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 | 2 || 4 | 5 |   ...   | 8 |

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

-- [ Страница 3 ] --

III — сверхадиабатиче ский градиент, i — по наблюдениям Беста и Гельмана;

2 — по формуле Д. Л. Лайхтмана.

Д л я характеристики изменения скорости ветра с высотою и с п о л ь з у е м рис. 3 1. Он характеризует профиль в е т р а ) в теплое время года применительно к средним широтам на открытом ровном месте при градиенте (III), равновесном состоянии (II) № сверхадиабатическом инверсии температуры (I). П р о ф и л ь дан в полулогарифмических к о о р д и н а т а х и охватывает слой в о з д у х а от 2, 5 см д о 2 5 8 м. При равно^ весном состоянии профиль ветра представляет с о б о й прямую линию, что указывает на логарифмическое возрастание с к о р о с т и ветра с высо»

т о ю, при к о т о р о м градиент скорости ветра о б р а т н о пропорционален;

высоте. В с е э т о свидетельствует о том, что самая нижняя точка профиля»

в данном случае лежит выше слоя неровностей почвы и что во всею п р о ф и л е турбулентность возрастает прямо пропорционально высоте..

Щ При инверсии (рис. 3 1, / ) профиль ветра в полулогарифмических координатах имеет явно выраженную кривизну. Э т о указывает на нерав номерное убывание вертикальных градиентов ветра с высотою. Д о 2 м скорость медленно увеличивается с высотою, но, начингя с 2 м, кар тина меняется — с к о р о с т ь ветра увеличивается значительно быстрее, чем э т о с л е д у е т п о логарифмическому распределению, и увеличение идет настолько быстро, что у ж е на высоте порядка 5 0 — 1 0 0 м ночные ско р о с т и больше дневных.

Т а к о е увеличение свидетельствует о том, что в этих условиях умень шение градиентов скорости ветра с высотою идет медленнее, чем при равновесном состоянии, что вполне согласуется с меньшей в этих у с л о виях т у р б у л е н т н о с т ь ю (см. на стр. 5 8 аналогичные с о о б р а ж е н и я о про ф и л е температуры).

Б о л е е медленное повышение скоростей ветра д о высоты 2 м, наблю д а е м о е при инверсии, м о ж н о объяснить с л е д у ю щ и м о б р а з о м.

О б р а з у ю щ а я с я при радиационном выхолаживании пленка х о л о д н о г о, б о л е е тяжелого и малоподвижного, благодаря устойчивой стратифика ции, в о з д у х а покрывает все неровности и, утолщаясь благодаря стека нию, нивелирует их. Сглаживание неровностей, или, как принято гово рить, „ ш е р о х о в а т о с т и ", уменьшает р а с х о д кинетической энергии ветра на т р е н и е и вихреобразование, благодаря чему убывание скорости ветра п о мере приближения к поверхности почвы (или, что т о ж е самое, увеличение с высотой) относительно ослабевает. Выше 2 м б е р е т пере вес б о л е е медленный р о с т турбулентности, что вызывает у ж е указан ный выше обратный э ф ф е к т — относительно б о л е е быстрый р о с т ско р о с т и ветра с высотою.

П р и сверхадиабатических градиентах температуры (рис. 3 1, / / / ) изме нение скорости ветра с высотою близко к логарифмическому, но все ж е д а е т н е к о т о р у ю кривизну в полулогарифмических координатах. В н и з у, д о высоты т е х ж е 1, 5 — 2 м, возрастание с к о р о с т и идет несколько интен с и в н е е, чем при равновесном состоянии, начиная с э т о й высоты, н а о б о р о т, слабее. Ослабление роста с к о р о с т и ветра, начиная с высоты 2 м, о б ъ я с н я е т с я б о л е е интенсивным ростом турбулентности. Более р е з к о е ослабление с к о р о с т и ветра от указанной высоты п о мере приближения к почве м о ж н о объяснить большими расходами кинетической энергии ветра на т р е н и е и в и х р е о б р а з о в а н и е в у с л о в и и сверхадиабатических градиентов п о сравнению с равновесным и о с о б е н н о инверсионным состоянием.

Указанные с о о б р а ж е н и я о б увеличении р а с х о д а кинетической энер гии ветра на т у р б у л е н т н о с т ь и трение при п е р е х о д е от инверсии к сверх адиабатическим градиентам н а х о д и т с в о е п о д т в е р ж д е н и е в уменьшении с р е д н е й дневной скорости ветра в слое д о 1 5 0 0 м п о сравнению с ночной.

П о п у т н о напомним, что увеличение скорости ветра от ночи к о д н ю, н а б л ю д а е м о е д о высоты 5 0 — 1 0 0 м, объясняется увеличением турбулент н о г о обмена с вышележащими слоями, имеющими большие сксрости.

Д н е в н о е уменьшение скоростей ветра выше 5 0 — 1 0 0 м определяется н е т о л ь к о интенсивным перемешиванием с нижележащим слоем, отличаю щимся б о л е е слабыми скоростями ветра, н о и о б щ и м уменьшением кине т и ч е с к о й энергии ветра за счет роста тренгя и т у р б у л е н т н о с т и.

П р и характеристике изменения ветра по вертикали у д о б н е е пользо ваться не градиентами скоростей ветра на разных высотах, но их о т н о шениями, так как градиенты меняются в зависимости от скорости ветра, о т н о ш е н и е ж е скоростей в первом приближении остается постоянным для данного интервала высот.

Расчеты изменения скорости ветра с высотою в пасмурную ветреную погоду, т. е. при равновесном с о с т о я н и и, можно производить по лога рифмической формуле, а именно:

lg 0 — lgZg (15) lg*i-lg*o ' • известная скорость на высоте где и — скорость ветра на высоте z 2 0 — показатель ш е р о х о в а т о с т и п о д с т и л а ю щ е й поверхности.

Эта формула пригодна только для открытых ровных у ч а с т к о в.

z0 представляет с о б о ю т у в ы с о т у, на которой скорость ветра, т. е.

направленное движение в о з д у х а, равняется нулю при п р е д п о л о ж е нии, что логарифмический з а к о н сохраняется вплоть д о самого z 0.

На самом деле, как указывалось выше, в слое шероховатости про филь ветра деформируется, кроме т о г о высота нулевой скорости, понимая п о д ней именно с к о р о с т ь 5 т/свп ветра, т. е. направленного потока, б е з у с л о в н о меняется в зависимости Рис. 32. Определение z 0 графическим от термической стратификации способом.

приземных слоев в о з д у х а. Тем не менее, величина г 0 при нижеуказанном с п о с о б е ее определения х о р о ш о увязывается с характером подстилающей поверхности и устойчиво сохра няется при постоянстве последней.

Зная скорость ветра на д в у х высотах в пасмурную ветреную п о г о д у, z0 можно рассчитать по следующей ф о р м у л е, полученной из формулы ( 1 5 ) ;

f —iщ*** (16) « ZQ м о ж н о определить и графически, построив профиль ветра в полу логарифмических. координатах и откладывая скорости ветра по линии абсцисс в обычном линейном масштабе, а высоты в миллиметрах — п о ординате в логарифмическом масштабе, как э т о д а н о на р и с. 3 2.

