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:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 8 |

«С. А. САПОЖНИКОВА доктор географических наук 5515G ...»

-- [ Страница 2 ] --

Приближенный расчет теплоемкости дает для фазы полного цвете ния в Темире весовую теплоемкость растения 0, 9 кал\г град и для фазы созревания 0,6 кал)г град.

П р и характеристике теплообмена в почве пользуются чаще всего коэфициентом температуропроводности К. который равняется коэфициенту теплопроводности X, деленному на о б ъ е м н у ю теплоемкость почвы ср.

К численно равен повышению температуры, которое получает единица о б ъ е м а почвы в результате притока тепла, равного X:

K=j~. (8) р Размерность коэфициента температуропроводности — см?\сек, но для см2\мин.

т о г о чтобы избежать малых величин К, часто дают в К о э ф и ц и е н т т е м п е р а т у р о п р о в о д н о с т и представляет для нас о с о б ы й и н т е р е с, так как именно он определяет распределение т е м п е р а т у р ы в почве по глубинам. В почвах с малым коэфициентом температуропро водности суточные и годовые амплитуды температуры з а т у х а ю т на меньших глубинах по сравнению с почвами б о л е е т е м п е р а т у р о п р о в о д ными.

Г л у б о к и е слои почвы с плохой температуропроводностью медленнее повышают свою температуру, но з а т о медленнее и охлаждаются. П о в е р х ностные слои почвы, н а о б о р о т, при малой температуропроводности отличаются большими амплитудами температуры и быстрее как нагре ваются, так и охлаждаются. Запаздывание максимумов и м и н и м у м о в температуры с глубиной непосредственно определяется к о э ф и ц и е н т о м температуропроводности.

Коэфициент температуропроводности зависит от влажности почвы, но зависимость эта сложная, так как влажность почвы увеличивает н е только теплопроводность, ио и тепло ffmjbeH емкость почвы. Н а первых э т а п а х увлажнения р о с т т е п л о п р о в о д н о с т и почвы п р о и с х о д и т интенсивнее роста теплоемкости, и т е м п е р а т у р о п р о в о д ность возрастает. При дальнейшем увеличении влаги рост т е п л о п р о в о д ности относительно замедляется, в результате чего температуропро водность уменьшается.

На р и с. 13 представлена темпе р а т у р о п р о в о д н о с т ь слабовыщелочен Влажность почвы ного чернозема в зависимости о т Рис. 13. Изменение температуропро влажности почвы (по данным С. И.

водности почвы в зависимости от влажности (по С. И. Костину). Костина). Из рис. 13 видно, что & полевых условиях сухая почва (влаж ность порядка 1 0 ° / 0 ) имеет практически ту ж е температуропровод ность, что и обильно увлажненная почва (влажность б о л е е 3 0 ° / 0 ).

К п о в е р х н о с т и почвы, в слое от 5 д о 0 см, температуропровод ность обычно р е з к о падает. Чаще всего это падение объясняется нали чием дерновины, которая, п о д о б н о т о р ф у, отличается малой т е м п е р а т у р о п р о в о д н о с т ь ю. В сухие летние дни уменьшение температуропроводности поверхностного слоя определяется иссушением его.

П о расчетам Т. Л. Г о л у б о в о й, проведенным в Главной геофизиче ской о б с е р в а т о р и и имени А. И. В о е й к о в а, в среднем многолетнем температуропроводность минеральных почв в Ленинградской области для слоя 2 0 — 1 6 0 см порядка 0, 0 0 3 см2\сек, но в некоторых п у н к тах она достигает 0, 0 0 5 см,2сек (Ленинград, Л е с н о й — песчаная почва,, Парфинская лесная школа — суглинистая почва). Температуропровод см2/сек.

ность торфяной почвы (метстанция З а м о ш ь е ) — 0, 0 0 В пустынных условиях Средней А з и и, на лессовых почвах в о к р е с т н о стях г. Арыси, температуропроводность почвы на глубине 5 — 2 0 см также порядка 0, 0 0 3 см /сек при влажности 8 ° / 0, температуропровод ность ж е п о в е р х н о с т н о г о горизонта была в э т и х условиях м е н е е 0, 0 0 1 см /сек при влажности 2 ° / 0.

Для определения температуропроводности почвы имеются специаль ные приборы, в частности п р и б о р А. Ф. Чудновского, но ее можно определить и по наблюдениям над распределением температуры в почве.

Точный метод определения коэфициента температуропроводности Д. Л. Лайхтмана довольно сложен, и поэтому здесь мы приведем при ближенный метод расчета по убыванию амплитуды^темперагуры с глу биной.

Формула для приближенного вычисления коэфициента температуро проводности имеет следующий вид:

0,43 (z - г0) К = UgA —lgA 0 z где z0 и z — глубина в сантиметрах, для которых имеются суточные или годовые амплитуды температуры почвы;

А0 и Л, — соответствую щие амплитуды температуры;

t — постоянный множитель. При вычисле нии /С по суточным амплитудам температуры почвы он равен 0, 3 6 X Ю - а по годовым 0, 9 Приведем пример вычисления К по суточной амплитуде температуры.

Дано 2 0 = 5 см у 2=20 см, Л0 = 7,1°, Л = 1,7°.

Подставляя в ф о р м у л у разность глубин и разность логарифмов амплитуд, получаем см% \°ек 3 6 1 0 - 4 0 3 '°' ' =°° Недостаток этого метода заключается в том, что в основу его поло жено допущение о синусоидальном х о д е температуры (суточном или годовом) и неизменности коэфициента температуропроводности по глу бине и в течение времени. Чем больше х о д температуры отличается от синусоиды, тем больше ошибка, поэтому для расчета следует брать периоды с ненарушенным х о д о м температуры. Н е годится этот способ и для расчета по годовому х о д у температуры для горизонтов почвы, промерзающих зимой, так как выделение и поглощение скрытой теплоты таяния искажает х о д температуры.

Параллельные расчеты по точному методу Д. Л. Лайхтмана пока зали, что приближенный метод дает вполне удовлетворительные резуль таты в теплое время года для слоя 5 — 2 0 см.

Большей точностью отличается приводимая ниже формула А. Ф. Чуд новского, так как она учитывает не только первый член периодического ряда, на который можно разложить суточный (или годовой) х о д темпе ратуры, как это делает формула (7), но и второй его член.

Для вычисления коэфициента температуропроводности по методу А. Ф. Чудновского н е о б х о д и м о четыре наблюдения за сутки на двух глубинах {z1 и z2), равностоящих д р у г от друга, например в 1, 7, и 19 часов.

Формула имеет следующий вид:

' 1 4 f o - g 2 ) К— А х (arc tg в) ' где (в1 _ е3) (ва ' - в/) - (в, - е4) (в/ - е3')..

К (в1-вз)(01'-@з') + (®2-в4)102'-в4') ' ' © и в 2, ®з — температура почвы в указанные четыре момента на глубине zx', 6 /, © 2 ', 0 /, 0 4 ' — т о ж е, на г л у б и н е zs;

Т—период, равный д л я суток 8 6 4 0 0 секунд.

Примеры с у т о ч н о г о х о д а теплообмена в почве в ясные дни приве дены в табл. 17 (минус означает, что тепло от деятельной п о в е р х ности поступает в глубину почвы).

Т а б л и ц а Суточный ход теплообмена в почве, (,кал/см лшн) I наблюдений!

наблюдений Часы Период Пункт 13 9 11 21 1 5 7 17 Арысь 25/VIII (пус- 12/IX тыня) 1945 г. 45° 0,08 0,07 0,05 -0,06 -0,13 -0,17 -0,13 -0,05 0,05 0,08 0,07 0, Кол- 10 дней туши июля (луг) 1948 г. 60° 0,05 0,04 -0,01 -0,05 -0,10 -0,09 -0,07 -0,04 0,03 0,04 0,06 0, Два крайних по климатическим условиям примера, приведенные в табл. 1 7, позволяют установить о б щ и е закономерности с у т о ч н о г о т е п л о о б о р о т а в почве в ясные летние дни. Максимум теплового потока в почву наблюдается д о полудня. Поступление тепла в почву кончается значительно раньше захода солнца. В 17 часов в о б о и х случаях почва у ж е начинает расходовать накопленное за предыдущие часы тепло. Ма ксимальный р а с х о д тепла приходится на первую половину ночи. Вели чина теплового потока в летнюю ясную п о г о д у днем больше, чем ночью, % но и днем она не достигает 0, 2 кал\см мин.

Покров почвы (летом — растительность, зимой — снег) оказывает б о л ь ш о е влияние на т е п л о о б м е н в ней. В табл. 18 представлены дан ные Г. А. Любославского по тепловому балансу почвы, оголенной и покрытой летом травой, а зимой — снегом по наблюдениям в Ленин граде (Лесной).

Н а и б о л ь ш е е различие наблюдается зимой с момента установления снежного покрова (декабрь), который с р а з у приостанавливает выхола живание почвы, и весной, когда наличие покрова, сначала с н е ж н о г о, а затем растительного, тормозит поступление тепла в почву и, следо вательно, е е нагревание. Аналогичное влияние оказывает травяной Таблица Годовой ход теплового баланса почвы (в слое от 0 до 160 см) в среднем за 15 лет, кал Месяцы _ X 1ч — ь-н Почва X X X т 7 1 1 1 1 VIII J, J, X Й X 300 249 250 —79 —181 -511 119 —450 — Оголенная 212 220 -306 -170 14 16 - 3 48 40 - Покрытая покров на суточный теплообмен в почве, что, конечно, сказывается на тепловом ее режиме.

пал/см2мин ' sN \ ч ^ А' 1 i-i 1 1 Рис. 14. Суточный ход напряжения теплообмена в оголенной почве (А) и под травостоем (Б). Кол туши, 8—9/VII 1948 г.

На рис. 14 представлен суточный х о д теплообмена в оголенной (черный пар) и покрытой травой почве. Следует учесть, что травостой был незначителен (высота его не превы- кал/сч!гтин шала 5 — 7 см), и указанные различия в основном объясняются влиянием дерно вины, благодаря которой температуропро о водность верхнего слоя почвы р е з к о по о° о ° низилась (на оголенной почве в слое —о-о— 0 — 5 см К = 0, 0 0 2 3, а под травостоем Ооо о С ъ в том ж е слое К = 0, 0 0 1 2 см \сек).

Травостой большой мощности может оказывать еще большее влияние, причем, кроме непосредственного уменьшения тем- 0 12 3 м/сек пературопроводности, воздействие оказы Рис. 15. Изменение напряже вает и увеличение расходов тепла на ния теплообмена в почве в за испарение. Почва под редким травостоем висимости от скорости ветра б е з дерновины (например, на вспаханном за 4 ясные ночи июля и августа 1948 г. (с 20 до 2 часов).

участке), наоборот, может отличаться по вышенным теплообменом, так как ослабление скорости ветра среди травостоя уменьшает теплообмен п о ч в а — в о з д у х.

