пропорциональны притоку тепла и парообразной влаги от деятельной поверхности в воздух или обратно — из воздуха к деятельной поверхности. В тех редких случаях, когда тепло- и влагооборот деятельной поверхности равен нулю, т. е.

когда нет ни прихода, ни расхода тепла и влаги, температура и влаж ность однородны во всем слое, начиная от почвы д о 2 л и выше (адиабатическими градиентами в приземном слое мы пренебрегаем). Чем больше приток тепла и влаги, тем при прочих равных условиях больше различия не только по вертикали, но и по горизонтали, так как посту пление тепла и влаги в атмосферу зависит от деятельной поверхности и существенно меняется при изменении последней.

Приходо-расход радиационного тепла — радиационный баланс (/?), тепло, поступающее от деятельной поверхности непосредственно в воз дух или, наоборот, идущее из воздуха (Q), теплообмен в почве (Г) и тепло, расходуемое на испарение (транспирацию) или выделяемое при конденсации (Е), в совокупности составляют, тепловой баланс деятель ной поверхности.

Под тепловым балансом деятельной поверхности мы понимаем баланс потоков тепла, проходящих через эту поверхность.

Игходя из закона сохранения энергии, мы приходим к выводу, что тепловой баланс деятельной поверхности в каждый данный момент должен равняться нулю или что + r + Q + = o. (1) Строго говоря, к числу компонентов теплового баланса следует отнести прихрдо-расход тепла, связанный с биологическими процессами:

фотосинтезом, дыханием и др. Но количество тепла, поглощаемое или выделяемое в результате биологических процессов, как правило, очень невелико — редко достигает нескольких процентов от радиационного баланса, и поэтому в наших грубых расчетах мы им пренебрегаем.

Значительные же расходы тепла на транспирацию включены в общие расходы тепла на испарение.

Распределение радиационного тепла между остальными компонентами определяется соотношением теплопроводности, с одной стороны, дея тельного слоя (почвы, воды, растительности), а с другой — воздуха и условиями, определяющими испарение влаги, —• наличием воды в жидком или твердом виде и, если можно так выразиться, паропроводностью воздуха.

Передача тепла, водяного пара, пыли и других примесей в воздухе, так же как и количества движения ветрового потока, осуществляется, как известно, путем турбулентного перемешивания, которое играет ведущую роль в формировании микроклимата и местного климата и отли чается большой изменчивостью как во времени, так и в простран стве, особенно по вертикали. Резкое увеличение градиентов темпера туры и влажности воздуха по мере приближения к деятельной поверхности определяется главным образом убыванием в том же напра I влении турбулентного обмена, который у самой деятельной поверхности ничтожно мал.

Тепловой баланс деятельной поверхности объединяет в единый комплекс не только процессы нагревания и охлаждения воздуха и почвы, но и две важные Статьи влагооборота: испарение и конденсацию. Физи ческое обоснование тех или иных особенностей микроклимата и местного климата в большинстве случаев сводится к вскрытию особенностей теплового и водного баланса деятельной поверхности, к выявлению роли отдельных его компонентов.

Вот почему изучение местного климата и микроклимата мы начинаем с теплового баланса деятельной поверхности, при рассмотрении кото рого мы будем учитывать не только влияние местных особенностей, но и роль общеметеорологических условий, с тем, чтобы вскрыть причины сходства или, наоборот, различия микроклиматов и местных климатов в разных климатических з о н а х, а также объяснить изменчивость их в зависимости от о б щ и х погодных условий.

Радиационный баланс Радиационный баланс составляется коротковолновой и длинноволно вой радиацией. Коротковолновая, собственно солнечная, радиация падает на деятельную поверхность в виде прямой и рассеянной радиации и частично от нее отражается.

Если прямую радиацию обозначить через 5, рассеянную — через S, а отражательную способность деятельной поверхности в отношении коротковолновой радиации (альбедо) — через а, то коротковолновая часть радиационного баланса может быть представлена следующим образом:

(5-fs)(l-«).

В длинноволновую часть радиационного баланса входит излучение деятельной поверхности г т и встречное излучение атмосферы г А. Раз ность между, этими двумя потоками обычно называют эффективным излучением г.

Общий радиационный баланс имеет следующий вид:

/? = ( 5 + s ) ( l - a ) + r. (2) В ночные часы, когда нет ни прямой, ни рассеянной солнечной радиации, радиационный баланс состоит из одной длинноволновой радиации:

R= n (3) причем, как указывалось, г имеет отрицательное значение.

С о л н е ч н а я р а д и а ц и я. Солнечная радиация является ведущим компонентом радиационного баланса в дневные часы. Изменение днев н о г о напряжения радиационного баланса как в пространстве, так и во времени определяется в значительной степени изменением прямой солнеч ной радиации. Учитывая, что данные по ССо ОО о оою см дневному радиационному балансу немного о" о" о численны (благодаря трудности определе ния эффективного излучения в дневные —о ю о о'о часы), мы используем более обширный материал по прямой солнечной радиации ОООСО см ^ со и ее поглощению для сравнительной харак о о* о" теристики дневного радиационного режима ф со о -Ф « со и его изменения в суточном и годовом о" о" о" х о д е в зависимости от астрономических см со со факторов, общеметеорологических условий С — см ОI ООО и радиационных свойств деятельной поверх о со ности.

см см ооо Общеизвестно, что явления микрокли о см ю мата и местного климата непосредственно О) м см о" о" о связаны с Хорошей, т. е. солнечной пого д о й. В пасмурные дни микроклиматиче t^ -Ф ю оз см см ские различия сглаживаются. Это и дает ооо" нам основание считать, что именно прямая о юю О см см радиация является ведущей в формирова —"о о « :г нии микроклимата и местного климата.

П р е ж д е всего покажем, что напряже ние рассеянной радиации действительно «гаю в преобладающем большинстве случаев С см см П о" о" о" значительно меньше напряжения прямой оо о со радиации.

t-- см см В табл. 1 сопоставлено напряжение прямой солнечной радиации в среднем за фС СОО С — см ОI ясные часы и рассеянной радиации вне о" о" о" зависимости от облачности по многолет со со оо •Ч" — см ним наблюдениям в июле в окрестностях о' о" о" Ленинграда. Напряжение рассеянной ра О О со С «С ОО диации в дневные часы составляет лишь — 1 / 8 от напряжения прямой. Относи С С- -Ф О тельное увеличение рассеянной радиации ОФ о"оо" в часы, близкие к восходу и заходу ССо ОО солнца, практического значения не имеет, оою о'о о так как в это время как одна, так и дру гая радиация малы и перекрываются эф оо фективным и з л у ч е н и е м. о"о".

Рассеянная радиация не только незна чительна по напряжению, она мало варь « В данном случае роль рассеянной ра К я диации рассматривается только с точки зре га К ния формирования микроклимата и местного =1 to климата. При расчетах суммарной величины теплооборота, особенно в районах с преобла дающей пасмурной погодой, роль рассеянной радиации очень существенна и пренебрегать.2-«52. ею нельзя.

с- О. й" и р у е т в з а в и с и м о с т и о т местных у с л о в и й, в частности почти не з а в и с и т о т угла наклона д е я т е л ь н о й п о в е р х н о с т и. Так как источником рассеянной радиации является весь небесный с в о д, т о в о т н о ш е н и и ее нет т о й пестроты затенения, к о т о р а я н а б л ю д а е т с я для прямой р а д и а ц и и.

В р е з у л ь т а т е при наличии т о л ь к о р а с с е я н н о й р а д и а ц и и тепловые п о т о к и в п о ч в у и в о з д у х меньше и значительно б о л е е о д н о р о д н ы в п р о странстве.