П р о д о л ж и в полученную прямую д о пересечения с ординатой, находим Z0. Д л я профиля ветра А имеем lgZo = 1, 7, следовательно г0 — 50-мм = — Ь см, а для профиля Z соответственно имеем lg,? 0 = 0, 3 и z0 = 2 мм.

Многочисленные расчеты г 0 показали, что на открытом ровном месте с травостоем 2 0 колеблется в зависимости от высоты травы в п р е д е л а х о т 1 д о 5 см. Н а д снежным покровом z0 р е з к о уменьшается д о 0, 0 и даже 0,01 см. Оголенная от растительности и гладкая поверхность почвы характеризуется z0 = 1 см.

Из рис. 32 видно, что чем больше z 0, тем резче возрастает скорость ветра с высотой. Но при одной и той же скорости наверху, скорости на нижних высотах будут увеличиваться с уменьшением z 0.

В табл. 27 представлены скорости ветра на высотах 2, 0,5 и 0,1 м (на площадках с разным z0) при скорости ветра 20 м\сек на высоте 10 л, полученные путем расчета по логарифмической формуле и под твержденные непосредственными наблюдениями.

Т а б л и ц а Скорость ветра (в м/сек) на разных высотах при скорости 20 м/сек на высоте 10 м м Высота, Характер покрова Z0, см почвы 2 0,5 0, Трава 14,4 9,3 4, Оголенная почва... 1 15,4 11,4 7, Снежный покров... 16,0 14,0 10, 0, Над снежным покровом скорость ветра при переходе от 10 к 0,1 ж уменьшается всего лишь вдвое, а над травой — в 5 раз. Следует указать, Uz 1,80 1,33 1,36 1,91 1,73 1,64 1,51.1,38 1fiS 1, ' '16 / К. t 22 V * 771' 71,sa /521,43 \ ?

'i —грг-- T g j, Л,71. ' 1,6~J 1, 1, 18 4 e ^31 h г e 'f Уг4 \' 3 1, иу ^154,53 7,50 \ /, I I, 21 5 pi 16 Ь 1S0-*- ^ 7 \ 4 1,1,1' ' 1AB \ Л « | 1,50 /,47 « • •s ' 9 N 24 •m * * * 150—— 5 1, IfiS 1,53 IfiS 1,48 \1A 1*3 1, '2 ' °5 V s • •з е 2,5 -2,0 -1,5 -1,0 -0,5 О 0,5 1,0 1,5 2,0 2,5 M0^t Инверсия Сверэс диабатичесний градиент Рис. 33. Изменение отношения скорости ветра на высотах 5 и 1 м R5. J В зависимости от скорости ветра щ и вертикального гра диента температуры Д 0 215- Нижние цифры означают число слу чаев.

что z0 = 3 см обычно наблюдается над травостоем высотою в 10 см.

Как уже указывалось, изменение скорости ветра по вертикали зави сит от температурной стратификации. На рис. 33 даны отношения ско ростей ветра на 5 и 1 л в зависимости от вертикального гра 73, диента температуры [разности температуры на высоте 20 и 150 см (Дt 2 0. 1 5 0 )] и скорости ветра на 2 м (и 2 ). График построен по данным круглосуточных наблюдений в течение 2,5 летних месяцев на ровном открытом степном участке. Высота травы на площадке наблюдений 10 см, Z0 — 3,4 см. Проводя изоплеты, мы сглаживаем отдельные отклонения, рассматривая их как результат ошибки средних величин, вследствие малого числа случаев (исходные данные нанесены непосредственно циф рами).

При слабом ветре (и 2 = 2 ж / с е к ) отношение изменяется в зависи мости от величины Дt в пределах от 1,95 до 1,35. По мере увеличения скорости ветра различия /? 5. х уменьшаются и при скорости ветра более 5 м\сек изменение /? 5. х не превышает нескольких сотых. При сверхадиа батическом градиенте величина At сказывается не так резко, но зато влияние его сохраняется при больших скоростях ветра. При Д ~ 0, 3 R 5, j не зависит от скорости ветра, сохраняя одну и ту же величину—1,48.

Если днем при сверхадиабатических градиентах отклонение верти кального профиля скоростей ветра от логарифмического сравнительно незначительно, то ночью при инверсии оно достаточно велико. Поэтому если в дневные часы можно для расчета изменения гетра по вертикали в первом приближении пользоваться логарифмической формулой (15), то для ночных часов она явно непригодна.

Д. Л. Лайхтман для вертикального профиля ветра предложил сте пенную формулу где uz—искомая скорость ветра на высоте z;

ил — известная скорость ветра на высоте Z\\ z0— показатель шероховатости;

а — показатель сте пени, определяемой устойчивостью атмосферы.

При а = 0 формула (17) автоматически переходит в формулу (15).

Формула Д. JI. Лайхтмана наиболее удобна для интер- и экстраполяции результатов непосредственных наблюдений над скоростью ветра в каких либо двух точках на весь приземный слой (до 2 0 — 3 0 м). z0 опреде ляется заранее указанными выше способами. Скорости ветра на двух высотах и параметр z0 дают возможность вычислить а. Зная а, можно вычислять скорости на любых высотах. Для облегчения расчетов обычно вычисляют заранее и строят кривую связи между отношением скоростей на двух высотах (R) и а при данном ^. Получая из наблюдений то или иное JR, по кривой оп]ределяют а и тогда уже вычисляют скорости ветра на любых высотах. Эти же кривые можно использовать для решения обратной задачи, т. е. для определения по а отношений ско ростей, а следовательно, и самой скорости, если другая скорость известна.

Приведем пример. Наблюдения, произведенные на высотах 5 и 2 м, дают соответственно 2,8 и 2, 0 м\сек, z0 = 3 см. Отношение скоростей R = — = 1,40. На рис. 34, построенном для z 0 = 3 см, находим, что м При /? 5. 2 = 1,40 а = 0,25. Потому же рис. 34 определяем, что при а=• 0,25 /?20. 2 = — = 2,24. Так как и2 = 2,0 м\сек, то и20 = 4,5 м/сек„. П о этому же графику можно рассчитывать скорости в е т р а ' н а р а з ных высотах при логарифмическом распределении, т. е. равновесно»

состоянии, при котором а — 0.

При логарифмическом распределении 20 м • скорости ветра соотношение скоростей на высотах 2 0 и 2 м равняется 1, 5 7.

Следовательно, если скорость ветра на высоте 2 м равна 2 м\сек, то на высоте 2 0 м она б у д е т 3, 1 м/сек. Сопоставляя последнее число с ранее полученным, мы наглядно убеждаемся, насколько может отличаться распределение ветра от лога рифмического и как, следовательно, уточ няет расчет степенная формула Д. Л.

Лайхтмана.

Так как определять отношение скоро стей ветра по вертикали для расчета а иногда затруднительно, то для определения значений а можно использовать устано- 1,0 м вленную эмпирически зависимость между а, с одной стороны, и термической стра тификацией Дt 2 0. 1 5 0 и скоростью в е т р а — с другой.