Влияние скорости ветра на теплообмен в почве, а вместе с т е м - и на весь е е тепловой режим д о самого последнего времени недостаточно учитывалось. Между тем зависимость теплообмена в почве от скорости ветра является необходимым следствием единства теплового баланса деятельной поверхности. Увеличение скорости ветра вызывает рост теплообмена п о ч в а — в о з д у х за счет теплообмена в самой почве.

На рис. 15 представлено изменение величины ночного теплообмена в почве в зависимости от скорости ветра по ежечасным наблюдениям четырех ясных ночей (Ленинград, Колтуши).

Аналогичное влияние оказывает скорость ветра и в дневные часы.

Глава ТЕПЛООБМЕН П О Ч В А - В О З Д У Х. ТУРБУЛЕНТНЫЙ ОБМЕН.

РАСХОД ТЕПЛА НА ИСПАРЕНИЕ Тепловой поток из почвы в воздух Q может быть представлен, п о д о б н о тепловому потоку в почву, следующей приближенной формулой:

где с —удельная теплоемкость воздуха, равная 0,24 кал/г град;

г\смъ;

р — плотность воздуха, у земной поверхности равная 0, 0 0 1 2 — 0, 0 0 1 k — коэфициент турбулентной проводимости, или, как его иначе назы вают, коэфициент турбулентности, в см2/сек\ -———приближенный вер z 2 —Zx тикальный температурный градиент (при условии, что коэфициент тур булентности и градиент относятся к одной и той же высоте).

Произведение с • р характеризует объемную теплоемкость воздуха, равную для приземных слоев 0, 0 0 0 3 кал/см град, т. е. в 2 0 0 0 раз меньшую по сравнению с почвой.

Коэфициент турбулентности имеет ту же размерность и играет ту же роль в передаче тепла в в о з д у х е, как и коэфициент температуро проводности в почве, который, учитывая его размерность ( с м 2 / с е к ), можно назвать коэфициентом проводимости. Коэфициент турбулентности так назван потому, что в атмосферном воздухе передача тепла, как и всех других свойств (влажности, запыленности, количества движения), происходит не молекулярным путем, как, например, в твердых телах, а с помощью вихрей (turbulentus — вихревой). Он несравненно больше коэфициента температуропроводности почвы и молекулярной темпера туропроводности воздуха ( 0, 1 6 3 см2/сек) и может на протяжении одних суток меняться десятки и д а ж е сотни раз. В приземном слое воз д у х а он возрастает с высотою в первом приближении пропорционально последней. Молекулярная температуропроводность воздуха имеет прак тическое значение лишь в самом нижнем слое воздуха.

Остановимся несколько подробнее на механизме турбулентного обмена.

Исследования изменения турбулентности в зависимости от погодных условий и особенностей местоположения указывают на ведущую роль двух факторов: динамического и термического.

При движении воздуха н а д неровной поверхностью возникают вихри разных размеров, в зависимости от размера неровностей. Мьь видим эти вихри на у л и ц е и полях в тех случаях, когда они за хватывают пыль, с у х и е листья и пр. В результате вихревого д в и жения частички воздуха, находившиеся внизу, подымаются вверх, верх ние, н а о б о р о т, опускаются. Кроме того, возникший вихрь увлекается, воздушным потоком п о д о б н о тому, как переносятся в воде водовороты воронки.

В и х р е о б р а з о в а н и е п р о и с х о д и т за счет кинетической энергии ветра и растет вместе с ней. Чем больше скорость ветра, тем интенсивнее т у р б у л е н т н о е перемешивание.

Н о, помимо динамического источника энергии т у р б у л е н т н о г о п е р е мешивания, с у щ е с т в у е т е щ е термический источник, с п о с о б с т в у ю щ и й не только о б р а з о в а н и ю вихрей, а оказывающий влияние на перемещение всех вихрей в вертикальном направлении. В дневные часы теплого вре мени года н е о д и н а к о в о е нагревание освещенной солнцем и з а т е н е н н о й с т о р о н ы листа, камня, кочки, а в б о л е е крупном масштабе — ч е р н о г о пара и луга, водоема и леса, солнечной и теневой стороны улицы,, с п о с о б с т в у е т о б р а з о в а н и ю вихрей термического происхождения. Сверх адиабатические градиенты температуры в о з д у х а, обычно наблюдаемые в э т о время, с п о с о б с т в у ю т п о д ъ е м у вверх вихрей, о б р а з о в а в ш и х с я п о д влиянием термических и динамических факторов.

В результате совместного действия термического и д и н а м и ч е с к о г о ф а к т о р о в, турбулентный о б м е н в дневные часы р е з к о возрастает. П р и чем при интенсивной „термической конвекции" (так о б ы ч н о называют турбулентный о б м е н при в е д у щ е й роли термического фактора) роль ветра, как бы отступает на второй план.

С у щ е с т в е н н о иная картина наблюдается ночью при интенсивном* радиационном выхолаживании и вызываемой им температурной инверсии.

Если в э т о время суток и возникают вихри т е р м и ч е с к о г о п р о и с х о ж д е ния, то они сами по с е б е значительно слабее вследствие меньшей раз ности т е м п е р а т у р, так как напряжение радиационной потери тепла намного меньше дневного нагревания (см. выше). Самое ж е в а ж н о е заключается в у с т о й ч и в о й стратификации приземных слоев в о з д у х а, которая тушит всякое вертикальное перемещение, кроме стенания вниз, б о л е е х о л о д н о г о, а следовательно, относительно б о л е е тяжелого в о з д у х а.

В ночные часы о с о б е н н о велика роль ветра. Ослабление ветра, а в связи с ним и т у р б у л е н т н о г о обмена одновременно с п о с о б с т в у е т установлению' инверсии температуры, которая, в свою очередь, определяет дальнейшее о с л а б л е н и е т у р б у л е н т н о с т и. Н а о б о р о т, усиление ветра увеличивает т у р булентность непосредственно и косвенно, благодаря р а з р у ш е н и ю у с т о й чивости атмосферы.

Большой эмпирический материал и т е о р е т и ч е с к и е с о о б р а ж е н и я п о к а зали, что на открытых ровных местах, выше неровностей подстилающей* поверхности (в частности травостоя), т у р б у л е н т н о е перемешивание в п р и земном с л о е в о з д у х а возрастает с высотою пропорционально последней при условии равновесного состояния атмосферы, т. е. при градиентах температуры, близких к нулю. П р и сверхадиабатическом градиенте турбулентность растет с высотою быстрее, чем при равновесном с о с т о янии, при инверсии, н а о б о р о т, — медленнее.

43.

Эти о с о б е н н о с т и изменения турбулентности с высотою, в свою оче р е д ь, обусловливают вертикальные градиенты ветра, температуры и влаж н о с т и воздуха. В нижнем 1 — 2 - м е т р о в о м слое в о з д у х а над деятельной поверхностью поток тепла и влаги можно считать практически неменяю щимся с высотою ввиду малой тепло- и влагоемкости воздуха. Что касается кинетической энергии ветра, т. е. энергии направленного воз д у ш н о г о потока, т о можно считать, что та е е часть, которая расхо дуется на трение и о б р а з о в а н и е вихрей, в основном р а с х о д у е т с я в пре делах высот неровностей подстилающей поверхности. Выше этих неров ностей поток кинетической энергии ветра в слое нескольких метров также м о ж е т считаться постоянным.

При неизменном потоке [см. ф о р м у л у ( 1 1 ) для теплового потока] градиенты о б р а т н о пропорциональны коэфициенту турбулентности.

А так как при равновесном состоянии турбулентность меняется прямо про порционально высоте, то, следовательно, в этом случае градиенты б у д у т о б р а т н о пропорциональны высоте. При сверхадиабатической стратифи кации градиенты изменяются не о б р а т н о пропорционально высоте, но несколько быстрее, при инверсии — медленнее. О с о б е н н о с т и изменения по вертикали температуры и ветра используются для расчета коэфици е н т а турбулентности.

Теория т у р б у л е н т н о г о обмена, так ж е как и методы расчета коэфи циента т у р б у л е н т н о с т и, находятся еще в стадии разработки. Тем не менее некоторые методы у ж е могут быть использованы для получения приближенных характеристик т у р б у л е н т н о г о обмена.

Н и ж е приводится один из методов расчета, предложенный советским ученым Д. Л. Лайхтманом 1 и основанный на учете изменения с к о р о с т и ветра с высотою. Э т о т м е т о д был проверен на практике для слоя в о з д у х а в пределах высот 1 — 1 0 м. И з д о п у щ е н и я о неизменности п о т о к а п о вертикали, п о л о ж е н н о г о в о с н о в у э т о г о метода расчета, он м о ж е т •быть использован лишь для слоя в о з д у х а, р а с п о л о ж е н н о г о выше неров н о с т е й деятельной поверхности. Е г о нельзя применять для пересеченной •местности в пределах высот неровностей, а также у самой поверхности почвы, в частности с р е д и травостоя.

П о Д. Л. Лайхтману, коэфициент т у р б у л е н т н о с т и к м2/сек м о ж е т быть вычислен с п о м о щ ь ю с л е д у ю щ е й формулы:

$uiz1~\ k= - (11а) где (3 — переменная величина, определяемая по изменению скорости ветра •с высотою, зависящему, в свою очередь, от термической стратификации и ш е р о х о в а т о с т и ;

и 2 — скорость ветра на высоте 2 м\ Z—высота, для к о т о р о й вычисляется коэфициент обмена;

а — величина, зависящая от с к о р о с т и ветра, термической стратификации и шероховатости подсти лающей п о в е р х н о с т и, а также определяемая по изменению с к о р о с т и ветра с высотою.

П о д шероховатостью понимают неровности деятельной п о в е р х н о с т и,.которые увеличивают трение в о з д у ш н о г о потока, уменьшают линейно Более совершенный метод не мог быть здесь приведен из-за его слож ности. Он дан в работе Д. Л. Л а й х т м а н а и М. И. Т и м о ф е е в а »Тур булентный обмен в нижних слоях атмосферы", Труды ГГО, вып. 20(82), 1949.

направленную с к о р о с т ь е г о, но в то жа время увеличивают б е с п о р я дочное вихревое д в и ж е н и е — турбулентность.

С п о с о б определения а и показателя шероховатости z 0 по вертикаль ному п р о ф и л ю ветра изложен на стр. 7 2 — 7 5. Н а рис. 16 даны кривые, с п о м о щ ь ю которых, зная шероховатость z0 и а, м о ж н о определить р..

а имеет значения, б л и з к и е к нулю при равновесном состоянии атмо-.

сферы. Отрицательная а наблюдается при сверхадиабатических градиен тах, п о л о ж и т е л ь н а я — п р и инверсии.

В тех случаях, когда а не м о ж е т быть определена из н е п о с р е д ственных наблюдений над вертикальным профилем ветра, для п р и б л и женных расчетов k м о ж н о использовать наблюдения н а д с к о р о с т ы а ветра на 2 ж и разностью температур в о з д у х а в слое 2 0 и 1 5 0 см.