Прямая ж е р а д и а ц и я вызывает не т о л ь к о р е з к о е у в е л и ч е н и е п р и х о д а тепла, но и д и ф е р е н ц и а ц и ю е г о за счет р а з н о г о угла падения солнечных л у ч е й, а т а к ж е затенения и тем самым с п о с о б с т в у е т д и ф е р е н ц и а ц и и микроклиматических о с о б е н н о с т е й как по вертикали, так и в г о р и з о н тальной п л о с к о с т и.

В связи с этим о ц е н к а п р и х о д а именно прямой солнечной р а д и а ц и и с о в е р ш е н н о н е о б х о д и м а при изучении и ф и з и ч е с к о м о б о с н о в а н и и тех или иных о с о б е н н о с т е й микроклимата.

П о л у д е н н ы е напряжения с о л н е ч н о й радиации на п о в е р х н о с т ь, п е р п е н д и к у л я р н у ю к лучам, сравнительно мало меняются в п р о с т р а н с т в е и в течение года, так как у в е л и ч е н и е высоты солнца, а вместе с ним у м е н ь ш е н и е длины п у т и, п р о х о д и м о г о солнечным лучом в а т м о с ф е р е, наблюдаемые при п е р е х о д е от зимы к л е т у и о т высоких ш и р о т к н и з ким, к о м п е н с и р у ю т с я параллельным у м е н ь ш е н и е м п р о з р а ч н о с т и атмо с ф е р ы за счет р о с т а а б с о л ю т н о й влажности.

Таблица -о о Годовой ход полуденных напряжений прямой солнечной радиации на перпендикулярную поверхность (в кал/см мин) г Пункт XI 1 И VI VII XII III IV V VIII IX X Р наблюдений Вухта Тихая 80° 1,11 1,20 1,25 1,27 1,16 0, 0, Полярное. 69 0,55 0,97 1,25 1,30 1,22 1,СЗ 1,10 1,16 0,90 0, — — Ленинград 1,22 0,98 0, (Павловск) 0,92 1,06 1,22 1,26 1, 60 1,24 1,21 1,20 1, 0, Москва.. 0,92 1,22 1,18 1,17 1, 56 1,06 1,18 1,23 1,22 0, 1, 1,29 1,32 1,27 1,29 1, 43 1,27 1,24 1,28 1, Алма-Ата. 1,25 1,27 1, 1,24 1, 41 1,33 1,27 1, Ташкент. 1,33 1,31 1,29 1,28 1,28 1, 1, И з т а б л. 2 видно, что в ясный летний д е н ь к о л и ч е с т в о тепла, п о л у ч а е м о е д е я т е л ь н о й п о в е р х н о с т ь ю, п е р п е н д и к у л я р н о й к солнечным лучам, практически о д н о г о и т о г о ж е п о р я д к а, начиная о т 4 0 до 8 0 ° с. ш.

Иначе говоря, на всей т е р р и т о р и и С о в е т с к о г о С о ю з а, о т мыса М о л о т о в а на С е в е р н о й З е м л е д о ю ж н ы х границ Т а д ж и к и с т а н а, м о ж н о п о д о б р а т ь такие склоны, на к о т о р ы х п о л у д е н н ы й п р и х о д прямой с о л н е ч н о й р а д и а ции в летний ясный день б у д е т о д и н а к о в. Г о д о в о й х о д напряжения на п е р п е н д и к у л я р н у ю п о в е р х н о с т ь т а к ж е невелик, если не считать р а й о н о в с длительной полярной ночью.

Н а п р я ж е н и е солнечной р а д и а ц и и на г о р и з о н т а л ь н у ю п о в е р х н о с т ь д а ж е в л е т н е е время з а м е т н о меняется. З и м о й ж е р а з л и ч и е по ш и р о т е в ы р а ж е н о Г^РНЬ пезкд-^^аадв.-ЯУ ""ькьоио | "•к С. 7 \. Сапожнико.ва Сапожшщова r-\ I I/ й 1аолица а Годовой ход полуденных напряжений прямой солнечной радиации на горизонтальную поверхность (в кал!слР мин) Пункт IV VI VII 1 VIII I II III V IX X XI XII наблюдений i 0,09 0,48 0, Бухта Тихая 0,68 0, 0,40 0, 0,40 0, Полярное 0,11 0,78 0, 0,60 0,85 0, 0,84 0, — — Ленинград 0,07 0,24 0,43 0,96 0, (Павловск) 1,00 0, 0,69 0,91 1,05 0,57 0, 0,54 0,72 1,08 0, Алма-Ата. 0,93 0,79 0,59 0, 1,06 1,17 1,19 1, В летние месяцы напряжение прямой солнечной радиации на г о р и з о н тальную поверхность в Ленинграде лишь на 2О°/ 0 меньше, чем в Алма-Ата.

Следовательно, при прочих равных условиях в ясный полдень тепловой п о т о к в воздух, а следовательно, и микроклиматические о с о б е н н о с т и — конкретно вертикальный градиент т е м п е р а т у р ы — в Ленинграде д о л ж н ы быть не намного меньше, чем в Средней Азии. Н о все д е л о в том, что в Ленинграде число дней с солнцем значительно меньше, чем в Сред ней А з и и. И з рис. 2 видно, что в пустынях Средней А з и и непасмурные дни (ясные и малооблачные) составляют б о л е е 9 5 ° / 0, в Ленинграде их 5 О у 0, а на с е в е р е Кольского полуострова (с. Полярное) — всего 2 5 ° / 0.

О т с ю д а м о ж н о сделать заключение, что хотя и на севере в отдель ные дни напряжение солнечной радиации может способствовать форми рованию х о р о ш о выраженного микроклимата, но там такие дни являются исключением, в т о время как на юге они преобладают.

Т е х н и ч е с к и е т р у д н о с т и непосредственных наблюдений над элементами радиационного баланса, в том числе и над прямой радиацией, заста вляют нас прибегать к косвенным характеристикам, используя связь радиации с б о л е е доступными для наблюдений метеорологическими и астрономическими элементами.

Прямую солнечную радиацию при приближенных п о д с ч е т а х м о ж н о рассматривать как функцию только д в у х переменных: высоты солнца и облачности. Высота солнца может быть всегда определена по географи ческой широте места, времени года и с у т о к (см. приложение 3 ).

Связь между напряжением прямой солнечной радиации на горизон тальную поверхность 5 с высотою солнца A Q (при / i q 1 0 ° ) для умеренных широт близка к прямолинейной, о чем свидетель ствует рис. 3, на котором приведены данные по Павловску, Уэллену и Потсдаму.

Если выразить S и Hq в процентах от максимального значения (в практическом применении — от п о л у д е н н о г о значения их), т о связь м е ж д у S и /г© может быть представлена с л е д у ю щ и м о б р а з о м :

S — 1,1/г© — 10. (4) Этой формулой можно пользоваться, начиная с высоты солнца п о рядка 10°, для приближенной характеристики суточного х о д а напряже ния солнечной радиации.

покрытие солнца оолаками м о ж н о фиксировать визуальным: путем (значок 0 у балловой оценки облачности) или по гелиографу.. О б щ е принятая группировка наблюдений в приземном слое воздуха по меся цам или временам года,, по часам суток и по облачности (ясные, облач ные и пасмурные дни) представляет с о б о ю, п о существу, распределение данных по интенсивности солнечной радиации.

Так как на приход прямой солнечной радиации оказывают влияние не сами облака, а покрытие ими солнца, т о правильнее разделение по»

h Рис. 3. Зависимость напряжения прямой солнечной радиации 5 на горизонтальную поверхность от высоты солнца по наблюдениям, в Уэллене (1)г Потсдама (2), и Павловске (5).

облачности заменить делением на группы г 'с соя-наем,, с переменны»

солнцем и без солнца.