В табл. 2 8 приводятся значения а при разных At и скоростях ветра на высоте о,з аи 2 м. Таблица 2 8 построена по длитель ным (около одного года) наблюдениям Рис. 34. Отношение скорости в нескольких пунктах СССР. Тем не менее ветра R на указанных высотах, она дает лишь приближенную характери- и скорость" ветра на в ы с о т е 2 м при разных а (г 0 = 0,03 ж)..

стику зависимости ос от At. Остается не ясным, почему в среднем нулевые значе ния а приурочены не к нулевому значению At, т. е. равновесному состоянию, но к At = 0, 5, т. е. к слабым сверхадиабатическим градиен там. Этот вопрос требует дополнительных исследований.

Т а б л и ц а а в зависимости от щ и At, 20;

При снеж м 0, -1,0 -0,5 2, -1,5 0,5 1,0 1,5 ном покрове щ -0,10 0, 0,30 0,20 0, 0,35 0,00 -0,05 -0, 0, 0,20 0,15 0,05 0,00 -0,05 —0,05 -0, 0, 0,15 0,10 -0,05 0, 3 0,15 0,05 0,00 —0,05 -0, 0, 4 0,00 0,00 -0,05 0, 0,05 0,05 —0, 0,00 0, 5 0,00 о,со 0,00 0,00 0, Существенные отклонения показателя степени а от нуля наблюдаются* лишь при скоростях ветра, не превышающих 2 м[сек и преимущественно»

75 при инверсии температур. При скоростях ветра на 2 м от 4 м/сек и гвыше значения а колеблются в пределах от 0,05 до —0,05. По }рис. 3 4 не трудно убедиться, что при этом отношение скоростей н е с у щ е ственно отличается от логарифмического, что, конечно, значительно •облегчает расчет. Опыт показывает, что в ветреную пасмурную п о г о д у.логарифмическое распределение скорости ветра с высотой сохраняется. д о высоты 1 0 0 м.

В последнем столбце табл. 2 8 приведены значения а при снежном •покрове. Согласно многочисленным исследованиям, в этих условиях а :

ше зависит от Д t, но существенно меняется в зависимости от скорости •ветра.

Противоположный знак а в дневные и ночные часы указывает, что изменение по вертикали средних суточных скоростей ветра должно быть -ближе к логарифмическому, чем в дневные и ночные сроки, взятые в отдельности. Это дает основание при приближенных расчетах сред н и х суточных скоростей ветра на разных высотах использовать б о л е е п р о с т у ю логарифмическую формулу.

Приводимые ниже приближенные формулы предназначены для расчета •средних суточных скоростей ветра на разных высотах в слое от 2 д о : 3 0 м по данным флюгера, расположенного на высоте 10 м на откры т о м ровном месте. Они получены из формулы ( 1 5 ) путем подстановки значений логарифмов z и z0. Для теплого времени года z0 для всего п р о ф и л я принято равным 3 см, а для периода со снежным покровом при расчетах вниз от 10 м взято 2'0 = 0, 0 5 см.

Для расчета скорости ветра вверх от 10 м во всех случаях можно.пользоваться формулой й г = И10(& + 0,6), (18) я д е uz — искомая скорость на высоте z\ aw—скорость по флюгеру на высоте 10 м;

Ь—переменный член, зависящий от высоты z, для которой -определяется скорость ветра.

Для расчета вниз от 10 л эта формула сохраняется лишь при от •сутствии снежного покрова. При устойчивом снежном покрове, сглажи вающем все неровности, при расчете вниз от 10 м следует пользоваться другой формулой, а именно:

иг = щ а { с + 0, 8 ), (19) «(обозначения те ж е, что и в предыдущей ф о р м у л е ).

В табл. 2 9 приводятся значения b и с.

Т а б л и ц а Значения б и с для расчета скоростей ветра на разных высотах Высота, м 2 5-7 15-24 25- 3 8- ь 0,5 0, 0,2 0,3 0, ОД с 0, 16, Расчеты скоростей ветра на разных высотах по упрощенным ф о р м у лам ( 1 8 ) и ( 1 9 ), а также по точной формуле, но при косвенном о п р е делении а по табл. 2 8, вполне оправдывают себя при определении сред-^ них скоростей ветра, например, за декаду, за месяц. Для расчета ско ростей ветра в отдельные моменты, особенно ночью, предпочтительно® пользоваться степенной формулой ( 1 7 ) с определением а из н е п о с р е д ственных наблюдений.

НОЧЬ =65° день \ J \/ V / \.5' « \ =45° м Р /\ \ ГО I V X в / § ч « О _ Wl IX X/ / ш VII IX XI / III Рис. 35. Годовой ход вертикального профиля ветра (в м/сек) в нижнем 10-метровом слое воздуха.

На основании вышеуказанных закономерностей изменения скорости ветрам с высотою в приземном слое на открытом ровном месте можно по д а н ным флюгера рассчитать годовой х о д скорости ветра на разных высотах для дня и ночи на разных широтах, учитывая зональность (см. стр. 55} изменения Дt, а также г й в той мере, в какой она определяется с н е ж ным покровом.

Принимая во внимание х о р о ш о всем известную малую географиче скую изменчивость скорости ветра на высоте флюгера (на рассматривае мой нами территории), мы проанализируем данные двух крайних зон::

северной лесной (р = 65°) и южной степной (р — 45°). Этим самым мы;

исключаем пока из рассмотрения некоторые особенности промежуточных, широт, определяемые не столько общими климатическими условиями, сколько особенностями ландшафта — лесной растительностью. Для у д о б ства анализа данные представлены на рис. 3 5 в виде изоплет. Изолинии' 77" •.в нижнем полуметровом слое даны пунктиром, так как у поверхности земли большое влияние оказывает шероховатость почвенного покрова z 0.

При расчетах на 45° с. ш. z0 для всего года принято равным 3 см, та 65° с. ш. в зимние месяцы, учитывая снежный покров, z0 взято рав ным 0,05 см, в остальные месяцы—тоже 3 см. Вся приводимая ниже характеристика относится к открытому ровному месту.

В дневные часы существенных различий между югом и севером нет, за исключением зимних месяцев, когда на севере над снежным покровом •ветер в 3 м/сек наблюдается в нижнем полуметровом слое воздуха и даже на высоте 10 см скорость ветра превышает 2 м/сек. Со сходом снежного покрова это различие исчезает, и как на севере, так и на юге скорость ветра в слое 0,1 —10 м меняется от 1 до 5,5 м\сек, причем •скорость от 1 до 4 м\сек приурочена к приземному 2-метровому слою воздуха. На высоте 1 м средняя дневная скорость ветра порядка 3 м/сек.

Переходим к рассмотрению средних ночных скоростей ветра. Ночные •скорости дают хорошо выраженный годовой ход и, кроме того, суще ственно различаются в географическом разрезе. В переходные сезоны эти различия несколько сглаживаются. Зимой они захватывают лишь самый приземный слой воздуха и определяются наличием на севере устой чивого снежного покрова при отсутствии его на юге, летом распростра няются на весь рассматриваемый слой и связаны с более резко выра женной инверсией температуры на юге.

В табл. 30 приводятся ночные скорости ветра на высоте 0,5 м.

Таблица Ночные скорости ветра на высоте 0,5 м IX I III VII Широта V XI 2, 65° 3,1 1,5 1,3 2, 1, 1,8 0, 45 1, 1, 2,1 2, На высоте 10 см средняя ночная скорость ветра в летние месяцы «адает до нескольких десятых долей м/сек.