Р 0, 0, 0, 0, 0, 0, 0, -0,1 О 0,1 0,2 0,3 1-п Рис. 16. Номограмма для расчета множителя Р в формуле коэфициента турбулентности.

В табл. 2 8 приведены значения а в зависимости от скорости ветра?

и2 и стратификации в о з д у х а Д 2 0 1 5 0. Величину z0 м о ж н о п р и б л и ж е н н а определить по х а р а к т е р у подстилающей поверхности (см. стр. 7 2 ).

Рассчитываемый этим с п о с о б о м коэфициент турбулентности обычно выражают в M2jcetc.

Н а р я д у с приведенным методом расчета коэфициента т у р б у л е н т н о с т и, существует метод М. И. Будыко и др. К сожалению, все они, в том* числе и м е т о д Д. Л. Лайхтмана, д а ю т лишь приближенные величины коэфициента т у р б у л е н т н о с т и, что, однако, в ряде случаев бывает д о с т а т о ч н о для решения практических задач.

П е р е х о д и м к рассмотрению о с о б е н н о с т е й с у т о ч н о г о х о д а к о э ф и ц и ента т у р б у л е н т н о с т и, приведенного в табл. 19, причем для сравнения см21сек.

с к о э ф и ц и е н т о м т е м п е р а т у р о п р о в о д н о с т и почвы даем его в Летом в ясную п о г о д у коэфициент турбулентности на высоте 1 ж.

в ночные часы менее 1 0 0 см2\сек, см2\сек.

днем ж е — б о л е е 1 0 0 Учитывая, что в среднем коэфициент т е м п е р а т у р о п р о в о д н о с т и почвьь равен 0, 0 0 3 см21сек, мы п р и х о д и м к выводу, что турбулентная темпе р а т у р о п р о в о д н о с т ь в о з д у х а у ж е на высоте \ м ь сто тысяч и в миллион раз б о л ь ш е т е м п е р а т у р о п р о в о д н о с т и почвы.

Вместо коэфициента турбулентности k часто применяют к о э ф и ц и е н т т у р б у л е н т н о г о обмена А, равный произведению k на плотность воз д у х а р. В о второй строке табл. 19 приводится суточный х о д к о э ф и циента т у р б у л е н т н о г о обмена А (иногда его п р о с т о называют к о э ф и циентом о б м е н а ). Коэфициент обмена А г/см сек численно равен коли ч е с т в у в о з д у х а в граммах, проходящего через 1 см3 в с е к у н д у.

Т а б л и ц а Суточный ход коэфициентов, характеризующих скорость передачи тепла в воздухе на высоте 1 м в степи (в среднем за летние месяцы) Часы Коэфициенты 19. 21 11 13 15 k см21сек... 860 230 80 470 860 1170 1250 1250 1,6 1, 0, A = kр г) см сек М 0,3 0, 0,6 1, 0,1 0,1 1, 1, кал/см сек/град... 0,02 0,02 0,05 0,14 0,26 0,38 0,26 0,07 0, 0,38 0, 0, Наконец, в последней строке этой ж е таблицы дается п р о и з в е д е н и е •€рpk кал/см сек град. Э т у величину можно назвать коэфициентом турбулентной т е п л о п р о в о д н о с т и воздуха. Она так ж е меняется во времени •и с высотою, как и коэфициент т у р б у л е н т н о с т и.

Коэфициент т у р б у л е н т н о й теплопроводности в о з д у х а на высоте 1 м 'в ночные часы в десятки раз больше теплопроводности почвы, а в днев ные часы п р е в о с х о д и т п о с л е д н ю ю в сотни раз (см. табл. 10 и 11).

Как у ж е было сказано, в приземном слое в о з д у х а все показатели •обмена ( k, А и X) изменяются в первом приближении пропорционально •высоте. Таким о б р а з о м, у ж е на высоте 1 0 см они б у д у т в десять р а з меньше, а на высоте 1 см меньше в 1 0 0 р а з. У самой ж е поверхности земли в слое, измеряемом миллиметрами и их долями, турбулентный о б м е н затухает, и передача тепла, как и всех д р у г и х свойств, о с у щ е ствляется преимущественно молекулярным путем, коэфициент ж е моле кулярной теплопроводности в о з д у х а равен 0, 0 0 0 0 5 кал!см сек, т. е.

в 1 0 0 раз меньше, чем почвы. Н о при термической конвекции т у р б у лентный о б м е н, конечно в ослабленном виде, сохраняется и у самой деятельной поверхности.

Благодаря ослаблению турбулентного обмена, в самом приземном •слое в о з д у х а, о с о б е н н о в ночные часы, при г л у б о к о й инверсии темпе р а т у р ы приходится считаться и с передачей тепла путем длинноволно вого излучения, роль которого мы пока не умеем учитывать.

Р е з к о е убывание т у р б у л е н т н о г о обмена по мере приближения к дея тельной поверхности является основной причиной не менее р е з к о г о р о с т а градиентов температуры, влажности и ветра в том ж е направле н и и. Этим ж е объясняется резкий скачок в температуре, который наблюдается у самой деятельной поверхности.

В табл. 2 0 приводятся данные зависимости коэфициента т у р б у л е н т н о с т и на высоте 1 м от условий погоды п о наблюдениям на лугу в окрестностях Ленинграда, полученные Т. А. Огневой.

Т а б л и ц а Зависимость коэфициента турбулентности (k м?/о,ек) на высоте 1 м от условий погоды Теплое время года Холодное время года скорость ветра на 1 м (в м/сек) Облачность (в баллах) 1-- до 1 4-- 6 1-3 4- ДО день ночь в течение суток день ночь ночь день 0-7 0,20 0,20 0,05 0,005 0, 0,005 0,02 0,25 0, 8-10 0,10 0, 0,15 0,05 0,10 0,005 0, 0,01 0, Коэфициент т у р б у л е н т н о с т и в этой т а б л и ц е дается не в см?\сек, м2(сек, во и з б е ж а н и е б о л ь ш и х чисел.

ав Как у ж е указывалось, вышеприведенным с п о с о б о м можно рассчиты вать коэфициент т у р б у л е н т н о с т и только на открытом р о в н о м месте.

В защищенных местах, с р е д и растительности, строений, в пересеченных у с л о в и я х рельефа мы е щ е не умеем определять турбулентность. В первом приближении м о ж н о принять, что в этих случаях о т н о ш е н и е к т у р б у лентности на открытом ровном месте пропорционально о т н о ш е н и ю ско р о с т е й ветра, т. е. если, п р е д п о л о ж и м, скорость ветра на поляне на высоте 1 м в 1, 5 раза меньше, чем в поле, т о, следовательно, и тур б у л е н т н о с т ь на этой высоте на поляне б у д е т также примерно в 1, раза меньше.

О с л а б л е н и е т у р б у л е н т н о г о обмена вследствие з а щ и щ е н н о с т и м е с т о положения или в о о б щ е при малых скоростях ветра приводит к тому, что о б щ е е количество тепла, п о с т у п а ю щ е е в воздух, сокращается, и б о л ь ш е тепла остается на д о л ю почвы. У с и л е н и е т е п л о в о г о потока в почву определяется в данном случае большими градиентами темпера т у р ы в самой почве за счет высокой температуры поверхности почвы.

Н о температура приземных слоев в о з д у х а в таких случаях бывает повы шена, так как, благодаря о с л а б л е н н о м у о б м е н у, в приземных слоях в о з д у х а задерживается относительно ббльшая часть тепла, п о с т у п а ю щ е г о в атмосферу, чем при повышенном обмене.

Аналогичная картина наблюдается при ночном охлаждении, с той только разницей, что в этом с л у ч а е тепло поступает и з в о з д у х а в почву.

При ослабленной турбулентности поток тепла и з верхних с л о е в в о з д у х а у м е н ь ш а е т с я, и в н и з у наблюдается о с о б е н н о р е з к о е п о х о л о д а н и е.

Х о р о ш и й пример влияния с к о р о с т и ветра на теплообмен представлен на р и с. 17, на к о т о р о м дан суточный х о д всех компонентов баланса, с к о р о с т и ветра и температуры для д в у х смежных дней, отличающихся по с к о р о с т и ветра.

Д н е м 30/VIII температура в о з д у х а tB и п о в е р х н о с т и почвы ta выше, чем 31 /VIII. 301VIII т е п л о о б м е н в почве Г б о л ь ш е, несмотря на т о что 3 0 - г о меньше напряжение радиационного баланса R и т е п л о о б м е н почва — в о з д у х Q. Отмеченные о с о б е н н о с т и объясняются тем, что 3 0 - г о с к о рость ветра на высоте 2 м порядка 2 м\сек, а 3 1 - г о — 4 м/сек. О т с ю д а делаем вывод, что, изменяя скорость ветра, мы сможем регулировать и тепловой режим приземных слоев воздуха и почвы.

Коэфициент турбулентности меняется и в макромасштабе. Он разли чен в разных климатических зонах. Н о в этом случае р е ш а ю щ е е влия ние оказывает не скорость ветра, а термическая стратификация призем ных слоев в о з д у х а и наличие у с т о й ч и в о г о с н е ж н о г о покрова, ' р е з к о уменьшающего шероховатость.

Рис. 17. Суточный ход компонентов теплового баланса и других метео рологических элементов при тихой и ветреной погоде. Арысь, август 1945 г.

Н а юге СССР летом, благодаря п р е о б л а д а н и ю ясной погоды и б о л ь ш о м у напряжению солнечной радиации, днем г о с п о д с т в у ю т сверхадиа батические градиенты, которые вызывают р е з к о е увеличение турбулент ности. К зиме дневная турбулентность о с л а б е в а е т, хотя все-таки и в э т о время года превышает ночную, чему с п о с о б с т в у е т отсутствие устойчи в о г о с н е ж н о г о покрова. Г о д о в о й х о д ночной турбулентности носит обратный характер. Ясные летние ночи с п о с о б с т в у ю т о б р а з о в а н и ю тем пературной инверсии, что приводит к уменьшению турбулентности. З и м о й ж е преобладание пасмурной погоды ослабляет инверсию и, следовательно, увеличивает турбулентность.

В северной и средней частях С С С Р г о д о в о й х о д дневного т у р б у л е н т ного о б м е н а выражен также х о р о ш о, но не за счет летнего максимума, который меньше, чем на юге, а благодаря зимнему минимуму. З и м о й,, вследствие снежного покрова, инверсия температуры держится круглые сутки, и п о э т о м у как дневная, так и ночная турбулентность очень мала.

Благодаря э т о й ж е причине максимум ночной т у р б у л е н т н о с т и прихо дится не на зиму, а на ненастную осень.

Зная коэфициент турбулентности и градиенты температуры, можно по ф о р м у л е ( 1 1 ) рассчитать т е п л о о б м е н п о ч в а — в о з д у х, в том числе и суточный х о д т е п л о о б м е н а.

В табл. 2 1 приводится суточный х о д теплообмена п о ч в а — в о з д у х в ясные сухие дни теплого времени года для тех ж е д в у х пунктов, для которых приводился и теплообмен в почве (минус означает, что тепло поступает от деятельной поверхности в воздух).