Учет прихода прямой солнечной радиа-цин представляет для нас боль шой интерес и- потому, ч т о она может существекно' меняться, под влия нием- геометрических особенностей подстилающей- поверхности, что»

в конечном счете приводит к большой пестроте радиационного баланса.

Разные стороны комочка почвы, стебля,, ствола-, дерева,.гребня и б о р о з д и вспаханного поля-, склоны холма и долины получают разное количество прямой солнечной радиации в зависимости- от ориентировки и крутизнь»

стороны- или склона. Эти различия непосредственно* связаны с высотой»

и азимутом, солнца (т.. е.. с шпротой, места, временем года и с у т о к ) ш могут быть вычислены с помощью несложных тригонометрических формул.

А. Ф. Захарова рассчитала приход прямой солнечной радиации на зожные и северные склоны, крутизною 10, 20, 30 и 40°, для широт 42, ёО, 60 и 70°. Анализируя свои данные, А. Ф. Захарова пришла к сле дующим выводам.

В зимнее полугодие., между днтми осеннего и весеннего равноден ствия, суточный ход напряжения прямой солнечной радиации на склоны разной экспозиции пр !вильный и однотипный на всех широтах в пре делах СССР. На южных склонах напряжение во все часы возрастает с крутизною склона, а на северных — убывает. Причем максимальное раз личие наблюдается в околополуденные часы.

В летнее полугодие, особенно в период, близкий ко дню летнего солнцестояния (22/VI), суточный ход напряжения солнечной радиации значительно сложнее Последнее объясняется большей высотою солнца & увеличением в связи с этим вертикальной состав!яющей солнечного луча, проекция которой на нормаль к склону зависит только от кру тизны склона и будет тем меньше, чем круче слон, вне зависимости о т его ориентировки. Кроме того, до 6 часов и после 18 часов поло жение южных и северных склонов в отношении солнца меняется по сравнению с дневным: солнце находится в северной половине не бесного свода, освещает преимущественно северные склоны и на южных склонах заходит раньше, чем на горизонтальной поверхности, и тем раньше, чем круче склон. Первое обстоятельство имеет преимуще ственное значение в низких широтах (на 50° с. ш. и южнее), второе — «а севере и особенно в Заполярье.

Летом на юг от 50° с. ш. напряжение прямой радиации на южные «склоны в пол/денные часы почти не отличается от напряжения на гори зонтальную поверхность, а в субтропиках крутые южные склоны полу чают даже меньше тепла. В утренние и вечерние часы на всех широтах, но особенно на севере, южные склоны оказываются в худших усло виях, чем северные. В Заполярье при круглосуточном дне на крутых северных склонах наблюдается два максимума напряжения радиации:

около 4 и 20 часов;

на крутых южных склонах при резко выраженном максимуме в полуденные ч к ы солнце фактически „восходит" лишь в 4 — 5 часов и „заходит" в 1 9 — 2 0 часов.

В табл. 4 (по А. Ф. Захаровой) приводятся суточные суммы тепла пря мой радиации, получаемые северными и южными склонами разной кру тизны в дни летнего и зимнего солнцестояния и весеннего и осеннего равноденствия на широте 50° и 60° (при условии ясной погоды). Для сравнения в таблицу включены данные для горизонтальной поверхности.

Наибольшие различия наблюдаются в дни весеннего и осеннего равноденствия. В эти дни северный склон, крутизной в 40°, находится и тени в течение всего дня, ножные же склоны получают тем больше тепла, чм они круче. Южный склон, крутизной в 40°, получает в сумме з а сутки на 2 0 Q. к а л ' с м 2 больше, чем северный.

Южный склон, крутизной в 15°, на широте 6 0 ° (широта Ленин града) получает в ясный летний день столько же тепла, как и гори зонтальная поверхность на широте 5 0 ° (широта Харькова). С другой стороны,, северный склон, крутизной в 1 0 °, на широте 5 0 ° получаег Т а б л и ц а 2© Суточные суммы тепла прямой радиации на северных и южных склонах.

кал/см мин тальная по Южные склоны Северные склоны верхность Горизон крутизна крутизна Дата 30 j 4»

10. 10 [ 20.

30 :50° 686 727 745 739 22/VI 441 289 443 197 376 2I/III и 23/IX 0 88 136 193 0 27 22/X1I 0 с = 60° р 716 642 709 733 388 488 22/VI 186 270 346 0 21/Ш и 23/1X 0 14 67 41 22/X1I 0 в летний д е н ь д а ж е н е с к о л ь к о меньше прямой р а д и а ц и и, чем г о р и з о н тальная п о в е р х н о с т ь на ш и р о т е 6 0 °.

В т а б л. 5 п р и в о д я т с я с у т о ч н ы е суммы тепла, п р и х о д я щ и е с я мэ ю ж н ы е склоны на р а з н ы х широтах, выраженные в п р о ц е н т а х о т с у м м т е п л а на г о р и з о н т а л ь н о й п о в е р х н о с т и на ш и р о т е 4 2 ° п р и я с н о й п о г о д е ( п о А. Ф. З а х а р о в о й ).

В д е н ь л е т н е г о солнцестояния ю ж н ы е склоны на всех ш и р о т а х п о л у чают н е с к о л ь к о меньше тепла, чем г о р и з о н т а л ь н а я п о в е р х н о с т ь в. с у б т р о п и к а х, и в о о б щ е широтные различия невелики. В д н и ж е в е с е н н е г о и о с е н н е г о равноденствия вплоть д о широты Л е н и н г р а д а крутые ю ж н ы е склоны получают больше тепла, чем горизонтальная поверхность в субтропиках.

Таблица Суммы тепла на южных склонах (в процентах) от сумм тепла на:

горизонтальной поверхности Широта горизонтальной поверхности ф = 60° с = 50° р = 70'" е 9 = 42° Дата Крутизна 20;

30 30 4& 10 20 30 40 10 20 30 4 0 10 40 22/VI 101 98 92 83 100 99 917 91 96' 99 98 95 92 95 96 95, 100 114 125 131 132 98 112 1.20 1:27 7& 91 102 110 50 64 76 21/Ш И.23/1Х Если считать, ч т о основным фактором,, о п р е д е л я ю щ и м азональность ю ж н ы х и северных с к л о н о в, является приход, прямой солнечной р а д и а ции, т о следует признать (исходя из табл. 4 ), что северные с к л о н ы азональны на всех ш и р о т а х в течение круглого года, азональность ж е южных склонов в отношении прихода прямой солнечной радиации в летний п е р и о д нивелируется о с о б е н н о в низких широтах.

В пересеченных условиях рельефа б о л ь ш о е влияние на п р и х о д пря мой солнечной радиации оказывает закрытость горизонта п р о т и в о п о л о ж ными склонами.

На рис. 4 представлена закрытость горизонта в ущелье на д в у х стан циях, б л и з к о стоящих одна от д р у г о й, в горном районе на широте 3 9 °.

Внутренняя граница заштрихованной части рис. 4 соответствует высоте (в г р а д у с а х ) линии горизонта. На станции северного склона, естественно, С С Ю Ю / // Рис. 4. Закрытость горизонта метеорологических станций Варзобского ботани ческого сада.

I — с е в е р н а я станция;

I I — южная станция.

н а и б о л е е закрыт горизонт с южной стороны, на ю ж н о й станции — с северной. Н о и противоположная часть горизонта оказывается значи тельно (местами д о 3 0 ° ) закрытой. В результате фактические в о с х о д и з а х о д солнца запаздывают (см. путь солнца 2 2 / V I и 22/111), а зимой ( 2 2 / Х И ) д а ж е на ю ж н о й станции солнце в о с х о д и т лишь на к о р о т к о е время после полудня, а на северной не показывается совсем.