Сопоставление дневных и ночных скоростей ветра дает возможность судить о суточной амплитуде скорости ветра и ее изменении как в годо вом ходе, так и поширотно. На высоте 0,5 м различие между дневной •и ночной скоростью ветра в летние месяцы достигает 1,0 м/сек на севере и превышает 1,5 м\сек на юге. Зимой суточная амплитуда на севере совсем отсутствует, на юге же превышает 0,1—0,3 м/сек.

Важно подчеркнуть, что в приземном слое воздуха суточная ампли туда скорости ветра в теплое время года больше ее годовой амплитуды, •как это видно из табл. 31, где в качестве показателя суточной ампли туды взято соотношение дневных к д и ночных и н скоростей ветра, а для годовой амплитуды — соотношение средних скоростей за январь щ и шюль м, гп.

•7, Т а б л и ц а f аЛ \ Хаоактеоистика суточной I —— I и годовой — — I амплитуды скопости ветоа на разных высотах Суточная амплитуда и д /и н М Высота, Широта м "VII XI VII IX III V I 1,19 1,44 1,42 1, 1,31 1, 1, 65° 1,59 1,86 1,03 1, 1,18 1, 1, 1,77 1, 1,60 1, 1,18 1, 1, 0, 1, 1,25 1,92 2,16 1,73 1, 10 1, 1, 1,28 2,20 1,88 1, 2, 1, 1,40 2,34 2,10. 2, 2, 1,04 1, 0, 1, 1,45 1,86 1,37 1, 1,06 1, 1,34 1,62 1,48 1,09 1, 2, 1, 1,39 3,11 1,84 1,10 1, 1, 1, 0, По соотношению суточных и годовых амплитуд скоростей ветра мы приходим к выводу, что если при характеристиках ветрового режима мы учитываем годовой ход ветра, то еще большее внимание мы должны уделить его суточному ходу в летние месяцы.

Если рассматривать отдельные слои воздуха с точки зрения преоб ладающих скоростей ветра, то на открытом ровном месте приземный 2-метровый слой воздуха следует выделить как слой с преобладанием скорости менее 3,5 м/сек. В летние же ночные часы здесь скорости ветра в среднем менее 2 м\сек. В слое от 2 до 10 м днем преобладают скорости 4—5 м/сек, в летние же ночи — от 2 до 3,5 м/сек на севере и от 1,5 до 3 м/сек на юге... •., Вышеприведенные величины, конечно, следует рассматривать как при ближенные, тем не менее они позволяют сделать еще один важный с практической точки зрения вывод, а именно: вертикальная зональность скорости ветра в нижнем 10-метровом слое — факт вполне реальный, и с ним необходимо считаться как при теоретических соображениях, так и в практической деятельности сельскохозяйственного производства, коммунального строительства, климатотерапии и др. Необходимо учиты вать, что, как указывалось выше, соотношения скоростей ветра на разных высотах в дневные часы сравнительно устойчивы и даже увели чиваются при увеличении скорости ветра. Поэтому, хотя увеличение -средних скоростей ветра при переходе от 1—2-метрового слоя к 5 — 10-метровому от 3 до 4,5 м\сек, т. е. в 1,5 раза, может не показаться •существенным, но оно означает, что и во время бури, когда на высоте 5—10 м скорость будет равна 20 м/сек, в слое 1—2 м она будет всего 13 м/сек. В существенности этого различия сомневаться не приходится.

Большое влияние на скорость ветра оказывают особенности место-' лоложения (этому вопросу посвящена специальная глава);

.

Раздел III МИКРОКЛИМАТ ПОЧВЫ И ПРИЛЕГАЮЩИХ СЛОЕВ ВОЗДУХА Глава ТЕМПЕРАТУРА ОГОЛЕННОЙ ПОЧВЫ (черного пара) В ТЕПЛОЕ ВРЕМЯ ГОДА В верхнем слое почвы наблюдаются даже большие по сравнению с воздухом сертикальные градиенты температуры. Велики также разли чия температуры почвы по горизонтали в зависимости от ее свойств и покрова. Поэтому климат верхних слоев почвы следует рассматри вать как микроклимат.

Причины больших вертикальных градиентов температуры в верхнем слое почвы иные, чем в воздухе. В последнем, как указано выше, ре шающую роль играет рост турбулентного обмена с высотою, в почве же, благодаря большой ее объемной теплоемкости (более чем в 1000 раз по сравнению с воздухом), градиент температуры с глубиной убывает в основном потому, что большая часть тепла поглощается верхними слоями, и, следовательно, тепловой поток с глубиной существенно осла бевает. Лишь в сухую погоду определенное влияние на увеличение градиентов в самом ьерхнем слое оказывает уменьшение его темпера туропроводности, благодаря меньшей плотности и меньшему содержа нию влаги.

.На рис. 36 представлено изменение температуры почвы с глубиной в условиях пустыни по наблюдениям в летний день. Перепад темпера туры в верхнем 5-сантиметровом слое в 12 часов более 20°. Но уже в слое от 5 до 10 см в это же время различие температуры всего 4°, а в слое 15—20 см — всего 0,2°.

В 12 часов максимум температуры приурочен к поверхности почвы,, с глубиной температура убывает. В 2 часа (ночью), наоборот, на по верхности наблюдается минимум температуры, а с глубиной температура возрастает.

В переходные часы картина осложняется. В 8 часов минимум темпе ратуры наблюдается в промежуточном слое А, вверх и вниз от кото рого температура повышается, а в 20 часов максимум расположен в промежуточном слое Б как вверх, так и вниз, от которого темпе ратура падает.

Качественная сторона представленного на рис. 37 распределения температуры по вертикали сохраняется для теплого времени года в сред. нем в любых климатических условиях;

лишь переходные часы будут сдви гаться в зависимости от времени восхода и захода солнца, и значительно меняется уровень температуры.

Но в отдельные пасмурные дождливые дни даже в околополуден ные часы в почве может наблюдаться изотермия. Это видно из рис. 37, 2 ч. 20 ч. 8 ч. 12 ч.

ж * о / Vq / V \/ го зо 2to so бо° Рис. 36. Таутохроны т е м п е р а т у р ы почвы по наблюдениям в Арыси. 29/VIH 1945 г.

на котором (по наблюдениям в окрестностях Ленинграда) представлен ход температуры по вертикали в отклонениях от температуры на глу бине 10 см в среднем за май 1937 г., при У С Т О Й Ч И Е О Й ясной погоде и в пасмурную погоду после дождя.

В зимнее время преобладает повышение температуры с глубиной.

Суточная амплитуда темпера см туры, так же как и годовая, с глубиной затухает, причем глу бина затухания определяется как температуропроводностью почвы, так и общими погодными усло виями и характером покрова поч вы, которые в совокупности опре деляют величину теплового потока с поверхности в глубину почвы или обратно.

Большой практический инте рес представляет микроклимат Рис. 37. Таутохроны температуры почвы почвы в поле, на лугу и на чер- (черный пар) в отклонениях от темпе р а т у р ы на глубине 10 см. Овцино, май ном пару. 1937 г. 13 ч.