Т а б л и ц а Суточный ход теплообмена почва — воздух, кал/см мин Часы Пункт наблюдений 7 11 13 15 17 3 9 1 0,01 -0,02 -0,15 -0,20 -0,20 -0,17 -0,07 0, Арысь.. 0,03 0, 0,01 0, 0,00 -0,04 -0,12 -0,18 -0,20 -0,15 -0,08 0,00 0, Колтуши. 0, 0,01 0, П р е ж д е всего бросается в глаза различие м е ж д у напряжением тепло вого потока в дневные и ночные часы. Э т о явление н е п о с р е д с т в е н н о связано с суточным ходом как т у р б у л е н т н о й т е п л о п р о в о д н о с т и, так и самого радиационного баланса (см. выше).

Вторая о с о б е н н о с т ь заключается в том, что поток тепла от поверх ности почвы в в о з д у х п о с т у п а е т лишь через н е к о т о р о е время после восхода солнца и прекращается д о з а х о д а солнца. Максимум дневного поступления тепла в в о з д у х несколько сдвинут в послеполуденные часы.

Коэфициент т у р б у л е н т н о г о обмена А используется не только для характеристики потока тепла в воздух, но и для расчета испарения с деятельной поверхности по вертикальному градиенту удельной влаж ности, при условии, конечно, что вертикальный п е р е н о с водяного пара связан или с испарением или с конденсацией (удельной влажностью называется количество водяного пара, выраженное в граммах, в 1 г влажного в о з д у х а ).

Чем б о л ь ш е различается с о д е р ж а н и е водяного пара по вертикали (т. е. чем б о л ь ш е вертикальный градиент удельной влажности), тем б о л ь ш е п е р е н е с е т его с о д н о г о уровня на д р у г о й 1 г в о з д у х а. Вся ж е сумма переноса зависит, кроме т о г о, от количества граммов в о з д у х а, п р о х о д я щ и х через 1 см2 в единицу времени, т. е. от коэфициента обмена А.

Пользуясь приближенной ф о р м у л о й ( 1 2 ), м о ж н о по вертикальному г р а д и е н т у удельной влажности и коэфициенту обмена рассчитать испа рение:

(12) е= А^Z2 — Z1^ 4 С. А. Сапожникова f испарение в zlcu где e— сек, — z* приближенный вертикальный z i i градиент удельной влажности (при условии, что к о э ф и ц и е н т обмена и градиент относятся к одной и той ж е высоте).

Если правую часть равенства умножить на теплоту парообразования d, то мы получим р а с х о д тепла на испарение Е кал/см сек:

h h E = Ad ~. (13) Эта формула аналогична ф о р м у л е т е п л о о б м е н а почва—воздух, если е е представить в виде Использование этих ф о р м у л несколько тормозится трудностью опре деления коэфициента обмена, усугубляемой большой его изменчивостью.

Тем не менее подобные расчеты как теплообмена, так и испарения все б о л е е внедряются в практику. Чаще всего с их помощью характе р и з у ю т суточный х о д указанных п р о ц е с с о в. Характеристика с у т о ч н о г о х о д а испарения по испарителям (системы Рыкачева, Попова), как и з вестно, практически н е в о з м о ж н а.

З а длительные промежутки времени (например, сутки, сезон), для которых испарение м о ж е т быть о п р е д е л е н о по испарителям или п о балансу влаги в почве, теплообмен п о ч в а — в о з д у х м о ж н о вычислять как остаточный член теплового баланса п о формуле ( 1 ), а именно:

-Q = R+T+E.

При таком определении теплообмена ошибка его равняется сумме о ш и б о к трех д р у г и х компонентов теплового баланса, которые, как известно, довольно значительны. В этом заключается основной недостаток п о д о б ных расчетов.

Расходы тепла на испарение играют в е д у щ у ю роль в тепловом балансе деятельной поверхности. Испарение 1 г воды, как известно, т р е б у е т о к о л о 6 0 0 кал тепла.

Таблица 2 2 иллюстрирует расходы тепла на испарение по наблюдениям Н о в г о р о д с к о й станции в среднем за период с 1 9 2 2 по 1 9 3 1 г.

Т а б л и ц а Расходы тепла на испарение, кал[см2 мин Вид испаряющей поверх IX V VI VII VIII ности 123 176 111 159 117 Болото моховое 165 218 Рожь озимая........ 159 81 153 212 Овес. 230 Луг искусственный 181 212 240 123 Приближенный радиационный 230 230 баланс дневной части суток В зависимости o r характера деятельной поверхности расходы тепла н а испарение (включая и транспирацию) существенно меняются. В с р е д нем за вегетационн?лй п е р и о д луг тратит на испарение на 3 0 — 4 0 ° / б о л ь ш е тепла, чем черный пар, а озимая р о ж ь в мае поглощает на испарениё на 8 0 ° / 0 больше калорий, чем тот ж е черный пар. Н а и б о л е е велики р а с х о д ы на испарение в и ю н е — и ю л е. К сентябрю расходы тепла на испарение р е з к о сокращаются.

П е р и о д максимума испарения определяется благоприятным сочетанием запасов влаги в почве, б о л ь ш о й испаряющей поверхностью х о р о ш о р а з витого травостоя и наличием р а д и а ц и о н н о г о тепла. К осени радиацион ный баланс уменьшается, в связи с этим уменьшается и испарение.

Обратный испарению п р о ц е с с — конденсация — с о п р о в о ж д а е т с я выде лением тепла. Конденсация влаги на деятельной поверхности в виде росы или инея по своей интенсивности значительно у с т у п а е т испарению.

Для характеристики суточного х о д а испарения используем данные т е х ж е д в у х пунктов: Арысь и Колтуши (табл. 2 3 ) (минус означаег, что т е п л о расходуется на испарение).

Т а б л и ц а Суточный ход теплооборота, связанного с испарением - конденсацией, кал/см2 мин Часы Пункт наблюдений 1 3 9 11 13 19 7 15 Арысь.. -0,03 -0,06 -0,05 -0,07 -0,05 -0, Колтуши. 0,00 -0,07 -0,17 -0,27 -0,27 -0,23 -0,15 -0,01 0,01 0, 0,01 0, В отличие от теплообмена в почве, максимум расходов тепла на испарение смещен во в т о р у ю часть суток, что связано с с о о т в е т с т в у ю щим сдвигом максимума температуры испаряющей поверхности. Интен сивность выделения тепла прл конденсации в 1 5 — 2 0 раз меньше интенсивности р а с х о д о в тепла на испарение.

Как и следовало ожидать, расходы тепла на испарение существенно меняются в зависимости от макроклиматических условий. В пустынных условиях Арыси они в 2 — 4 раза меньше, чем на поверхности луга в лесной зоне.

Наблюдения над суточным х о д о м испарения и транспирации показы вают, что сколько-нибудь интенсивное испарение в о з м о ж н о лишь за счет радиационного тепла. При недостатке радиационного тепла испарение € ы с т р о приводит к установлению температурной инверсии, ослаблению т у р б у л е н т н о с т и и насыщению водяным паром прилегающих к деятельной поверхности слоев в о з д у х а. Лишь при интенсивной адвекции теплого и сухого в о з д у х а, с о п р о в о ж д а ю щ е й с я сильными ветрами (фены, суховеи юго-востока),- испарение м о ж е т происходить вне непосредственной зави с и м о с т и от радиационного баланса, в том числе и ночью при отрица тельном радиационном балансе.

3* Глава СРАВНИТЕЛЬНАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА КОМПОНЕНТОВ ТЕПЛОВОГО БАЛАНСА В СУТОЧНОМ ХОДЕ ИХ.

МЕСТНАЯ АДВЕКЦИЯ КАК ФАКТОР, ОПРЕДЕЛЯЮЩИЙ ОСОБЕННОСТИ МИКРОКЛИМАТА Сравним суточный х о д компонентов теплового баланса в летние дни и. выявим по возможности их взаимную связь, типичную для д в у х различных климатических условий. На рис. 18 представлены кривые с у т о ч н о г о х о д а всех четырех компонентов теплового баланса по наблю дениям в Арыси (в условиях пустыни), а в табл. 2 4 даны с о о т н о ш е н и я 20 часы Рис. 18. Суточный ход компонентов теплового баланса. Арысь, 25/VIII—12/1Х 1945 г.

Таблица Соотношения компонентов теплового баланса, (без учета знаков компонентов) Часы Компо ненты 0—2*2—4 4—б|б—8 8—10;

10—12 1 2 - 1 4 14—16|16—18 1 8 - 2 0 2 0 — 2 2 ;

2 2 - 2 Колтуши (луг 1 28 67 71 12 15 87 R — Q 22 24 17 32 34 35 40 8 R — Е 7 16 54 54 56 5 R — Арысь (пустыня) Т 39 93 91 85 56 32 17 95 68 — R Q 17 : 7 9 15 51 63 32 R. — Е 27 -1 17 12 17 R — — — — — — Примечание. Тире (—) означает или отсутствие данных (по конденсации водяного пара в Арыси), или непоказательность соотношений в часы с радиационным балансом, близким к нулю.

м е ж д у радиационным балансом и остальными компонентами для Колчу шей (луг) и Арыси.

В ясную тихую погоду ведущим и наибольшим по напряжению как днем, так и ночью, как на севере, так и на юге является радиационный баланс. Напомним, что в пустыне напряжение радиационного баланса того же порядка, что и в лесной зоне. Относительно низкий уровень радиационного баланса деятельной поверхности в пустыне, как у ж е указывалось выше, объясняется, во-первых, большой отражательной способностью (35°/ 0 ) светлой лессовой почвы, лишенной раститель ности, а во-вторых, большим эффективным излучением благодаря высо ким (более 5 0 ° ) температурам поверхности почвы. Напряжение радиа ционного баланса поливных участков, покрытых растительностью, в условиях Средней Азии, конечно, больше, чем на севере.

В дневные часы в лесной зоне вторым по величине компонентом •является расход тепла на испарение (свыше 5 0 ° / 0 от радиационного •баланса), в пустыне ж е, благодаря отсутствию влаги, этот компонент занимает последнее место. В пустыне вторым по значимости, после радиации, является поток тепла в в о з д у х ( д о 6 0 ° / 0 ). В лесной ж е зоне тепловой поток в в о з д у х занимает третье место. Тепловой поток в почву на лугу занимает последнее место, а в пустыне — третье.

Почти во все часы суток сумма отношений к радиационному балансу прочих компонентов теплового баланса равна ЮО°/ 0, что свидетельствует о том, что они ( Q, Е, Т) имеют один и тот же знак. В дневные часы эти потоки имеют отрицательный знак (тепло уходит от деятельной по верхности в почву, в в о з д у х и расходуется в процессе испарения), в ноч ные — положительный (тепло приходит к деятельной поверхности из почвы, из воздуха и в процессе конденсации). Когда радиационный баланс близок к нулю, что в ясную летнюю п о г о д у наблюдается т о л ь к о в утренние и вечерние часы, сумма отношений не равна 1ОО°/0 (если брать эти отношения без учета знака). Это означает, что указанные три компо нента имеют также разные знаки. Например, в Колтушах в 1 6 — 1 8 часов поступление тепла в воздух, как и испарение, а следовательно, и рас х о д тепла на испарение, еще продолжалось, а почва у ж е отдавала тепло. Причем именно поступление тепла из почвы обеспечивало срав нительно интенсивное испарение, несмотря на уменьшение радиацион ного баланса.