Так как экспозиция склонов влияет в основном на п р и х о д прямой радиации, т о окончательный э ф ф е к т в значительной степени связан с повторяемостью ясной погоды и потому о с о б е н н о р е з к о д о л ж е н про являться в континентальных условиях.

К роли радиационного режима в формировании климатов склонов мы еще вернемся, теперь ж е рассмотрим другие о с о б е н н о с т и деятель ной поверхности, о п р е д е л я ю щ и е п р и х о д солнечной радиации.

Растительность сильно задерживает прямую солнечную радиацию.

Так, по наблюдениям С а х а р о в а, в глубину густого чернично-кисличного ельника проникает лишь 5 ° / 0 суммарной радиации (рис. 5 ). Также у б ы вает напряжение солнечной радиации и в глубине травостоя;

в табл. приводятся результаты наблюдений A. M. Кутыревой на Ленинградской б а з е Агрогидромегеорологич'еского института.

Процент проникновения солнечных лучей в глубину травостоя в сильной степени зависит от его густоты, расположения и формы листвы, ее плотности, что в основ ном и определяет различие микро климатов среди травяной раститель ности.

С л е д у е т отметить, что проникно вение солнечных лучей зависит от высоты солнца. Чем меньше высота солнца, тем меньший процент лучей попадет в глубину травостоя. Эта о с о б е н н о с т ь усложняет суточный х о д II микроклиматических явлений.

16 С точки зрения оценки условий " " 10 зимовки озимых культур большой I 2 3 4 5 S 7 d 3 10 11 1Z интерес представляет проникновение солнечных лучей сквозь снежный Рис. 5. Радиация в лесных фитоци- покров. П о наблюдениям Н. Н. Ка козах, выраженная в процентах от литина в Павловске, на глубину 1 0 см радиации на открытом- месте (по д о х о д и т д о 2 0 ° / 0 солнечной р а д и а ц и и, М. И. Сахарову).

поглощаемой снежным покровом.

1 — открытое место;

2 — сосняк лишайнико вый м о х о в о й ;

3 — сосняк сфагновый;

4 — со Ольсон дает еще б о л ь ш и е величины сняк-брусничник;

5 — сосняк малиновый;

б — ;

у б н я к липняковый;

7 — сосняк липняковый;

для проникающей в снег радиации, 5 — сосняк лещиновый;

9 — сосняк-чернич а именно: 5 0 ° / 0 на глубине 1 0 см и ник;

10 — ольшаник таволговый;

/ / — сосняк зеленомошник;

12 — ельник чернично-кис 1 0 ° / 0 на глубине 3 0 см.

личный.

Н е вся радиация, падающая на деятельную поверхность, поглощается ею. Часть радиации в зависимости о г отражательной с п о с о б н о с т и поверхности у х о д и т о б р а т н о. В табл. представлена отражательная спо собность различных поверхно- Таблица стей.

Напряжение суммарной радиации в Н а и б о л ь ш е е ' а л ь б е д о свой травостое пшеницы (Лютесценс ственно снежному покрову. с Новинкой) 20/VIII 1937 г., 9—10 часов А л ь б е д о. талого, о с о б е н н о за грязненного снега, р е з к о сни кал! см2 мин Проценты Высота, см жается. Наименьшее альбедо имеет свежевспаханный черно зем.

150 0, Интересные данные по аль 0,70 70 (2/3 роста).

б е д о озимых и яровых к у л ь т у р в зависимости от фазы их раз- 0,46 35 (i/ 8 роста).

вития получены Б. М. Гальпе- 9 (прибор на рин по наблюдениям Инсти- 0,20 почве)...

тута з е р н о в о г о, хозяйства юго востока СССР. В первые пе риоды роста, к о г д а травостой не покрывает всю п о ч в у, а л ь б е д о поля не достигает 16°/ 0. По мере развития культур альбедо их все в о з р а с т а е т и к моменту созревания достигает 2 4 ° / 0.

П о наблюдениям э т о г о ж е автора, мульчирование посевов я р о в о й пшеницы соломой значительно повышает альбедо поля, о с о б е н н о в пер вый период развития. Немульчированн'ое поле имеет в э т о время а л ь б е д о 1О°/ 0, мульчированное — 2 3 — 2 4 ° / 0.

Таблица Коэфициент отражения (альбедо) некоторых поверхностей Альбедо Поверхность (в о/о) Снег свежевыпавший Снег загрязненный и талый Оголенная почва светлая (кварцевый песок, лесс) То ж е темная, сухая..

„„ влажная.....

„„ свежевспаханная Трава светлая, злаки в период созревания.

Трава темная, злаки в первые фазы развития Заросли ягодных кустарников (брусники) Л е с лиственный 10— Лес еловый Вода (для прямой радиации) при высоте солнца 45° 15° » п w г » и v II II II • » » „ Величина а л ь б е д о является одним из крупных факторов, о п р е д е л я ю щих различия в микроклимате и местном климате.


Д а в н о у ж е з а м е ч е н о, что в окрестностях больших г о р о д о в снег сходит раньше на 1 — 2 не дели, чем вдали от них. Э т о явление станет вполне понятным, если мы сопоставим количество солнечного тепла, п о г л о щ а е м о г о загрязненным снежным покровом пригородных полей (альбедо 4 0 ° / 0 ), к о т о р о е, напри мер, при напряжении в 1 KcuijcM? мин б у д е т равно 0, 6 кал\см мин, с количеством тепла, п о г л о щ а е м о г о чистым снегом ( а л ь б е д о 8 5 ° / 0 ) полей, удаленных от промышленных предприятий и транспорта, — равным при том ж е напряжении солнечной радиации всего 0, 1 5 кал!см мин.

Т. Г. Берлянд составила карты а л ь б е д о для Европейской территории С С С Р по сезонам. Представленные на рис. 6 и 7 карты за зимний и летний сезоны следует, конечно, рассматривать лишь как первое прибли ж е н и е. Зимой минимальное а л ь б е д о наблюдается на юге, где снежный покров неустойчив. В т о р о й минимум приурочен к лесной зоне, где деревья лишь частично покрываются снегом. В о з м о ж н о, что альбедо за с н е ж е н н о г о леса в среднем меньше, чем э т о дано на карте. Л е т о м минимум а л ь б е д о лежит также в лесной з о н е. Один максимум приурочен к при каспийской пустынной з о н е, а второй — к тундре, но различия, в о б щ е м, не существенны.

Благодаря б о л ь ш о й отражательной с п о с о б н о с т и и б е з того малые количества солнечной радиации в условиях нашей снежной зимы теряют практическое значение. В э т о время года р е ш а ю щ е е значение как ночью, так и днем приобретает длинноволновая радиация — э ф ф е к т и в н о е излу чение.

Эффективное излу от Г и в ч р ни а 6 2U 32 АО 48 56 64 чение. Анализ физической' стороны процессов, о б у с л о в л и в а ю щ и х эффективное излуче ние, д а е т с я в о б щ и х курсах, метеорологии. Мы здесь оста навливаться на них не б у д е м и перейдем непосредственно к р а с с м о т р е н и ю самого э ф ф е к тивного излучения и его з а в и симости от метеорологических условий.

Э ф ф е к т и в н о е излучение не п о с р е д с т в е н н о связано с темпе ратурой и з л у ч а ю щ е й п о в е р х н о сти. Э т о обстоятельство, м е ж д у прочим, несколько сглаживает различия в радиационном ба лансе различных поверхностей!..

Повышенный п р и х о д к о р о т к о волновой радиации, н а п р и м е р за счет уменьшения альбедо,, и при прочих равных, у с л о в и я х Рис. 6. Альбедо (в процентах) за зимний связанное с этим повышение сезон на Европейской территории СССР температуры деятельной п о в е р х (по Т. Г. Берлянд).

ности приводят к увеличению»

э ф ф е к т и в н о г о излучения.