С момента посева до всходов 1 — средняя за месяц: 2 —15/V пасмурно, после дождя;

3 — 20/V устойчивая ясная погода.

и даже некоторое время после всходов, пока травостой незначи телен, температура почвы засеянного поля, по существу, ничем не отли чается от температуры черного пара, т. е. оголенной взрыхленной почвы.

Наблюдения над температурой почвы на метеорологических стан циях в прошлом производились почти исключительно под так назы ваемой „естественной поверхностью".

Самый термин „естественная поверхность" крайне неопределенный:

сюда с одинаковым успехом относят и естественную луговую расти тельность, и специальные посевы луговых трав, регулярно подкашивае 6 С. А. Сапожникова мых, и сорняки л ю б о й густоты, и, наконец, просто обнаженную от растительности почву (вследствие вытаптывания или засухи). Приведен ные в климатологических справочниках данные относятся именно к есте ственной поверхности, что затрудняет их использование.

В последние годы наблюдения над температурой почвы производятся под оголенной поверхностью. Результаты этих наблюдений могут быть использованы для характеристики условий прорастания семян.

Ш и р о к о распространенное среди практиков мнение о том, что в весенний период глинистые почвы холодные, а песчаные теплые, подтверждается этими наблюдениями. П о данным Е. П. Архиповой, различие между температурой верхних слоев песчаных и глинистых почв в условиях северо-запада лесной зоны Европейской территории СССР весною и летом порядка 1, 0 — 1, 5 ° в пользу песчаных почв (табл. 32). Лишь осенью, в сентябре, глинистая почва становится теп лее песчаной.

Т а б л и ц а Средняя месячная температура песчаных, супесчаных и глинистых почв под черным паром V VI IX VII VIII глубина, см Почва j 20 5 5 j 20 5 20 5 16,0 15, Песчаная. 11,0 9,5 20,0 18,0 18,0 18,0 9,5 10, 14, Супесчаная 15, 9,0 17,5 17, 10,5 19,0 17,0 10,0 11, 13, Глинистая. 8,5 15,0 17,0 17,0 16,5 10,5 11, 10,0 18, Воздух на высоте 14,0 17, 200 см 9,0 16,0 9,.

П о д о б н о е соотношение температур определяется большей тепло емкостью глинистых почв и тем, что глинистая почва, не пропуская воду, способствует ее испарению, вследствие чего р а с х о д тепла на испарение с глинистых почв больше, чем с песчаных, и на нагревание почвы, следовательно, остается меньше тепла.

Большая теплоемкость суглинистых и глинистых почв определяется большей их влагоемкостью и большим содержанием воды в почве.

Последнее иллюстрируется табл. 3 3, в которой приводится влажность различных по механическому составу почв в условиях лесной зоны (по А. К. Филипповой).

Специальные исследования (табл. 3 4 ) влияния механического состава на термический режим верхних слоев почвы были произведены Креуцом в Германии (Гиссенский университет).

Сравнивая термический режим песчаной (фракция 0, 5 мм— 70°/0), глинистой (та ж е фракция 4 % ) и гумусной почв (та же фракция 3 4 ° / 0, 82, г у м у с 2 4 ° / 0 ) под оголенной поверхностью, мы видим, что наибольший нагрев в период максимума и наибольшая амплитуда действительно наблю даются в песчаной почве.

Т а б л и ц а Влажность и полевая влагоемкость почв в процентах от абсолютно сухого веса почвы в слое 0—20 см Почва Месяцы песчаная суглинистая глинистая 20 30 Влажность -...,., •IV 10 V 40 Полевая влагоемкость. 35 • Т а б л и ц а Средняя месячная температура почвы на глубине 5 см (по Креуцу) Глина Гумус Песок Месяцы ампл.

мин. ампл. мин. макс. мин. ампл.

макс. макс.

8, 19,4 8,2 11,2 8,7 17.8 10,2 7, V 17, 13, VI 19,8 12,3 5,6 18. 7,5 18,5 14,4.4, В глинистой почве амплитуда уменьшается главным о б р а з о м за счет снижения максимума, что является косвенным показателем преимуще ственной роли испарения, снижающего дневные температуры. Уменьше ние же амплитуд гумусной почвы определяется не только снижением максимума, но и повышением минимума, что указывает, во-первых, на |ведущую роль меньшей температуропроводности, которая должна про являться одинаково как днем, так и ночью, и, во-вторых, на возможное повышение дневных температур благодаря меньшему альбедо темноокра шенной гумусной почвы.

Из трех сравниваемых Креуцом почв, в мае в среднем самая теплая песчаная почва и самая холодная — глинистая. Глинистая почва остается самой холодной и в июне.

Таким образом, можно считать физически обоснованным и опытно подтвержденным наличие весною теплых и холодных почв. К первым •относятся х о р о ш о дренируемые, относительно сухие почвы, ко вторым — тяжелые переувлажненные. Следует подчеркнуть, что указанная зако номерность наблюдается только весною и летом, В период охлаждения, — * о с е н ь ю, когда легкие и тяжелые почвы одинаково переувлажнены, тепловой режим почв выравнивается, и песчаная почва может оказаться д а ж е холоднее глинистой, о с о б е н н о ночью. Благодаря своей хорошей теплопроводности она скорее выхолаживается.

83, Еще большие различия наблюдаются между минеральной и торфяной почвой.

Таблица Температура почвы на минеральном и торфяном участках.

Хибины (Кольский полуостров), 21—31/V 1934 г.

Глубины, см Почва 5 15 Минеральная.... 13,2 12,1 10, 15, Торфяно-болотная 10,1 9,0 8, 11, Разность. 4,2 2, 3,1 3, Как видно из табл. 35 по материалам Агрогидрометинститута, из работы Н. А. Курмангалина, торфяная почва в начале вегетационного периода существенно холоднее минеральной. Медленное прогревание торфяных почв также определяется не только плохой их теплопровод ностью, но и относительно большой величиной испарения.

Обработка почвы, которая в значительной мере сводится к рыхле нию или уплотнению ее, оказывает влияние на скорость прогревания.

Опыт показывает, что существует определенный оптимум скважности, отклонение от которого как в одну, так и в другую сторону приво дит к более медленному прогреванию почвы. Апситс дает (табл. 36) характеристику термического режима почвы весной в зависимости от ее скважности (по наблюдениям на опытной станции Латвийского университета).

Таблица Температура почвы на глубине 15 см за 18—26/V 1933 г.

Участки 1 II III IV О б щ а я скважность. 33 46 49 Температура.... 11,2 11,7 11,5 11, • О более быстром прогревании весною прикатанных почв при боль шой их скважности свидетельствует и Герасимов/ основываясь на на блюдениях Пермского сельскохозяйственного института (табл. 37).

Оптимум скважности с точки зрения скорости прогревания почвы:

непосредственно связан с максимальной температуропроводностью и должен меняться в зависимости от механического состава и влажности!

почвы.

. Весеннему прогреванию почвы способствует гребневая культура растений. По данным Курмангалина (материалы Агрогидрометинститута) Таблица Температура почвы на глубине 10 и 20 см за 30/1V—20/V 1937 г.