И з вышеприведенных и аналогичных им данных можно сделать вывод, что различия в поступлении тепла в в о з д у х определяются не только и возможно д а ж е не столько радиационным балансом, сколько р а с х о д о м тепла на испарение.

В тех случаях, когда последний велик, например в поле, на лугу, о с о б е н н о после дождя или полива, непосредственный поток тепла в в о з д у х сокращается за счет расхода тепла на испарение. Последнее тепло также поступает в атмосферу, но в скрытом виде, освобождаясь лишь прк конденсации водяного пара в верхних слоях атмосферы.

Отсюда можно сделать вывод, что при прочих равных условиях дневные температуры приземных слоев воздуха возрастают по мере уменьшения испарения. Жаркие погоды засушливых лет, так ж е как и зной пустынь, определяются не столько особенностями радиационного баланса, сколько резким сокращением расхода тепла на испарение. Увеличивая р а с х о д тепла на испарение, например при помощи полива, мы тем самым умень шим непосредственное поступление тепла в а т м о с ф е р у и в почву, что, в первую очередь, снизит температуру приземных слоев в о з д у х а и верх них слоев почвы.

О т с ю д а же следует, что в северных условиях, при недостатке тепла в приземном слое, можно д о б и т ь с я его увеличения, уменьшая испарение (дренаж, мульчирование и др.).

Н о ч ь ю с о о т н о ш е н и е компонентов меняется. Хотя радиационный баланс попрежнему является в е д у щ и м, но второе место занимает т е п л о вой поток и з почвы (от 7 0 д о 9 5 ° / 0 ). Тепловой поток из в о з д у х а составляет от 5 д о 3 0 ° / 0. Поступление ж е тепла вследствие конденса ции не д о с т и г а е т 10°/ р.

Остановимся на роли отдельных компонентов в о б р а з о в а н и и замо розков.

• Тепловой режим приземных слоев в о з д у х а, а также поверхности почвы и растений в ночные часы определяется не только эффективным излучением, но и тем, какая часть э т о г о расхода тепла деятельной поверхности компенсируется потоком тепла из почвы. Кроме того, имеет б о л ь ш о е значение мощность слоя воздуха, от к о т о р о г о тепло поступает к деятельной поверхности. При малой турбулентной т е п л о п р о в о д н о с т и отдача тепла из воздуха не выходит за пределы самых нижних слоев, что приводит к р е з к о м у их выхолаживанию.

Сложный комплекс явлений, обусловливающих н о ч н о е п о х о л о д а н и е, д о л ж е н учитываться п р и ' б о р ь б е с з а м о р о з к а м и.

П р о г н о з радиационного заморозка сводится в основном к п р о г н о з у компонентов теплового баланса: радиационного баланса, который зависит от облачности и температуры, влажности воздуха, теплового потока и з в о з д у х а, связанного с ветром, теплового потока из почвы, определяе мого при оголенной почве ее влажностью и плотностью, а при наличии растительного покрова в п е р в у ю очередь мощностью последнего и в о з м о ж н о г о выделения теплоты парообразования.

При оценке эмпирических методов прогноза з а м о р о з к о в н е о б х о д и м о п р е ж д е всего рассмотреть соответствие их вышеизложенной ф и з и ч е с к о й с у щ н о с т и явления. При этом н е о б х о д и м о иметь в виду, что п о д о б н ы й п р о г н о з применим лишь для ровных мест. В пересеченных условиях рельефа большую роль играет сток х о л о д н о г о воздуха, так называема»

местная адвекция, к рассмотрению к о т о р о й мы и п е р е х о д и м.

Н а больших ровных и о д н о р о д н ы х по характеру почвы и раститель ности участках в формировании местного климата и микроклимата р е ш а ю щ у ю роль играют местный радиационный баланс и местные о с о бенности деятельной поверхности. Микроклимат и местный климат таких участков мы называем самостоятельным.

В т е х случаях, когда небольшие участки отличаются по свойствам своего деятельного слоя от о к р у ж а ю щ е й местности, например склоны холма или оврага, поливной участок среди богары, местный" климат и микроклимат их определяются не только о с о б е н н о с т я м и деятельного слоя на месте, но и п е р е н о с о м в о з д у х а с с о с е д н и х участков местной адвекцией. Такие микроклиматы и местные климаты с п р е о б л а д а ю щ и м влиянием адвекции местного масштаба мы называем несамостоятель ными.

Н а л и ч и е г о р и з о н т а л ь н о г о п е р е н о с а тепла и влаги меняет п е р е н о с и х по в е р т и к а л и. Так, н а п р и м е р, на п о л и в н о м у ч а с т к е т е п л о в о й п о т о к и в летний день, в о т л и ч и е о т н о р м а л ь н о г о, м о ж е т быть н а п р а в л е н и з в о з д у х а к п о ч в е б л а г о д а р я т о м у, что влажная почва и п р о и з р а с т а ю щ а я на ней р а с т и т е л ь н о с т ь р а с х о д у ю т на и с п а р е н и е и т р а н с п и р а ц и ю с т о л ь к о тепла, что т е м п е р а т у р а п о в е р х н о с т и почвы и р а с т е н и й о к а з ы в а е т с я н и ж е температуры воздуха, переносимого с окружающей неполивной территории.

Р а з д е л е н и е микроклимата на самостоятельный и н е с а м о с т о я т е л ь н ы й в а ж н о учитывать во всех с л у ч а я х б о р ь б ы с вредными м е т е о р о л о г и ч е скими явлениями.

О с о б е н н о велика р о л ь м е с т н о й а д в е к ц и и в ф о р м и р о в а н и и м и к р о климата и м е с т н о г о климата в ночные часы. В э т о время с у т о к, бла годаря радиационному выхолаживанию, у поверхности земли образуется слой более холодного, а следовательно, и б о л е е тяжелого воздуха.

Тепло Рис. 19. Схема распределения температуры воздуха ночью в у с ю в и я х пересеченного рельефа.

Устойчивая стратификация температуры ослабляет турбулентный обмен, в результате охладившийся у земной поверхности воздух плохо с м е ш и в а е т с я с верхним, е щ е не у с п е в ш и м о х л а д и т ь с я в о з д у х о м. В п е р е с е ч е н н о й м е с т н о с т и х о л о д н ы й тяжелый в о з д у х с т е к а е т в п о н и ж е н н ы е места. С т о к х о л о д н о г о в о з д у х а н а б л ю д а е т с я с о с к л о н о в х о л м о в, о в р а гов, в д о л ь п о долинам, с крон д е р е в ь е в и к у с т а р н и к о в. Н а м е с т о сте к а ю щ е г о х о л о д н о г о в о з д у х а п о с т у п а е т е щ е н е у с п е в ш и й остыть в о з д у х в е р х н и х с л о е в. В р е з у л ь т а т е б о л е е н и з к и е т е м п е р а т у р ы в о з д у х а в ноч ные часы н а б л ю д а ю т с я не на у ч а с т к а х с н а и б о л ь ш и м радиационным в ы х о л а ж и в а н и е м и о с л а б л е н н ы м п о т о к о м тепла и з почвы, а там, куда стекает охладившийся воздух.

Т а к, н и з м е н н ы е места о к а з ы в а ю т с я б о л е е м о р о з о б о й н ы м и п о срав н е н и ю с в о з в ы ш е н н ы м и, н е с м о т р я на т о, что б о л е е влажная и, с л е д о в а т е л ь н о, б о л е е т е п л о п р о в о д н а я почва п е р в ы х с п о с о б с т в у е т п о д т о к у тепла и з почвы, к о м п е н с и р у ю щ е м у о т н о с и т е л ь н о б о л ь ш у ю д о л ю р а д и а ц и о н н о г о р а с х о д а тепла п о с р а в н е н и ю с с у х и м и почвами возвышенных участков.

Н е п р а в и л ь н о у п о д о б л я т ь с т о к х о л о д н о г о в о з д у х а с т о к у воды. С т о к воды о п р е д е л я е т с я р а з л и ч и е м в у д е л ь н о м в е с е воды и в о з д у х а, а, как и з в е с т н о, в о д а п о ч т и в тысячу р а з т я ж е л е е в о з д у х а. О т н о ш е н и е ж е в е с а т е п л о г о и х о л о д н о г о в о з д у х а при р а з н о с т и т е м п е р а т у р ы в 3 ° всего лишь п о р я д к а 1 : 1, 0 1. П о э т о м у сток о с у щ е с т в л я е т с я л и ш ь при к р у тизне склонов, превышающих 2 — 4 °. Растительность, древесная й кустар никовая, обычно з а д е р ж и в а е т сток х о л о д н о г о воздуха. На рис. 19 пред ставлена схема распределения ночной температуры в условиях пересе ченного рельефа в результате стекания х о л о д н о г о в о з д у х а.

Мощность с т е к а ю щ е г о в о з д у ш н о г о потока определяется площадью в о з д у х о с б о р а. На вершине склона она невелика — менее 1 м. В нижней части долин она может достигать десятков метров и б о л е е и перехо дить в о б щ е и з в е с т н ы е горные ветры. Верхняя граница такого потока бывает р е з к о очерчена. Скорость стекания чаще всего меньше 1 м\сек.

Стоку х о л о д н о г о в о з д у х а и связанной с ним диференциации темпера туры с п о с о б с т в у ю т интенсивное радиационное выхолаживание и с л а б о е т у р б у л е н т н о е перемешивание, т. е. ясная тихая погода. К стоку х о л о д ного в о з д у х а мы еще вернемся в р а з д е л е о влиянии рельефа на м о р о зоопасность территории.

Р а з д е л II ОСНОВНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ВЕРТИКАЛЬНОЙ СТРАТИФИКАЦИИ ТЕМПЕРАТУРЫ ВОЗДУХА И ВЕТРА В ПРИЗЕМНОМ СЛОЕ Глава ИЗМЕНЕНИЕ ТЕМПЕРАТУРЫ С ВЫСОТОЮ В ПРИЗЕМНОМ СЛОЕ ВОЗДУХА. МИКРОКОЛЕБАНИЯ ТЕМПЕРАТУРЫ Изменение температуры воздуха по вертикали в нижнем слое непо средственно связано с теплообменом между почвой и воздухом.

Днем при поступлении тепла от поверхности почвы в в о з д у х темпе ратура с высотою падает, ночью при обратном потоке наблюдается повышение температуры с высотою — инверсия температуры.

В табл. 2 5 приводится пример изменения температуры с высотою над черным паром по наблюдениям в окрестностях Ленинграда.

Т а б л и ц а Температура воздуха над оголенной почвой, Саблино, 15/VII 1938 г.