Экспериментально и т е о р е тически установлено,, что э ф фективное излучение можег быть о п р е д е л е н о п о т е м п е р а т у р е и влажности Е.оздуха и о б л а ч н о с т и. На э т о м основам ряд м е т о д о в расчета э ф ф е к т и в ного излучения для ночной части суток, когда длинновол новая радиация является;

е д и н ственным компонентом р а д и а ц и о н н о г о баланса и определяет с о б о ю интенсивность н о ч н о г о п о х о л о д а н и я, а также о б р а з о вания приземных инверсий, а при температурах, близких к 0 °, и в о з м о ж н о с т ь заморозка.

На р и с. 8 дана номограмма И. Г. Лютерштейна и А. Ф.

Чудновского, с помощью ко т о р о й м о ж н о рассчитать ноч Рис. 7. Альбедо (в процентах) за летний ное э ф ф е к т и в н о е излучение п о сезон на Европейской территории СССР температуре и влажности в о з (по Т. Г. Берлянд).

д у х а. Прикладывая линейку так. чтобы край ее приходился на с о о т в е т ствующие деления абсолютной влажности по верхней шкале и т е м п е р а т у р ы — п о нижней, отсчитываем по тому ж е краю линейки на с р е д н е й шкале значение ночного радиационного баланса. Из рис. 8 следует, что при постоянной абсолютной влажности эффективное излучение растет вместе с температурой. Наоборот, при постоянной температуре э ф ф е к тивное излучение уменьшается по мере роста абсолютной влажности.

Если же сопоставлять эффективное излучение с относительной в л а ж ностью, то получается, на первый взгляд, неожиданный вывод: э ф ф е к т и в ное излучение в первом приближении почти целиком определяется отно сительной влажностью и не зависит от температуры.

Объясняется э т о явление следующим образом.

Для того чтобы относительная влажность сохранялась неизменной при»

п о д ъ е м е температуры, необходимо увеличение абсолютной влажности.

30 25 20 10 5 о ' ' j ' ' ' ' ' i. i, i, I, i 11, i 1111, i, 1, 11111, i, 1, 1, 11111,1, i, i 11, i, I, [ е м g'. Влажность. 0,05 0,10 0,15 0,го 0,30 0, I I I I I I. • I Л I, I.Iч I I I MHIIMIIIIIIIIHII Z_MKOL_ см мин„..

'-10 0 10 20 30 Ъ ' l i n i l II11 i' 1' 111111111111111111 n h 111111 n Температура Рис. 8. Номограмма для определения величины ночного радиационного баланса (эффективного излучения) при ясном небе (по И. Г. Лютерштейну и А. Ф. Чуд новскому).

В результате влияние подъема температуры на увеличение эффективного- излучения компенсируется обратным воздействием увеличившейся абсо лютной влажности и в конечном итоге эффективное излучение остается неизменным.

В зависимости от относительной влажности эффективное излучение в ясную летнюю ночь колеблется около 0,1 кал)см2 мин при ЮО°/0.

влажности и около 0, 2 кал\см? мин при влажности в Ю°/ 0. Относительная^ влажность порядка 1 0 — 2 0 ° / 0 возможна ночью только при фенах и с у х о веях, и только в этих условиях возможно эффективное излучение, пре вышающее 0,2 кал\см? мин.

Эффективное излучение существенно зависит от изменения темпера туры по вертикали и при глубоких инверсиях температуры, например зимою в Восточной Сибири, значительно ослабевает.

Летом эффективное излучение имеет х о р о ш о выраженный суточный* ход, возрастая к полудню. Последнее определяется не только резким повышением температуры деятельной поверхности, но и б о л е е резким,, чем ночью, падением температуры с высотою. Благодаря последнему обстоятельству все эмпирические формулы расчета ночного эффектив н о г о излучения, так ж е как и номограмма рис. 8, построенные на основе т о ч н ы х наблюдений, т р е б у ю т для расчета д н е в н о г о э ф ф е к т и в н о г о излу чения дополнительных поправок.

Р е ш а ю щ е е влияние на э ф ф е к т и в н о е излучение оказывает облачность, •особенно нижняя. Эффективное излучение при облачности г м о ж е т быть «представлено в следующем в и д е :

r n = r A l — M i — М з — Мз) (5) (где г 0 — эффективное излучение при ясном небе, — количество нижней •облачности (Си, Sc, N s, St), п.г — средней (Ac, A s ), гаа — верхней •облачности (Ci, Cs) (облачность выражается в десятых д о л я х ), — = 0, 5 и k$ = 0, 2 (значения коэфициентов k получены Евфимовым иго наблюдениям в о к р е с т н о с т я х Ленинграда).

Пользуясь рис. 8 и формулой ( 5 ), определяем, что при сплошной ^нижней облачности и 1ОО°/0 влажности эффективное излучение равняется « 0, 0 3 — 0, 0 4 кал/см'2 мин, т. е. в 4 — 5 раз меньше, чем при ясном небе.

При пасмурном небе и инверсии температуры э ф ф е к т и в н о е излучение может иметь д а ж е положительный знак, т. е. в результате длинноволно ®ого обмена теплом деятельная поверхность не теряет, а, н а о б о р о т, получает тепло. Такие явления наблюдаются, в частности, при теплых адвекциях в зимнее время года.

С увеличением высоты местности эффективное излучение возрастает ^благодаря уменьшению с о д е р ж а н и я водяного пара в в о з д у х е и ослабле н и ю инверсии температур в ночное время и зимой. Если часть н е б е с н о г о свода закрыта, например в глубоких котловинах и ущельях, или в узких -просеках, или у стен зданий, то эффективное излучение соответственно •ослабевает. Вершины возвышенностей теряют благодаря эффективному и з л у ч е н и ю больше тепла, чем котловины и ущелья.

Э ф ф е к т и в н о е излучение травяного покрова п о д сомкнутым пологом.леса ничтожно, так как в этих условиях длинноволновый обмен тепла п р о и с х о д и т м е ж д у травяным покровом и нижней поверхностью крон.деревьев, имеющих близкие температуры. При несомкнутой кроне э ф ф е к т и в н о е излучение травяного покрова, естественно, возрастает по мере увеличения просветов в кроне деревьев. В с е эти о с о б е н н о с т и с л е д у е т принимать во внимание при рассмотрении факторов, определяющих о с о б е н н о с т и микроклимата и местного климата.

Зависимость э ф ф е к т и в н о г о излучения от облачности и температуры •определяет изменчивость эффективного излучения в макроклиматиче чском масштабе, о с о б е н н о в летний период. Уменьшение числа пасмурных д н е й и параллельное повышение температуры по мере движения.от зоны тундры к пустыням юго-востока приводят к увеличению напряжения э ф ф е к т и в н о г о излучения в среднем на 7О°/ 0. Н о в отдельные ясные ночи и на севере, конечно, возможна большая потеря тепла путем радиацион ного выхолаживания.

Р а д и а ц и о н н ы й б а л а н с. На тепловые процессы, в приземном слое воздуха непосредственное воздействие оказывают не отдельные компоненты радиационного баланса, а баланс в целом, который является их алгебраической суммой. Именно баланс является основой при вся кого рода количественных расчетах.

Большой практический интерес представляет определение п е р и о д о в с положительным и отрицательным радиационным балансом как в суточ н о м, так и в г о д о в о м х о д е, так как з н а к р а д и а ц и о н н о г о баланса в?, б о л ь ш и н с т в е с л у ч а е в о п р е д е л я е т знак г р а д и е н т о в т е м п е р а т у р ы и влажности* в о з д у х а, т. е. у к а з ы в а е т н а п р а в л е н и е п о т о к а т е п л а, а т а к ж е наличие и с п а р е н и я — т р а н с п и р а ц и и или, н а о б о р о т, к о н д е н с а ц и и в о д я н о г о пара..