Общая Температура на скважность Характер обработки на 1—10 см 10 см 20 см Почва обработана весною п е р е д посевом:

1) плугом и бороною в 61 4,5 3, один след 2) дополнительно воло 5,3 4,3.

кушей видно, что на гребнях температура в среднем на 1° выше, чем на ров ных участках (табл. 38).

Таблица38 ;

Температура почвы в зависимости от формы поверхности.

Хибины, II—30/VI 1934 г.

Глубины, см Форма поверхности 15 5 13,6 11,3 9, Гребни 10, Р о в н о е поле.... 12,6 10,5 9,4 8, 1, Разность 0,8 1, 1, Еще большее влияние на температуру почвы оказывает самый факт нарушения естественного покрова почвы. Оголение почвы от естествен ного травяного покрова и дерновины резко повышает ее температуру, особенно в дневные часы, о чем свидетельствуют наблюдения Сверд ловской обсерватории, представленные на рис. 38.

Таблица Средняя суточная температура почвы на глубине 5 см IX VII VIII Почва 1 3 1 2 3 12, Минеральная б е з дерновины.. 18,8 16,3 14,4 14,0 8, 17, 12,8 11, 13,9 17,6 12, Минеральная с дерновиной.. 15,6 8, Разность 3,2 0,7 1,6 0,6 0, 1,2 1Д 85, Наблюдения совхоза „Индустрия" на Кольском полуострове пока зали, что снятие дерновины повышало среднюю суточную температуру почвы летом на 1 — 3 ° (табл. 39). Дерновина в данном случае играла роль термоизолятора.

А Б Л?

0 2 4 S 8 12 14 Ш 18 20 22 чаш Рис. 38. Изоплеты температуры почвы на глубине 20 см.

Свердловск, 1901—1910 гг.

А — поверхность почвы оголённая;

Б — под естественным покровом.

Влияние дерновины сказывается на значительной части общеклима тических данных по температуре почвы с естественным покровом, кото рые дают заниженную температуру по сравнению с обработанными полями, о с о б е н н о в период ее весеннего подъема.

Из вышеприведенной таблицы 3 2 следует, что в мае на северо западе лесной зоны, температура верхних слоев почвы под черным паром в среднем за сутки не сколько выше температуры воздуха (исключение составляет лишь гли нистая почва на глубине 2 0 см).

Близость средней суточной тем пературы верхних слоев почвы к температуре в о з д у х а (в пределах 1 — 2 ° ) сохраняется на всей Евро пейской территории СССР, н о относительная однородность тер Рис. 39. Суточный ход температуры на мических условий имеет м е с т о разных глубинах в песчаной почве. лишь в среднем за сутки. В дей Павловск, май.

ствительности она наблюдается только в утренние и вечерние часы. В остальное время суток терми ческий режим почвы отличается от воздуха, причем различие возра стает по мере приближения к поверхности почвы.

На рис. 3 9 дан суточный х о д температуры почвы на разных глу бинах в мае (по наблюдениям в Павловске). О н характеризует контрасты температуры, которые испытывают прорастающие растения как в суточ. ном х о д е (суточная амплитуда на поверхности около 20°, а на 2 0 см 3, 5 ° ), так и по глубине. В первую пслоЕиьу дня части растений, расположен ные у поверхности почвы, имеют температуру среды на 8 — 1 2 ° более высокую по сравнению с частями, расположенными на глубине 1 0 — 2 0 см.

Приведенные на рис. 3 9 данные характеризуют условия лесной зоны. В более южных районах, при преобладании ясной погоды, и, следовательно, увеличении дневного потока тепла вглубь почвы, темпе ратурные контрасты, естественно, увеличиваются, и в отдельные дни изменение температуры п о вертикали в пахотном г о р и н о ш е превышает 0°.

В связи с этим становится понятным, какую роль в процессе п р о растания семян играет глубина их заделки.

Большой практический интерес представляет температура поверхности почвы, тем б о л е е что она существенно отличается от температуры ЕОЗ д у х а, за исключением тех случаев, когда почва затенена травостоем или древесной ра'стительностью.

В табл. 4 0 приводятся средние максимальные и минимальные раз ности максимальных температур поверхности почвы (черный пар) и воз д у х а на высоте 2 м по наблюдениям Агрогидрометеорологического института на опытных пунктах под Ленинградом (Овцино) и на Север ном Кавказе (Майкопская опытная станция В с е с о ю з н о г о института расте ниеводства). З д е с ь и дальше температура поверхности почвы дается п о показаниям ртутных и спиртовых термометров, расположенных на поверхности почвы.

Т а б л и ц а Разности А максимальных температур поверхности черного пара и воздуха на 2 м Овцино Шунту к Годы V IV VI V д мин д мин д макс Д мин Д „Д д А ср Д А ср Ас р ' с р h макс макс мин " макс 1937 8 9 16 1 0 9 1938 6 12 • — — — — — — 0 12 24 15. 4 18 1939 9 16 Как видно из табл. 4 0, поверхность черного пара имеет значительно более высокую максимальную т е м п е р а т у р у по сравнению с максималь ной температурой воздуха, причем на юге это различие больше, чем на севере. Температура поверхности почвы в дневные часы тем выше температуры воздуха, чем больше радиационный баланс и чем меньше тепла у х о д и т в глубину почвы и в в о з д у х как прямым путем, так и скрытым, в виде теплоты парообразования (испарения). П о э т о м у наиболь шие разности температуры поверхности почвы и воздуха наблюдаются в ясную тихую п о г о д у на темноокрашенных сухих рыхлых почвах.

На рис. 4 0 представлено изменение разности максимальных т е м п е р а т у р поверхность почвы—воздух в зависимости от полуденной высоты солнца в среднем за ясные дни по месяцам, согласно наблюдениям, в Тбилиси и Павловске (Ленинград) на песчаной почве.

87" „ „ w ^ ^ „^....u.u u «оппиш случае является условным показателем радиационного режима. Почти все точки обоих пунктов легли на соот ветствующие прямые, причем прямая для Павловска при той же высоте солнца дает меньшие разности тем ператур, что вполне объясняется большей влажностью почвы в Пав ловске по сравнению с Тбилиси.

Из рис. 40 следует, что летом в ясную погоду на поверхности почвы температура на 15—25° выше, чем в воздухе. В отдельных случаях раз личия могут быть еще больше, но связь с высотой солнца сохраняется и в этом случае. Это позволяет, зная максимальные температуры воз духа, дать приближенную характе ристику абсолютных максимумов температуры поверхности оголенной минеральной почвы на разных широ 25 At" тах, учитывая годовой ход полуден Рис. 40. Изменение разности Дt ма ной высоты солнца.

ксимальных температур поверхность Приведенные в табл. 41 абсо почвы — воздух в зависимости от высоты солнца А 0 в среднем за яс- лютные максимумы температуры ные дни по месяцам.

возможны на поверхности совер 1 — Тбилиси (1880, 1888—1890 гг.);

2 — Пав шенно сухой почвы, оголенной или ловск (1901—1910 гг.).

покрытой редкой, не затяняющей почву растительностью, в условиях солнечной погоды.

Особый интерес представляет минимальная температура поверх ности почвы.