Разность высот, см Высота, см Часы 5 25 50 150 5-150 5-50 50- Температура Разность температур 12 31,6 29.2 2,4 1,9 0, 30,5 29, 21 —0, 19,5 20,7 —1,8 -1, 20,3 21. Обращает на себя внимание то, что основное изменение происходит в самом нижнем слое воздуха.

Уменьшение градиента температуры с высотою может быть вызвано двумя причинами: 1) уменьшением с высотою потока тепла и 2) увели чением турбулентности, так как, согласно формуле теплового потока ( И ), температурный градиент прямо пропорционален потоку и обратно пропорционален коэфициенту турбулентности. Первое обстоятельство при стационарных условиях не имеет значения для градиентов темпера туры воздуха в приземном слое, так как, благодаря малой объемной тепло е м к о с т и воздуха, тепловой поток почти не меняется при прохождении нижнего слоя в о з д у х а. В т о р о е же играет р е ш а ю щ у ю роль, так как коэфи циент т у р б у л е н т н о с т и, б у д у ч и, как указывалось выше, ничтожно малым у поверхности земли, с высотою растет приблизительно пропорционально последней (см. главу 3). Если бы.


7 градиенты температуры убывали 2 ч.

обратно пропорционально высоте, / so то сама температура понижалась \ (днем) или повышалась ( н о ч ь ю ) пропорционально логарифму вы / \ \ / сот, так как производная именно логарифмической функции (а вер / тикальный градиент т е м п е р а т у р ы — «о это производная температуры по 'ю высоте), как известно, обратно пропорциональна самой величине.

Д. В этом случае вертикальный j -2 -1 О 1 2° профиль температуры в полуло Отклонение от температуры на высоте 1,5м, гарифмических координатах (по Рис. 20. Изменение температуры воздуха ординате — логарифмы высот, п о с высотою в отклонениях ст темпера- абсциссе — температура) предста туры на высоте 150 см по наблюдениям влялся бы прямой линией. Н о так в ясную тихую погоду на Всеволож- как изменения градиентов по вы ской. Июль—сентябрь 1945 г. (по соте несколько уклоняются от Н. В. Смирновой).

указанной закономерности, то О б о з н а ч е н и я в ы с о т : 1—5, 2—20, 3 - 5 0 и 4—150 см.

изменение и самой температуры п о вертикали не вполне соответствует логарифмическому, благодаря чему профиль в полулогарифмических координатах имеет н е к о т о р у ю кривизну. Js;

4 - • На рис. 2 0 и 21 представлен один и тот ж е профиль температуры в разных к о о р д и н а т а х : на рис. 2 0 — в координатах высота — темпера тура, а на рис. 21 — л о г а р и ф м 1см IgZ, высоты—температура. Наблю К %00г 3, дения 'проводились в окрест ностях Ленинграда на открытом у месте при п о м о щ и вентиляци- 2, / « / о н н о г о психрометра. Для наблю- i сэ дений на верхних точках была \ / 1, использована триангуляционная N ч вышка.

5.

Р и с у н о к 2 0 позволяет у с - 0, -2,0 -1 0 1 тановить основные о с о б е н н о Отклонение от температуры на высоте 1,5м сти дневного и ночного про филя температуры. Д е л о не Рис. 21. Изменение температуры с высо только в том, что днем темпе- тою (то же, что и на рис. 20, в полулога ратура падает, а ночью повы- рифмических координатах;

.

шается. Хотя и в одном и в д р у гом случае наибольшие изменения наблюдаются в самом 'низу, но днем изменение в слое д о 1, 5 ж превышает изменение в слое от 1, 5 д о 3 4.м, ночью ж е, н а о б о р о т, увеличение в слое 1, 5 — 3 4 м больше, чем в самом приземном слое.

То, что ночью градиенты температуры у самой поверхности почвы* меньше, чем днем, объясняется тем, что сам источник ночного п о т о к а тепла — радиационный баланс (см. стр. 3 1 ) меньше дневного. Большая ж е величина ночных градиентов в слое выше 1, 5 м определяется б о л е е медленным их уменьшением с высотою, благодаря б о л е е м е д л е н н о м у, чем днем, р о с т у турбулентности.

В полулогарифмических координатах дневной профиль представляет почти прямую линию. Э т о указывает, что убывание температуры в это время б л и з к о к логарифмическому. Н о если приложить линейку к в е р х ним двум точкам, т о можно все-таки отметить н е к о т о р у ю кривизну с выпуклостью, о б р а щ е н н о й к о с и абсцисс. Н о ч н о й ж е профиль дает явную кривизну. Д о высоты 1, 5 ж разность температур в 0, 2 ° прихо дится на разность логарифмов высот порядка 0, 5 ;

н а высоте ж е 1 0 — 2 0 ж на т у ж е р а з н о с т ь логарифмов приходится разность температур 0, 4 °.

Так как градиенты температуры зависят от источника тепла и т у р булентности, то количественно они могут существенно изменяться в зави симости от условий погоды и характера подстилающей поверхности, н о указанные о с о б е н н о с т и обычно сохраняются. Лишь увеличение скорости:

ветра, вне зависимости от прочих факторов, приближает вертикальный' профиль температуры к логарифмическому. Сравнительную близость к логарифмическому профилю, о с о б е н н о в дневные часы, следует у ч и тывать при решении практических и методических задач, в том ч и с л е при интерполяции данных наблюдений, а в некоторых случаях д а ж е при экстраполяции. Именно п о э т о м у у д о б н е е графическое и з о б р а ж е н и е давать в полулогарифмических координатах, так как интерполяция, а о с о бенно экстраполяция, значительно легче проводится по прямым. Указан ные координаты у д о б н ы е щ е тем, что позволяют о б ъ е д и н и т ь на графике температуру в слое от нескольких сантиметров д о десятков и д а ж е сотен метров с детальностью, с о о т в е т с т в у ю щ е й изменению температуры, не увеличивая ч р е з м е р н о самого чертежа.

Б л и з к о е к логарифмическому распределение температуры по в е р т и кали н е о б х о д и м о учитывать и при выборе высот наблюдений. Р а с с т о я ния м е ж д у точками наблюдений должны быть пропорциональны лога рифмам высот, т. е. возрастать с высотою. Указанные о с о б е н н о с т и в р а с п р е д е л е н и и температуры сохраняются д о высоты нескольких десят ков метров.

В переходные часы суток, а также при резком изменении ветра или напряжения радиационного баланса вертикальный профиль температуры д е ф о р м и р у е т с я. Так, вечером в н и з у может образоваться у ж е инверсия,, в то время как наверху е щ е б у д е т сохраняться слабый сверхадиабати ческий градиент. При наличии приземного р а д и а ц и о н н о г о тумана инвер сионный градиент м о ж е т дать второй максимум на верхней границе тумана.

В у с л о в и я х пересеченного рельефа, а также на участках, з а щ и щ е н ных растительностью или строениями, вертикальный п р о ф и л ь темпера туры с у щ е с т в е н н о д е ф о р м и р у е т с я соответственно с д е ф о р м а ц и е й т у р булентности. Обычно в пределах высоты з а щ и щ е н н о й зоны градиенты уменьшаются, а затем наблюдается резкий скачок. Профиль темпера туры с р е д и травостоя и в лесу б у д е т рассмотрен в с о о т в е т с т в у ю щ и х главах.

59»

Характер термической стратификации приземных с л о е в в о з д у х а •имеет б о л ь ш о е практическое значение, о с о б е н н о благодаря т о м у, что мм регулируется турбулентный обмен, а следовательно, и все связанные с ним процессы, в первую очередь такой важный процесс, как испа рение.

П р и инверсии ослабляется естественная вентиляция, что д о л ж н о учитываться в местах с большим поступлением в атмосферу газообраз ных и дымовых о т х о д о в промышленности.

Н а и б о л ь ш е е практическое значение имеет о п р е д е л е н и е времени уста новления и р а з р у ш е н и я инверсии, так как тем самым мы выделяем п е р и о д с ослабленным турбулентным обменом.

Соответствующие исследования т е п л о в о г о баланса деятельной поверх ности, в частности наблюдения в Арыси и в о к р е с т н о с т я х Ленинграда, п о д т в е р ж д а ю т параллелизм х о д а радиационного баланса и теплообмена п о ч в а — в о з д у х, что может быть использовано для расчета суточного х о д а градиентов температуры.

Из компонентов теплового баланса ( т е п л о о б о р о т а в почве и тепло о б м е н а, связанного с испарением и конденсацией) т е п л о о б м е н почва — в о з д у х по о б щ е м у своему суточному х о д у (но не по а б с о л ю т н о й вели чине и с обратным знаком)- н а и б о л е е приближается к суточному х о д у радиационного баланса (см. рис. 18). Н о моменты перехода их через нуле в о е значение полностью не совпадают. Положительный тепловой поток в в о з д у х (а следовательно, и положительное значение температурного градиента) у г р о м наступает несколько п о з ж е соответствующего значе ния радиационного баланса и вечером раньше кончается. В е д у щ у ю роль в этом отношении играют расходы тепла на испарение. Вечером, когда, благодаря малой относительной влажности, испарение о с о б е н н о интен с и в н о, р а с х о ж д е н и е соответствующих моментов превышает 1, 5 часа, у т р о м ж е о н о порядка 1 часа.

Р е ш а ю щ е е значение испарения подтверждают параллельные наблю д е н и я над температурными градиентами среди пшеничного поля и на черном пару, производившиеся в 1 9 3 9 и 1 9 4 0 гг. В с е с о ю з н ы м инсти т у т о м растениеводства. На черном пару, суммарное испарение с кото р о г о значительно меньше, чем с пшеничного поля, отрицательный тем пературный градиент (инверсия) наступал обычно вечером на 1 час п о з ж е по сравнению с пшеничным полем.

В о б щ е м, можно принять, что чем меньше испарение, тем б л и ж е должны совпадать моменты нулевых значений радиационного баланса и т е п л о о б м е н а почва — воздух.

Н а рис. 2 2 приводится сравнение времени начала установления и р а з р у ш е н и я инверсии с соответствующими высотами солнца по н а б л ю д е н и я м Веста в Салисбери (Южная Англия).

График показывает, что в среднем за месяц нулевое значение тем пературного градиента h t приурочено к высоте солнца 10 — 1 5 °.

Н а рис. 2 3 приводятся аналогичные данные э к с п е д и ц и и 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 и. З д е с ь также время нулевых градиентов п р и у р о ч е н о к высоте солнца 1 0 — 1 5 °, с отклонением не б о л е е 0, 5 часа.

И с к л ю ч е н и е составляют лишь зимние наблюдения при снежном покрове, когда моменты установления и разрушения инверсии были приурочены к высоте солнца порядка 2 0 — 2 5 °, что подтверждает вышесказанное п о л о ж е н и е о влиянии б о л ь ш о й отражательной с п о с о б н о с т и ( а л ь б е д о ) с н е ж н о г о покрова на уменьшение периода с положительным р а д и а ц и о н ным балансом.


Mil !