Р а б о т ы З а у б е р е р а в С р е д н е й Е в р о п е, п о д т в е р ж д е н н ы е затем с п е ц и альными и с с л е д о в а н и я м и в р а з л и ч н ы х климатических у с л о в и я х С С С Р,, проведенными Главной г е о ф и з и ч е с к о й о б с е р в а т о р и е й, показали, что в с у точном ходе переход от отрицательного к положительному радиацион н о м у б а л а н с у и о б р а т н о н а б л ю д а е т с я не при в о с х о д е и з а х о д е солнца^, а при в ы с о т е с о л н ц а п о р я д к а 1 0 — 1 5 °.

? -Л ё f а % f ь 1\ ? \ /С ь I \\ л \\ tft V VN flt ) VЛ СО М-л.

III / N 11 0 2 4 6 8 10 12 К 16 18 20 22 24 час.

Рис. 9. Время нулеЕых значений радиационного баланса по наблюдениям И. Г. Лютерштейна в Ташкенте (о = 40°) в сопоставлении с высотою солнца.

1 - R = 0;

2—h& = 10°;

3—h@= 15°.

В качестве примера на р и с. 9 приведены д а н н ы е И. Г. Л ю т е р ш т е й н а п о Т а ш к е н т с к о й о б с е р в а т о р и и. Утром н у л е в о й б а л а н с в Т а ш к е н т е н а б л ю д а л с я при в ы с о т а х с о л н ц а н е с к о л ь к о меньше 1 0 р, а в е ч е р о м — • при 1 0 — 1 5 °.

Э т и моменты, как мы у в и д и м н и ж е, о т д а л я ю т часть с у т о к с адиа б а т и ч е с к и м и и с в е р х а д и а б а т и ч е с к и м и градиентами т е м п е р а т у р ы, с и н т е н сивным и с п а р е н и е м — т р а н с п и р а ц и е й, значительным т у р б у л е н т н ы м п е р е м е шиванием о т п е р и о д а с и н в е р с и е й температуры, з а с т о е м в о з д у х а, в о з м о ж н о й к о н д е н с а ц и е й влаги в в и д е р о с ы или т у м а н а.

Т а б л. 8 д а е т с р е д н е е время п е р е х о д а р а д и а ц и о н н о г о баланса через^ н у л ь у т р о м ( А ) и вечером ( Б ) на 1 5 - е ч и с л о к а ж д о г о м е с я ц а. В о с н о в у е е п о л о ж е н ы а с т р о н о м и ч е с к и е данные — высота с о л н ц а 1 0 — 1 5 °. Эта.

т а б л и ц а н е п р и м е н и м а при наличии с н е ж н о г о п о к р о в а, так как в э т и х случаях, б л а г о д а р я б о л ь ш о м у а л ь б е д о снега, п о л о ж и т е л ь н ы й б а л а н с о с у щ е с т в л я е т с я при з н а ч и т е л ь н о б о л ь ш е й высоте с о л н ц а ( 2 0 — 2 5 ° ).

Время установления (А) и прекращения (Б) положительного радиационного баланса деятельной поверхности (в часах) Географическая широта 50° 60° 40°.Месяцы А А Б А Б Б 16- 5-7 16- 5—7 16- IV 5— V 4— 5-7 17—19 17-19 17- 4- 4- 1 7 - 19 18— 4-6 4- VI 18- 17-19 17- 5-7 4-6 4— VII 17— 16- 17- 5-7 5-7 5— VIII 17- 16- 5-7 15- 5- IX 6— 16- 15-17 15-17 14- 7- X 6-8 6- Изменение напряжения радиационного баланса в дневные часы идет шараллельно изменению высоты солнца, в ночные ж е часы радиационный баланс мало меняется во вре кал/см-мин мени, при условии, конечно, 0,8 постоянной облачности.

2 На рис. 10 представлен 3 суточный х о д радиационного 0, баланса в условиях летней ясной погоды над суходольным лугом // • OA в окрестностях Ленинграда Л (Колтуши) и над оголенной 0,2 -V •/ поверхностью в Ташкенте. О б У I • Л ^ V/ ращает на себя внимание, что, \ J У*- несмотря на меньшую высоту солнца в п е р и о д наблюдений -0, 12 16 20 часы (в Колтушах полуденная A Q = = 5 0 ° ) напряжение радиацион Рис. 10. Суточный ход радиационного ного баланса луга при ясном баланса.

небе во все дневные часы боль ? — в Т а ш к е н т е в среднем за июнь (по данным ше, чем в Ташкенте (полуден ТМ. Г. Лютерштейка);

2 — в Колтушах за ясный.день июля;

3 — в Колтушах за пасмурный день ная A Q = 7 0 ° ). ЭТО обстоятель июля.

ство объясняется, во-первых, значительно большим эффективным излучением в условиях пустыни, где температура поверхности почвы в течение нескольких часов «превышала 50°, а также значительно ббльшим а л ь б е д о лессовой светло о к р а ш е н н о й почвы ( 3 5 ° / 0 ) по сравнению с травяным покровом (порядка :20«/п).

Р и с. 1 0 иллюстрирует еще один факт, имеющий б о л ь ш о е значение в о б щ е м т е п л о о б о р о г е. В ночные часы напряжение отрицательного радиа зционного баланса в 5 — 6 раз меньше напряжения положительного баланса и дневные часы. П о д о б н о е с о о т н о ш е н и е напряжений р а д и а ц и о н н о г о «баланса дня и ночи характерно для летнего времени.

Суточный х о д радиационного баланса зависит в основном от хода этрямой солнечной радиации. Специальные сопоставления х о д а радиа ц и о н н о г о баланса с высотою солнца показали возможность использо вать вышеприведенную формулу ( 4 ) и для расчета радиационного •баланса.

В первом приближении суточный х о д радиационного баланса в днев ные часы может быть вычислен по высоте солнца, а именно: моменты, нулевого баланса определяются по высоте солнца 1 0 — 1 5 ° (середина интервалов, приведенных в графах А и Б табл. 8), изменение же радиа,кал/см2мин 1, 0, 0, °0 1 2' 3 4 5 6 7 I 8 9 10 баллы Ясно | Переменно, Пасмурно Рис. 11. Зависимость напряжения радиационного ба ланса в околополуденные часы от общей облачности.

ф — июль;

Q — а в г у с т.

ционного баланса в промежуточные часы в процентах от полуденного вычисляется по изменению высот солнца, также выраженных в процентах о т полуденной ее высоты [см. формулу (4)].

Подобные расчеты могут быть полезны при экстраполяции непосред ственных результатов наблюдений над радиационным балансом в полдень «на остальные часы дня, при условии, конечно, устойчивой ясной погоды.

Представленные на том ж е рис. 10 данные за один из пасмурных дней июля наглядно иллюстрируют р е ш а ю щ е е влияние облачности на напряжение радиационного баланса как в дневные, так и в ночные часы.

Влияние облачности на радиационный баланс в ночные часы у ж е рассмотрено в разделе о б эффективном излучении (см. стр. 2 7 — 2 8 ) и сводится к непосредственному уменьшению его напряжения по мере увеличения покрытия неба облаками и снижения их высоты. Днем д е л о о б с т о и т значительно сложнее, так как по мере роста облачности 3L прямая радиация уменьшается, зато возрастает рассеянная радиация и уменьшается отдача тепла путем э ф ф е к т и в н о г о излучения. В р е з у л ь т а т е максимальный радиационный баланс в дневные часы н а б л ю д а е т е »

не при б е з о б л а ч н о м Небе, а при наличии облаков, не препятствующих п р и х о д у прямой солнечной радиации.