Т а б л и ц а Абсолютные максимальные температуры поверхности почвы по месяцам для широтных зон (летом почва обнаженная, зимой покрытая снегом) VI XI XII Широта 1 И 111 IV V VII VIII X 1Х 45° 40 50 60 70 70 70 50 40 65 30.

50 25 70 70 20 40 55 65 65 40 50 60 60 40 20 0 15 30 65 65 0 60 60. 45 35 15 60 0 25 45 55 0 0 0 40 60 10 65 55 60 55 Разности минимальных и вообще ночных температур поверхности почвы и воздуха меньше (табл. 42) и имеют обратный знак, так как в период минимальных температур поверхность почвы холоднее воздуха.

Исключение составляет адвекция холодного воздуха в пасмурную погоду. В этих случаях температура поверхности почвы может быть на 1—3° выше воздуха.

В среднем разность минимальных температур поверхность почвы— воздух несколько возрастает к югу за счет увеличения повторяемости ясных ночей с интенсивным радиационным выхолаживанием, но основное - в л и я н и е на р а з н о с т ь о к а з ы в а ю т чисто местные у с л о в и я и в п е р в у ю о ч е р е д ь степень у п л о т н е н и я п о ч в ы. Н а рыхлых с в е ж е в с п а х а н н ы х п о ч в а х минимальная т е м п е р а т у р а на 3 — 5 ° ниже по с р а в н е н и ю с р я д о м р а с п о Т а б л и ц а Разности Д минимальных температур поверхности почвы и воздуха на высоте 2 м Полтава (1910—1913), Павловск (1896—1905) оголенная, разрыхленная оголенная почва Месяцы почва Месяцы Д ср Д кр Д =Р —1 IV V -3 —7 -5 —1 V -9 IV — -5 ложенными уплотненными почвами. Именно этим обстоятельством о б ъ ясняются случаи, когда иней о б р а з у е т с я т о л ь к о на черном п а р у и его нет р я д о м на у т о п т а н н о й т р о п е.

М и н и м а л ь н ы е т е м п е р а т у р ы на п о в е р х н о с т и т о р ф я н ы х у ч а с т к о в з а в и с я т о т влажности п о ч в ы. Н а в л а ж н ы х почвах они м о г у т б ы т ь в ы ш е п о с р а в н е н и ю с минеральными, на сухих, н а о б о р о т, — н и ж е.

Более высокие по сравнению с воздухом минимальные температуры п о в е р х н о с т и почвы могут с и с т е м а т и ч е с к и н а б л ю д а т ь с я т о л ь к о на у ч а с т ках с местной адвекцией холодного воздуха.

Х о р о ш и м п р и м е р о м влияния т а к о й местной адвекции является м е т е о р о л о г и ч е с к а я п л о щ а д к а Т б и л и с с к о й о б с е р в а т о р и и. Как видно из т а б л. 4 3, з д е с ь р а з н о с т ь минимальных т е м п е р а т у р п о в е р х н о с т ь п о ч в ы — в о з д у х имеет о т р и ц а т е л ь н ы й з н а к л и ш ь весной и осенью. В л е т н и е месяцы она п о л о ж и т е л ь н а я к а к в п а с м у р н у ю, т а к и в я с н у ю п о г о д у. Э т о явление м о ж н о объяснить следующим образом. Метеорологическая площадка располо ж е н а в саду. П р и р а д и а ц и о н н о м в ы х о л а ж и в а н и и п о в е р х н о с т и к р о н ы о к р у ж а ю щ и х деревьев охлаждаются до более низкой температуры благодаря своей м е н ь ш е й т е п л о е м к о с т и. В летний п е р и о д, к о г д а дневной з а п а с т е п л а в почве о с о б е н н о в е л и к, ее п о в е р х н о с т ь о к а з ы в а е т с я н о ч ь ю т е п л е е не т о л ь к о п о в е р х н о с т и крон, но и в о з д у х а, о х л а ж д а ю щ е г о с я у э т о й л и с т в ы и затем с т е к а ю щ е г о на п л о щ а д к у.

Т а б л и ц а Средние разности минимальных температур поверхности почвы и воздуха на 2 м в ясные и пасмурные ночи. Тбилиси, 1880, 1888—1890 гг.

Ночи III IV V VI VII VIII IX 0, Ясные.... -1,6 -0,4 -0, 0,3 0.6 -0, -1, 0, Пасмурные.. -0, -1,0 0,4 -0, 0, 0,8 0, А н а л о г и ч н о е я в л е н и е м о ж н о было н а б л ю д а т ь на одном из у ч а с т к о в ч е р н о г о п а р а М а й к о п с к о й опытной станции, р а с п о л о ж е н н о м на дне л о щ и н ы, склоны к о т о р о й п о р о с л и л е с о м.

89, Глава МИКРОКЛИМАТ ПШЕНИЧНОГО ПОЛЯ В ПЕРИОД РАЗВИТОГО ТРАВОСТОЯ В фазу сев — всходы, как уже указывалось, микроклимат сельскохозяй ственных полей, по существу, не отличается от черного пара, но по мере роста растения, испытывая на себе влияние климатических у с л о в и й, сами начинают оказывать на них все большее и большее воздействие.

Микроклимат сельскохозяйственных культур, или, как его иногда называют, фитоклимат, находится в непосредственной зависимости от самих растений: общего веса зеленой массы на единицу площади, степени сомкнутости и формы листовой поверхности, транспирационного к о э ф и циента, т. е. от всего того, что определяет проникновение солнечных лучей в глубину травостоя, турбулентный обмен, расход тепла на испарение.

П о э т о м у микроклимат полей может очень сильно варьировать. К сожа лению, не все исследователи учитывали это, и значительная ч а с т ь х а р а к т е р и с т и к микроклимата разных культур не имеет указаний, к какому именно травостою (высота, густота стояния и др.) они относятся, ч т о приводит к противоречивым выводам.

В то время как по некоторым данным микроклимат, например, пшеничного поля близок к черному пару и существенно отличается от метеорологических условий на высоте 2 м (в будке), другие утвер ждают, что температура среди травостоя той же пшеницы мало отличается от показаний термометров на высоте 2 л, В частном случае правы одни и другие, но без указания, к какому именно т р а в о с т о ю данные относятся, их нельзя обобщить, а следовательно, и практически исполь зовать.

Поэтому научную и практическую ценность представляют только те микроклиматические данные, которые сопровождаются описанием т р а в о стоя.

Интегральной характеристикой травостоя как к л и м а т о о б р а з у ю щ е г о фактора является вес растительной массы. Параллельные наблюдения над микроклиматом и растительной массой имеются для пшеницы, что дает возможность на примере этой культуры иллюстрировать многооб р а з и е микроклимата травянистой растительности, его зависимость о т мощности травостоя, агротехнических приемов, погодных и климатиче ских условий.

На рис. 41 представлено изменение максимальной температуры воздуха по вертикали в слое от поверхности почвы до 2 0 0 см в пше нице по наблюдениям в Е р ш о в е (район Саратова) и Овцине (район Ленин града). Д л я сравнения почти во всех случаях приводятся параллельные дан ные для черного пара и характеристика травостоя в виде веса зеленой массы (т. е. листьев, стеблей, колоса) или у р о ж а я (малому у р о ж а ю соот ветствует при прочих равных условиях и менее мощный травостой). И з сопоставления отдельных графиков можно установить, что чем меньше т р а востой, тем б о л ь ш е максимальная температура в глубине его отличается от температуры на высоте 2 м. Эта особенность отмечается как в Е р ш о в е, т а к и в Овцине. При мощном травостое во всем слое от поверхности. почвы м о ж е т н а б л ю д а т ь с я и з о т е р м и я. П р и м а л о й м о щ н о с т и травостоя* т е м п е р а т у р а почти т а ж е, ч т о и -на черном пару, а иногда д а ж е и в ы ш е.