Д л я характеристики вре- l/i — мени установления и раз рушения инверсии в от дельные дни на рис. 2 4 ( представлены результаты на f б л ю д е н и й над п е р е х о д о м Д t через 0° на одном из пунк тов в степной з о н е СССР || { (наблюдения в течение не i V скольких месяцев проводи я лись у т р о м и вечером через JF каждые 15 минут).

Как видно на рис. 2 4, \ \ отклонение отдельных точек I. от высоты солнца 1 0 — 1 5 ° г (вертикальная черта озна ii?

чает, что At — 0 отмечалась 0 2 4 в 8 Ю 12 1й 16 18 20 22 24 vac.

на протяжении соответ Рис. 22. Время установления и разрушения с т в у ю щ е г о времени) в ос ночной инверсии в с л о е 5 0 — 1 2 0 с м по наблю новном не превышает дениям Веста (р = 51°) в сопоставлении d = l час. с высотою солнца.

1 — Д/ = 0;

2 — А 0 = 10°;

3 — AQ = 15°.

Почти все случаи ран него установления инверсии связаны с интенсивным испарением, о чем косвенно свидетельствуют о т метки о б увлажнении поверхности почвы ранее выпавшими о с а д к а м и.

Запаздывания в наступлении инверсии менее значительны, н о в о т д е л ь ные дни инверсия устанавливалась лишь с з а х о д о м солнца.

ty=56°44' 19-29 УШ 1942г.

ill Ii I 1 1 1 1 1 1 I 1 Ц--42°2б' 21 Х-11X11342 г.

.._ ;

! LL....

I I I ! I I I I (р=52°0В' 2 VI-10 НИ 1943г.

II: ill ! I I I I I I I у=52°06 (снежный покрое) 10III-5IV 1944г.

i i i !U.,, U • I..

4 6 8 10 12 14 15 18' 20 22 24 vac 0 jf j \ Рис. 23. Время установления и разрушения ночной ин версии в слое 20—150 см в сопоставлении с высотою солнца (по экспедиционным наблюдениям ГГО).

/ - 4^ = 0;

2 - й @ = 15°;

й й = 10°.

Время разрушения инверсии связано с высотою солнца еще более четко. Запаздывание в разрушении инверсии в основном связано с облачностью. Н а и б о л ь ш и е запаздывания наблюдались в тех случаях,.

когда ясная ночь сменялась пасмурным утром. Лишь в редких случаях -большое запаздывание разрушения инверсии наблюдалось при ясном шебе за счет выпавших накануне осадков. Обильная роса также способ ствует затягиванию инверсионного периода за счет увеличения расхо д о в тепла на испарение.

Степная растительность, как известно, наиболее интенсивно транспи рирует в начале лета, когда при высоких транспирационных с п о с о б н о стях молодой листвы и больших запасах влаги в почве общая тран спирирующая зеленая масса достаточно велика. К концу лета степь часы Рис. 24. Время разрушения (А) и установления (В) ночной инверсии в слое 20—150 см (р = 55°) в сопоставлении с вы сотою солнца.

высыхает, и о б щ е е испарение должно сокращаться. Благодаря этому в начале лета инверсионный период может быть относительно увеличен п о сравнению с концом лета, в первую очередь за счет более раннего установления инверсии. Н о в первом приближении высота солнца 1 0 — 15°, как показатель нулевого радиационного баланса (см. табл. 8), все ж е может быть использована для прогноза времени установления и раз рушения ночной инверсии в нижнем 1, 5 — 2, 0 - м е т р о в о м слое воздуха в среднем с точностью + 1, 0 час.

Наблюдения в 10 точках СССР, проведенные в 1 9 4 3 — 1 9 4 4 гг.

п о единой методике, на открытых местах с луговой растительностью позволяют определить величину полуденных (Д пд ) и полуночных (А^ пн ) гра диентов слоя 2 0 — 1 5 0 см в их годовом х о д е. В качестве условного показателя градиента мы используем разность температуры в указан ном слое. В совокупности со временем перехода градиента через нуль о н и ж е х а р а к т е р и з у ю т с о б о ю суточный х о д Дt. Влияние погодных у с л о ь и й учитывалось отдельно для дня и для ночи.-Для характеристики р о л и высоты солнца взяты были средние Д t из наблюдений при ясной (облачность 0 — 2 ) и т и х о й (ветер 0 — 2 м\сек) п о г о д е и с у х о й п о в е р х н о с т и почвы.

Н а рис. 2 5 представлено изменение полуденных Д t при ясной к т и х о й п о г о д е в зависимости о т высоты солнца. Нельзя считать, что в данном случае мы имеем дело с непосредственным влиянием только р а д и а ц и о н н о г о фактора. Параллельно с высотою солнца повышается h* 70" SO го к о.... ' ~0,5 0,0 0,5 10 ~ 1,5 Д t Ряс. 25. Зависимость полуденного от высоты солнца /г®.

/ — Анасеули;

2 — Е м ц а ;

3 — Й о ш к а р - О л а ;

4— Высокая Д у б р а в а ;

5 — К у й б ы ш е в ;

6 — Кюсюр;

7— Мазаново (ДВК;

;

8 — Пышкино-Троицкое;

9 — Р е п е т с к ;

10—Ташкент.

с у х о с т ь почвы, что наблюдается в климатических условиях С С С Р как в широтном р а з р е з е (за исключением влажных с у б т р о п и к о в ), так и в годовом х о д е (за исключением Д В К ). Э т о обстоятельство м о ж е т у в е личить роль высоты солнца как н е к о т о р о г о комплексного показателя, так как уменьшение влажности почвы д о л ж н о уменьшить т е п л о о б о р о т в ней, а также р а с х о д ы тепла на испарение и тем самым повысить т е п л о о б м е н п о ч в а — в о з д у х, а следовательно и Д t Несмотря на то чго на графике нанесены столь различные по своему м е с т о п о л о ж е н и ю пункты, как К ю с ю р (Восточная тундра), Ташкент, Е м и а (Архангельская область), Д t, во-первых, о д н о г о порядка, а во- • вторых, д о с т а т о ч н о четко зависит от высоты солнца. П о с л е д н ю ю зави симость можно представить с л е д у ю щ и м простейшим выражением:

Ма =0,028 h — 0,42. (14а) e П о л ь з у я с ь ф о р м у л о й (14а), попытаемся рассчитать годовой х о д Д^Пд п о широтам. Результаты такого расчета представлены на рис. 2 6. Д л я периода с устойчивым снежным покровом (заштрихованная часть гра фика) Д^ пд не даны, так как в э т о время года роль солнца о т х о д и т на второй план, и формула ( 1 4 а ) неприменима.

Полученные таким о б р а з о м Дt n K соответствуют ясной и тихой п о г о д е и открытым ровным участкам с травяной растительностью, не п р е в ы ш а ю щ е й 1 0 см. При других особенностях м е с т о п о л о ж е н и я и характера почвенного покрова Д^ пд может, конечно, меняться ( э т о м у в о п р о с у посвящены главы 8 и 9), как меняется, например, температура почвы п о д влиянием растительного покрова. Н о как наблюдения н а д температурой почвы, проводимые на метеорологических станциях п о д так называемым „естественным покровом", имеют известное практическое значение, так и вышеприведенные значения Д t n A могут быть использованы для решения некоторых задач, например для выявления закономерностей изменения термической стратификации слоя 2 0 — 1 5 0 см в мак ромасштабе в той мере, в какой они обусловлены широтными особенностям»

радиационного баланса и влагооборота.

г Намеченные на рис. 2 6 соотношения Д t вд в широтном р а з р е з е должны в общих Рис. 26. Изоплеты годового чертах сохраняться в отношении термиче хода Д^пд по широтам (за ис ской стратификации и над другими дея ключением периода со снеж тельными поверхностями.

ным покровом — заштрихо вано Полуночные градиенты At, естествен но, не связаны с высотой солнца, но определяются облачностью, ветром и степенью увлажнения почвы. Влия ние увлажнения подтверждается данными, представленными в табл. 2 6.

П о л у н о ч н ы е At ясных и тихих ночей увеличиваются по мере пере х о д а от влажных районов к б о л е е сухим, замечается тенденция к у в е личению Дt n H и в б о л е е сухой летний п е р и о д. И н т е р е с н о, что н а д снежным покровом Дt т о г о ж е порядка, что и над травяным покровом.

И с х о д я из тепловых свойств снега, его малой теплопроводности, м о ж н о было ожидать значительного увеличения At в зимних условиях. Эта особенность м о ж е т быть объяснена тем, что э ф ф е к т и в н о е излучение при ясном н е б е зимой меньше, чем летом. П о с л е д н е е, в с в о ю о ч е р е д ь, определяется б о л ь ш е й т о л щ е й инверсионного слоя атмосферы в з и м н и х условиях.

Увлажнение деятельной поверхности (после росы, д о ж д я ) оказывает существенное влияние на полуденные значения At.

Увеличение р а с х о д а тепла на испарение с увлажненной поверхности уменьшает непосредственное поступление тепла в воздух, а следова тельно, и градиент дневной температуры. На р и с. 2 7 показан пример обрат ной связи м е ж д у разностью температур в слое 1 — 1 5 0 см и соответствую щей разностью а б с о л ю т н о й влажности по наблюдениям Майкопской Т а б л и ц а 2© Средние значения полуночных & в ясную и тихую погоду по климатическим зонам (в скобках указано число случаев) Лето Осень Весна Зима Климатические зоны Влажные субтропики (Ана -0,4(11) - 0, 3 (33) - 0, 3 (31) - 0,6 (35) сеули) Лесная зона (Емца, Йош кар-Ола, Высокая Дуб -0,3(41) - 0, 5 (98) - 0, 6 (39) - 0, 5 (87) рава) Дальневссточная лесная зо - 0, 6 (26) - 0, 7 (25) - 0, 8 (25) на (Мазаново) -1,1(19) —0,8 (25) - 0, 5 (15) -0,9(10) - 0, 6 (6) Степная зона (Куйбышев) Пустынная зона (Ташкент, —0,9 (64) - 1, 2 (87) - 1, 2 (54) - 0, 6 (93) Репетек) опытной станции на черном пару. В данном случае градиент абсолют ной влажности можно рассматривать как показатель интенсивности испарения. Большие градиенты темпе ратуры наблюдаются только при малых ю° градиентах влажности, н а о б о р о т при больших градиентах влажности гра диенты температуры резко уменьшаются.

•t В среднем над увлажненной поверхно стью днем Д п д составляет 6 0 ° / 0 о т Д t n n ее над с у х о й поверхностью. Ночью эту t •J.

зависимость не удалось выявить. Отме с ченное различие дневных и ночных и градиентов может быть объяснено тем, V S что увлажнение самой поверхности оказывает существенное влияние лишь на испарение, которое ночью в о о б щ е прекращается и.мало сказывается на -1 6мм тепловых свойствах почвы, а следова Д абс. влажности тельно, и на теплообмене в почве — ведущем факторе в ночные часы.