На рис. 11 представлено изменение среднего часового напряжения;

радиационного баланса в о к о л о п о л у д е н н ы е часы ( 1 1 — 1 3 часов) июля и августа в окрестностях Ленинграда в зависимости от о б щ е й облач ности. В интервал облачности 7 — 1 0 баллов попадает как максимальное, так и минимальное напряжение р а д и а ц и о н н о г о баланса, при с р е д н е »

напряжении 0, 3 кал\см мин. П р и облачности менее 7 баллов напря ж е н и е держится на у р о в н е 0, 7 — 0, 8 кал]см мин, причем при о б л а ч ности 0 — 2 балла с р е д н е е напряжение равно 0, 7 5 кал/см мин, а п р »

облачности 3 — 6 баллов — 0, 7 8 кал/см мин.

Р а с с м о т р е н и е солнечной радиации, эффективного излучения и р а д и а ц и о н н о г о баланса в целом выявило ряд местных их особенностей, опре деляемых различием в радиационных свойствах деятельной поверхности рядом расположенных участков. Н о одновременно наметилась и и з в е с т ная о д н о р о д н о с т ь, сближающая в отдельных случаях, в частности в летние ясные д н и, радиационные условия субтропиков с Заполярьем. Н а р я д у с этим выявлены макроклиматические различия (например, в облачности),, о п р е д е л я ю щ и е о с о б е н н о с т и р а д и а ц и о н н о г о режима климатических з о н С С С Р, а следовательно, и о с о б е н н о с т и формирования в этих з о н а х микроклимата и местного климата. В с е это п о м о ж е т нам в дальнейшем,, при анализе и приведении в о п р е д е л е н н у ю систему о б ш и р н о г о материала п о климату п р и з е м н о г о слоя воздуха, накопленного за последние д е с я тилетия.

Глава ТЕПЛООБМЕН В ПОЧВЕ Поглощенная деятельной поверхностью лучистая энергия превращается в тепловую и передается как вглубь деятельного слоя, так и в приле гающие слои воздуха. П о д деятельным слоем мы в данном случае п о н и маем слои почвы с ее растительным или искусственным покровом (например, асфальтом), в которых совершаются суточный и г о д о в о й Теплообороты, определяемые суточным и годовым х о д о м р а д и а ц и о н н о г о режима. В водных бассейнах деятельным слоем, естественно, является сама вода, в мелких водоемах в него может войти и п о д с т и л а ю щ и й грунт.

Рассмотрим механизм передачи тепла в одном из самых р а с п р о с т р а ненных на с у ш е деятельных слоев — в почве.

Тепловой поток в почву определяется двумя факторами: г р а д и е н т о в температуры и т е п л о п р о в о д н о с т ь ю почвы. Чем б о л ь ш е разность темпе р а т у р поверхности и б о л е е глубоких слоев, тем б о л ь ш е е количество тепла п о с т у п и т в почву или, н а о б о р о т, уйдет из нее:

Расчет теплового потока вглубь почвы производится следующим образом:

to (6) Т= сК z2 — z to — ty кал/см T— т е п л о в о й сек;

X — т е п л о п р о в о д н о с т ь ;

где поток в — вер z2—Z\ тикальный г р а д и е н т т е м п е р а т у р ы, т. е. р а з н о с т ь т е м п е р а т у р (t2 — на д в у х г л у б и н а х в с р е д н е м за н е к о т о р ы й интервал времени т, д е л е н н а я на р а з н о с т ь г л у б и н ы (z2 — zt). Так как в п о л е в о й о б с т а н о в к е т р у д н о о п р е делять к о э ф и д и е н т т е п л о п р о в о д н о с т и X, т о е г о з а м е н я ю т равным е м у п р о и з в е д е н и е м сК [ о б ъ е м н о й т е п л о е м к о с т и на т е м п е р а т у р о п р о в о д н о с т ь, см. ф о р м у л у ( 6 ) ].

Д л я о п р е д е л е н и я количества тепла, п о г л о щ е н н о г о п р и нагревании или в ы д е л е н н о г о при о х л а ж д е н и и о п р е д е л е н н ы м слоем почвы z, приме няют формулу &Т — cz(tv — 1 0 ), (7) где AT— п р и р а щ е н и е тепла в к а л о р и я х з а о п р е д е л е н н ы й о т р е з о к в р е м е н и, с — о б ъ е м н а я т е п л о е м к о с т ь почвы, — 1 0 ) — р а з н о с т ь темпера т у р в с р е д н е м для в с е г о слоя z з а т о т ж е п р о м е ж у т о к времени.

Обычно употребляют одновременно оба способа. П о первому спо с о б у о п р е д е л я ю т к о л и ч е с т в о тепла, к о т о р о е и д е т на н а г р е в а н и е верх- них с л о е в почвы, т е м п е р а т у р а к о т о р ы х н е п о с р е д с т в е н н о измеряется.

К о л и ч е с т в о т е п л а, р а с х о д у е м о е на н а г р е в а н и е б о л е е г л у б о к и х с л о е в почвы, д л я к о т о р ы х нет т е м п е р а т у р н ы х д а н н ы х, о п р е д е л я е т с я на в е р х ней г р а н и ц е э т о г о с л о я при п о м о щ и в т о р о й ф о р м у л ы.

Указанные ф о р м у л ы являются п р и б л и ж е н н ы м и, н о д о с т а т о ч н о точ ными для р е ш е н и я р я д а п р а к т и ч е с к и х задач. С л е д у е т у ч е с т ь, ч т о т о ч н о с т ь р а с ч е т а с у т о ч н о г о т е п л о о б м е н а в п о ч в е при с о в р е м е н н ы х м е т о д а х н а б л ю д е н и я ( с а в и н о в с к и е т е р м о м е т р ы ) о б ы ч н о л и м и т и р у е т с я не п р и б л и ж е н н о с т ь ю ф о р м у л ы, а о ш и б к а м и и з м е р е н и я т е м п е р а т у р ы и ее и н т е р п о ляции, а о с о б е н н о в слое 0 — 5 см.

Коэфициент теплопроводности численно равен количеству тепла, к о т о р о е п р о т е к а е т в с е к у н д у ч е р е з 1 см2 слоя о д н о р о д н о г о в е щ е с т в а т о л щ и н о й в 1 см, если т е м п е р а т у р а о б е и х с т о р о н слоя о т л и ч а е т с я на 1°, т. е. при г р а д и е н т е в 1° на 1 см.

Величина коэфициента теплопроводности определяется физическими о с о б е н н о с т я м и почвы, о б у с л о в л и в а ю щ и м и не т о л ь к о так н а з ы в а е м у ю мо лекулярную теплопроводность, но и ряд других явлений. Таблица В п е р е д а ч е тепла о т п о в е р х н о Коэфициенты молекулярной сти в г л у б и н у почвы и о б р а т н о теплопроводности определенную роль играет пе р е д в и ж е н и е воды как ж и д к о й, \ так и г а з о о б р а з н о й. В о д а, п р о - Составные части почвы кал/см сек град сачиваясь в г л у б и н у почвы или, н а о б о р о т, п о д н и м а я с ь п о ка пиллярам, п е р е н о с и т с с о б о й Полевой шпат 0, Известняк 0, тепло. Т е п л о, з а т р а ч е н н о е на Торф 0, и с п а р е н и е воды в о д н о м с л о е, Почвенная вода.... 0, может выделиться в другом Почвенный воздух.. 0, с л о е, г д е в о д я н о й пар конденг сируется.

В табл. 9 приводятся коэфициенты молекулярной теплопроводности X р а з л и ч н ы х с о с т а в н ы х ч а с т е й почвы.

3 С. А. Сапожникова Т е п л о п р о в о д н о с т ь твердых частиц почвы в 1 0 0 раз больше молеку лярной теплопроводности почвенного в о з д у х а. Так как физические свойства почвы, ее плотность и о с о б е н н о с о д е р ж а н и е воды и в о з д у х а меняется, то, естественно, меняется и теплопров одность.