Рис. 27. Обратная связь между Влияние облачности и ветра на изменениями по вертикали тем полуденные и полуночные значения Дt пературы и абсолютной влажности представлено на рис. 2 8. Изоплеты припочвенных слоев воздуха (1— 150 см) над черным паром в 13— указывают, какой процент от Д м а к с 14 часов (при ясном небе). Майкоп при ясном небе и скорости ветра менее ская опытная станция, май 1939 г.

2 м\сек составляет величина Д t при соответствующих погодных условиях.

П р е ж д е всего следует отметить, что характер влияния погодных условий различается в зависимости от времени суток. Н а и б о л е е резко Без снежного покрова.

5 С. А. Сапожникова воздействие облачности и ветра сказывается ночью. В пасмурную ночь (облачность 8 — 1 0 баллов), вне зависимости от ветра, Д t менее 2 5 ° / от Д м а к с. При ветре 5 м/сек и - б о л е е At менее 5О°/ 0 от т о й ж е вели чины.

Д н е м ветер и облачность оказывают меньшее воздействие. Мало т о г о, А^ м а к с приурочен, с т р о г о говоря, не к я с н о м у н е б у, а к о б л а ч ности 2 — 4 балла. Уменьшение д о 2 5 ° / 0 и менее отмечается лишь в ненастную погоду (пасмурную и очень ветреную).

дне»

• ГО 7 uz м/сек ночью 6 иz м/сек Рис. 28. Изченение At в зависимости от облач ности и скорости ветра на высоте 2 м, выражен ное в отношениях Дt при облачности 0—2 балла и скорости ветра 2 м/сек (в процентах).

Особенности влияния облачности м о ж н о объяснить соответствующим воздействием последней на радиационный баланс деятельной поверхности.

Д н е м максимальный радиационный баланс наблюдается не при ясном небе, а при небольшом количестве кучевых облаков, когда, наряду с почти непрерывным потоком прямой солнечной радиации, рассеянная радиация существенно возрастает, а эффективноз излучение ослабевает.

В ночные ж е часы наличие д а ж е н е б о л ь ш о й облачности у м е н ь ш а е т э ф ф е к т и в н о е излучение.

Что касается влияния ветра, т о данные Арысской экспедиции Глав ной геофизической о б с е р в а т о р и и п о д т в е р ж д а ю т отсутствие ясно выра • зкенной связи м е ж д у с к о р о с т ь ю ветра и в е л и ч и н о й Д t в д н е в н ы е часы.

З т о о б с т о я т е л ь с т в о м о ж е т быть о б ъ я с н е н о т е м, что в дневные часы т у р б у л е н т н ы й о б м е н, к о т о р ы й о п р е д е л я е т величину At, з а в и с и т в о с н о в н о м не о т с к о р о с т и в э т р а, а о т т е р м и ч е с к о й к о н в е к ц и и.

Н о ч ь ю с к о р о с т ь ветра о к а з ы в а е т р е ш а ю щ е е з н а ч е н и е в ф о р м и р о в а нии турбулентного обмена. Это обстоятельство и определяет ч е т к у ю з а в и с и м о с т ь н о ч н о г о At о т с к о р о с т и ветра, о с о б е н н о при' с к о р о с т я х, м е н ь ш и х 2 м\сек, как э т о в и д н о на р и с. 2 9.

Б о л ь ш и е вертикальные градиенты т е м п е р а т у р ы с п о с о б с т в у ю т б о л ь ш и м микроколе.баниям т е м п е р а т у р ы во времени. Н а р и с. 3 0 п р е д с т а в л е н ы р е з у л ь т а т ы н а б л ю д е н и й А. А. З н а м е н с к о г о и М. И. Гольцмана п о мало инерционному платиновому термометру сопротивления и вентиляцион ному психрометру в Ташкенте на д в у х в ы с о т а х (о и 1 0 0 см). и2я/сек О т с ч е т ы п р о и з в о д и л и с ь че- о р е з каждые 5 секунд в около п о л у д е н н ы е часы, т. е. в пе риод наибольшего развития термической конвекции. На О 'оJ •протяжении 2 г / 2 мийут мало- о уо инерционный термометр зафи о Ро ксировал к о л е б а н и я т е м п е р а т у - ° о о ры на в ы с о т е 5 см в п р е д е л а х о о о •от 3 0, 5 д о 3 7, 6 °. Амплитуда о к о л е б а н и й составляет, с л е д о в а - --"о и о« о тельно, 7, 1. Значительно более 0°At„ - инертный п р и б о р — вентиля- - - ционный психрометр — за этот Рис. 29. Изменение Дt в зависимости от ж е промежуток времени дал скорости ветра ночью (при ясном небе).

колебания в пределах от 3 3, 6 Арысь, 1945 г.

д о 3 5, 3 °. З а те ж е 2, 5 минуты на высоте 1 0 0 см по термометру сопротивления амплитуда колебаний составляет 4,5°, а по психрометру 1,8°.

Замечаются двоякого р о д а колебания: более мелкие и б о л е е круп ные, плавные. П о д о б н ы й х а р а к т е р м и к р о к о л е б а н и й п о д т в е р ж д а е т с я и другими исследователями. Он представляет б о л ь ш о й теоретический и н т е р е с, раскрывая с т р у к т у р у п р и з е м н ы х с л о е в в о з д у х а.

Исследования микроколебаний в приземном слое воздуха позволили А. А. Скворцову создать теорию ярусности обмена. Им было установ л е н о, ч т о т е м п е р а т у р а в о з д у х а в ясный л е т н и й д е н ь испытывает к о л е б а н и я д в у х т и п о в : 1) р е з к и е к о л е б а н и я с о с р е д н и м п е р и о д о м в 0, 6 4 — 0, 8 6 с е к у н д ы, с р е д н я я а м п л и т у д а б о л е е крупных и з н и х п а д а е т с высот т о ю о т 1, 5 ° на высоте 5 см д о 0, 6 ° на в ы с о т е 4 0 0 см;

2) правиль ные медленные колебания 2 — 3 раза в минуту с о средней амплитудой о т 5 — 6 ° на в ы с о т е 5 см и д о 1, 5 ° на высоте 4 0 0 см. П о А. А;

Сквор ц о в у, п р о ц е с с к о н в е к т и в н о г о о б м е н а с о в е р ш а е т с я с о б р а з о в а н и е м слоев я р у с о в с замкнутой циркуляцией и осуществляется путем периодического р а з р у ш е н и я и в о с с т а н о в л е н и я э т и х я р у с о в. О н считает у с т а н о в л е н н ы м н а л и ч и е в п р и з е м н о м с л о е т р е х я р у с о в : припочвенный м о щ н о с т ь ю 3 — 4 см, нижний приземный мощностью до 2 — 3 м и верхний приземный 3* Рис. 30. Микроколебания температуры воздуха по психро метру и термометру сопротивления (по М. И. Гольцману).

А — Ташкент, h = 5 см 14ДХ 1933 г. 12 ч. 11 м.;

Б — Ташкент, h — 100 см 10ДХ 1933 г. 11ч. 38 м. 1 — т е р м о м е т р сопротивления;

2 — вентиляционный.

психрометр.

м о щ н о с т ь ю д о нескольких сот метров. Указанные микроколебания наблюдаются, повидимому, лишь при термической конвекции. Н о ч ь ю при инверсии температур микроколебания очень незначительны — не превы ш а ю т 1°. Так ж е малы колебания и д н е м при сплошной низкой облачности.

Микроколебания температуры представляют практический интерес, и их н е о б х о д и м о учитывать при оценке термического р е ж и м а с р е д ы для малоинерционных тел. Б о л ь ш о е значение представляют микроколе •бания и с методической точки зрения. Благодаря их наличию о д н о кратный отсчет малоинерционного термометра м о ж е т дать случайную, не характерную величину. П о э т о м у, за исключением специальных иссле д о в а н и й микроколебаний температуры, для определения ее у д о б н е е п о л ь зоваться б о л е е инерционными п р и б о р а м и.

Глава ИЗМЕНЕНИЕ СКОРОСТИ ВЕТРА С ВЫСОТОЙ В ПРИЗЕМНОМ СЛОЕ ВОЗДУХА Ветер, т. е. движение в о з д у х а в определенном направлении вдоль з е м н о й поверхности, по мере приближения к последней затухает бла г о д а р я трению и вихреобразованию. П р о ц е с с ослабления ветра о п р е деляется, с о д н о й стороны, неровностями поверхности почвы и ее п о крова, ее „шероховатостью", а с д р у г о й — турбулентным обменом.

В с л е д с т в и е турбулентного перемешивания отдельные частицы воздуха, « м е ю щ и е определенную скорость, направленную вдоль земной п о в е р х н о с т и, спускаются вниз и передают часть своей скорости н и ж е л е ж а щ е м у в о з д у х у, н а о б о р о т — нижние частички, потерявшие направленную с к о р о с т ь, проникают наверх и тем уменьшают скорость ветра в верхних слоях.

П р о ц е с с осложняется тем, что энергия самого т у р б у л е н т н о г о п е р е мешивания питается за счет кинетической энергии ветра. П о с л е д н е е о б с т о я т е л ь с т в о д о л ж н о отразиться на профиле ветра в зоне в и х р е о б разования, т. е. в пределах высот неровностей подстилающей п о в е р х н о с т и. На открытом ровном месте эти высоты измеряются сантиметрами '(высота травы, неровности почвы), в условиях пересеченного рельефа, •в защищенных местах профиль ветра нарушается в слое, измеряемом м е т р а м и и десятками метров.

Ветер отличается порывистостью. Увеличение его скорости — порывы — сменяется ослаблением вплоть д о штиля. Непрерывно изменяется и направление ветра. Порывистость ветра является результатом т е х вих р е й р а з н о г о размера, которые создаются у деятельной поверхности и о п р е д е л я ю т т у р б у л е н т н о е перемешивание в о з д у х а. П о э т о м у один из с п о с о б о в определения коэфициента т у р б у л е н т н о с т и б а з и р у е т с я как р а з на учете порывистости ветра.

Порывистость ветра зависит от степени устойчивости атмосферы.

•Она возрастает при сверхадиабатическом градиенте температуры и уменьшается при инверсии. Увеличивают порывистость ветра и н е р о в н о сти подстилающей п о в е р х н о с т и.

Порывистость или, как говорят, микроколебания ветра во времени приводят к изменчивости его в пространстве. В отдельные моменты € на расстоянии нескольких метров, в совершенно аналогичных условиях,, с к о р о с т ь ветра м о ж е т отличаться на 5 — 1 0 м\сек.\ Вследствие порывистости ветра отдельные наблюдения над скоростью^ ветра по малоинерционным п р и б о р а м д а ю т случайные, не характерные величины. Именно п о э т о м у для сравнительной оценки ветрового режима* и с п о л ь з у ю т обычно средние с к о р о с т и ветра за определенные интервалы^ времени ( 2 минуты по флюгеру Вильда, 10 минут п о ручному а н е м о метру).

igZcM Рис. 31. Изменение ветра с высотою в слое от 2,5 см до 258 м.

1 — инверсия;

II—адиабатический " градиент;



Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 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.