Большое влияние на теплопроводность оказывает п о р о з н о с т ь почвы, ее структура, взаимное сцепление ее частиц, состояние с о д е р ж а щ е й с я в ней влаги. П о р о з н о с т ь характеризуется отношением о б ъ е м а пор к о б ъ е м у почвы в целом, выраженным в процентах.

С р о с т о м п о р о з н о с т и почвы теплопроводность е е падает, о чем сви детельствует рис. 12, построенный по данным для с у х и х почв разной п о р о з ности. О с о б е н н о интенсивное падение теплопроводности наблюдается при п е р е х о д е п о р о з н о с т и от 3 0 д о 5 0 ° / 0. В этом интерва ле теплопроводность падает с 0, 0 0 1 4 д о 0, 0 0 0 4 кал\см сек град.

Уместно указать, что по розность целинных почв коле блется в пределах 3 0 — 4 0 ° / 0.

П о р о з н о с т ь ж е пахотных почв м о ж е т достигать 6 0 ° / 0 и д а ж е более. Еще ббльшую роль играет увлажнение почвы, т. е.

замещение малотеплопроводно го в о з д у х а водой, с теплопро водностью в 2 0 раз б о л ь ш е й.

О р о с т е теплопроводности поч вы по мере ее увлажнения свидетельствует табл. 1 0.

теплопроводность X (по А. Ф. Чуднов Первые порции влаги о с о скому).

бенно р е з к о повышают т е п л о проводность. При п о с л е д у ю щ е м увеличении влажности почвы рост тепло п р о в о д н о с т и ослабевает.

Т а б л и ц а Теплопроводность песка в зависимости от влажности Содержание воды (в %) 0 о 15 Теплопроводность песка (в кал!см сек град)... 0,0003 0,0011 0,0019 0, Так как влажность почвы имеет г о д о в о й, а в самом верхнем гори з о н т е и суточный х о д, то естественно, что и теплопроводность имеет суточный и г о д о в о й х о д, уменьшаясь по мере иссушения почвы и уве личиваясь при ее увлажнении.

Д л я характеристики суточного х о д а теплопроводности в табл. приводятся соответствующие данные для 4 и 16 часов (по А. Ф. Чуд новскому).

Т е п л о п р о в о д н о с т ь почвы определяется в лабораторных или полевых условиях, причем последний с п о с о б н а и б о л е е эффективен, так как учитывает все с п о с о б ы передачи тепла, имеющие место в данный момент в исследуемой почве (методы определения теплопроводности см.

А. Ф. Ч у д н о в с к и й „Физика теплообмена в почве", 1 9 4 8 ).

Т а б л и ц а Теплопроводность верхних слоев почвы в отдельные часы суток Теплопроводность Влажность почвы (в °/ 0 ) (в кал/см сек град) Дата 16 ч.

4 ч. 4 ч.

16 ч.

6,4 0, 18/VI 1940 7,0 0, 0, 19/VI 1940 5,7 0, 5. 0, 24/V 1941 14,0 0, 1. 0, 29/V 1941 13,4 0, 0, 0, 8/VI 1941 10,7 0, 8, Повышение температуры почвы определяется не только количеством п о л у ч е н н о г о тепла, но и ее т е п л о е м к о с т ь ю. Теплоемкостью называется т о количество тепла в калориях, к о т о р о е н е о б х о д и м о для т о г о, чтобы нагреть 1 г (весовая) или 1 см3 (объемная) вещества на 1°.

Следует различать у д е л ь н у ю ( в е с о в у ю ) и о б ъ е м н у ю теплоемкость.

П р и анализе т е п л о о б о р о т а в почве мы преимущественно пользуемся о б ъ е м н о й теплоемкостью.

В табл. 1 2 дана теплоемкость составных частей почвы, кроме воды, теплоемкость которой принята равной единице.

Таблица Теплоемкость составных частей почвы Удельная (весовая) Объемная теплоемкость теплоемкость Составные части почвы (в кал/г град) (в кал/см? град) 0,49-0, Частицы песка и глины 0,18-0, 0,48 0, Торф 0,24 0, Воздух Объемная теплоемкость почвы в целом также зависит от ее п о р о з н о с т и и влажности, причем, в отличие от теплопроводности, теплоем кость м о ж н о рассчитать как с р е д н е е в з в е ш е н н о е из теплоемкостей составных частей почвы: твердых частичек (минеральных и органиче с к и х ), воды и в о з д у х а.

3* Для расчета теплоемкости почвы необходимо знать объемный вес почвы с ненарушенной структурой, влажность ее (не в процентах, а в граммах) и объемную теплоемкость твердых частиц почвы.

В табл. 13 приводится пример такого расчета.

Т а б л и ц а Расчет объемной теплоемкости почзы (в кал/cjfi град) Занимае- Объемная тепло- Объемная тепло Составные части мый емкость единицы емкость факти почвы объем объема ческого объема (в см3) (в кал!смв град) (в кал/см^ град) Твердый субстрат 0,49 0, 0, Вода 0, 0,31 1, 0, Воздух 0, 0, Теплоемкость почвы, 0, Вследствие того что вода в среднем имеет в 2 раза ббльшую тепло емкость, чем минеральная часть почвы, объемная теплоемкость почвы сильно возрастает при увеличении ее влажности, причем чем больше порозность почвы, тем различия б у д у т больше.

Т а б л и ц а Объемная теплоемкость почвы при различной ее влажности (влажность взята в процентах от максимальной нлагоемкости) (в кал/cjfi град) Влажность (в %) Почва 0,48 0, 0, Песок.... 0, 0, 0, 0, 0, Глина....

0, 0,32 0, 0, Торф.....

Числа, приведенные в табл. 1 4, показывают, что теплоемкость торфа по сравнению с другими почвами в сухом виде наименьшая, а во влажном — наибольшая. Последнее непосредственно обусловлено его большой порозностью.

В табл. 15 приведена теплоемкость суглинистой почвы в одном из пунктов Ленинградской области, рассчитанная, исходя из средней много летней влажности этой почвы, при условии, что удельный вес твердой фазы ее 2, 8 г\смь, объемная теплоемкость 0, 5 кал!см8 и порозность пахотного горизонта 0, 5 0 %, а глубинного 0, 4 0 ° / 0.

И с х о д я из данных табл. 15, можно подсчитать, сколько тепла необ х о д и м о для нагревания на 1° 100-сантиметрового столба почвы с попереч ным сечением 1 см2. В январе н е о б х о д и м о 0, 5 6 X ЮО = 5 6 кал, а в июле соответственно 4 5 кал, т. е. на 2 0 ° / 0 меньше. Это различие основано исключительно на динамике влажности почвы. Отсюда ясно, насколько важно учитывать влажность почвы при подсчетах теплоемко сти.

Т а б л и ц а Объемная теплоемкость суглинистой п«чвы в условиях Ленинградской области (в кал/сдё град) Глубина (в см) Месяцы 20 0-3 50 100 0— 0, I 0,79 0, 0,77 0,46 0, VII 0,46 0,46 0, 0,53 0,46 0, Теплоемкость растений также зависит от содержания воды в их тканях.

В процессе развития растения количество воды в нем, как правило, меняется, а следовательно, меняется и теплоемкость. О больших изме нениях количества влаги в растении можно судить по табл. 16.

Т а б л и ц а Содержание влаги в процентах к общему весу зеленой массы (пшеница) Молоч Полная Полное Восковая Пункт ная Кущение спелость цветение спелость наблюдений спелость 47 33 Темир... 75 73 70 63 Омск...



Pages:   || 2 | 3 | 4 | 5 |   ...   | 8 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.