К а к у ж е у к а з ы в а л о с ь, влияние т р а в о с т о я о п р е д е л я е т с я е г о воздей ствием н а р а д и а ц и о н н ы й баланс, и с п а р е н и е СМ и т у р б у л е н т н ы й обмен.

В зависимости от мощности травостоя, а т а к ж е высоты солнца п р о ц е н т с о л н е ч н о й радиации, попадающий в глубину травостоя, лл "Л ЛЛ \ м о ж е т о ч е н ь меняться. Чем в ы ш е солнце, \ тем п р и п р о ч и х р а в н ы х у с л о в и я х б о л ь ш и й III процент прямой солнечной радиации дойдет О до поверхности почвы.

В мощном травостое лишь небольшая доля прямой солнечной радиации доходит до Б п о ч в ы, б д л ь ш а я ж е часть п о г л о щ а е т с я т р а в о стоем на р а з н ы х высотах. Э т о о б с т о я т е л ь с т в о и мешает образованию четко выраженного 1 5Гч ш \ максимума на к а к о й - л и б о определенной О высоте.

Н о р е ш а ю щ е е в л и я н и е о к а з ы в а ю т все ж е р а с х о д ы т е п л а на и с п а р е н и е — т р а н с п и р а ц и ю, В к о т о р ы е н е п о с р е д с т в е н н о связаны с м о щ н о стью т р а в о с т о я. В т а б л. 4 4 п р и в о д и т с я при- ближенная характеристика суточного расхода К// влаги п р и р а з н о й м о щ н о с т и т р а в о с т о я ( п о \\ Д. И. Шашко). О /// Т а б л и ц а 44 200\ Суточный расход влаги растениями при разной мощности травостоя в степной зоне CQ Г, (в мм) л Оценка травостоя t | / тельный удовле плохой Фаза твори отлич хоро ший НЫЙ Рис. 41. Изменение макси мальной температуры воз духа с высотою в отклоне Цветение—молочная ниях от максимума на вы спелость 3, 2,3 3, 1, соте 2 м.

Л — Овцино, 1940 г.;

пшеницам колошение — цветение;

Б—то ж е, П р и п е р е в о д е в к а л о р и и э т о дает р а с х о д цветение—молочная спелость;

В— то же, молочная спелость — тепла в сутки при плохом травостое 8 0 — уборка. /—3пшеница, зеленая мас са 3,0 кг/м -, 2II — пшеница, зелена»

9 0 кал/см2 и при отличном — 2 0 0 — 2 2 масса 1,2 кг/иг ;

III — черный пар;

кал/см2. С л е д о в а т е л ь н о, в первом случае Г— Ершово;

пшеница, ц в е т е н и е молочная спелость. / — 1935 г., на н а г р е в а н и е почвы и "воздуха п о й д е т на урожай 10,8 ц/га;

II— 1933 г., уро жай 4,0 ц/га.

1 0 0 кал б о л ь ш е, чем во в т о р о м, что не м о ж е т не о т р а з и т ь с я на г р а д и е н т а х т е м п е р а т у р ы.

Н а о с н о в а н и и в с е г о с к а з а н н о г о м о ж н о сделать вывод, ч т о на с т а х а н о в с к и х полях с м о щ н ы м т р а в о с т о е м дневная т е м п е р а т у р а в о з д у х а к а к у п о в е р х н о с т и почвы, т а к и на в ы с о т е к о л о с а п р а к т и ч е с к и не отличается;

91.

•от т е м п е р а т у р ы на высоте 2 и (в б у д к е ). В р е д к о м т р а в о с т о е д н е в н ы е т е м п е р а т у р ы б у д у т выше, о с о б е н н о у самой п о в е р х н о с т и почвы.

П р и м е р влияния количества р а с т и т е л ь н о й массы на т е м п е р а т у р у ч ю ч в ы п р е д с т а в л е н в т а б л. 4 5 (по Н. Н. Я к о в л е в у ).

Т а б л и ц а Температура почвы при разном количестве растительной массы. Яровая пшеница, фаза выхода в трубку Вес сырой массы 380 г 939 г Глубины (в см) Часы наблюдений 7 7 21 13 Л Д 13—7 13- 19,0 12,4 18,9 18,3 9, 0 19,5 31,9 28, 18,1 21,6 20,7 6, 5 27,1 9,0 17,8 24, 10 26,4 24,4 7,8 18,0 22,8 5, 18,6 23, О б р а щ а е т на себя внимание т о т ф а к т, что у в е л и ч е н и е р а с т и т е л ь н о й эдассы не т о л ь к о у м е н ь ш а е т с у т о ч н о е к о л е б а н и е т е м п е р а т у р ы (см. Д 1 3 _ 7 ), •но и с н и ж а е т о б щ и й у р о в е н ь т е п л а. П о д густым т р а в о с т о е м т е м п е р а т у р а •почвы х о л о д н е е в о все с р о к и. П о д о б н о е с о о т н о ш е н и е т е м п е р а т у р вполне с о г л а с у е т с я с н а ш и м и представлениями о р о л и т р а в о с т о я к а к т е р м о и з о л я т о р а и к а к п о т р е б и т е л я т е п л а на испарение.


Д а н н ы е, п р е д с т а в л е н н ы е на р и с. 4 2, о т н о с я т с я к ясной п о г о д е. Как следует из т а б л. 4 6, в п а с м у р н у ю п о г о д у, естественно, все р а з л и ч и я с г л а ж и в а ю т с я, Д а н н ы е п р и в е д е н ы по наблюдениям А. И. Каменевой в П у ш к и н е ( Л е н и н г р а д ) ;

для сравнения п а р а л л е л ь н о п р и в о д я т с я д а н н ы е «по ч е р н о м у п а р у.

Т а б л и ц а 4В Температура воздуха и почвы в 13 часов среди травостоя пшеницы в среднем за ясные и пасмурные дни июля 1926 г.

Температура Температура почвы воздуха Характер поверх на высо ности почвы поверх- 10 см 3 см те роста 2м ность растений Ясно Пшеница.... 25,9 22,9 20, 19,7 19, 32,6 26, Черный пар.. 20,2 20, Пасмурно Пшеница.... 19.4 19,4 17, 18,0 17, Черный пар... 21,2 18,0" 20,5 18,7 j Д л я х а р а к т е р и с т и к и влияния о б щ е к л и м а т и ч е с к и х у с л о в и й р а с с м о т р и м ^географическое р а с п р е д е л е н и е на Е в р о п е й с к о й т е р р и т о р и и С С С Р о с н о в н ы х '92.

факторов, определяющих микроклимат пшеничного поля: радиационный баланс, расход тепла на испарение, количество тепла, идущее на нагре вание почвы и воздуха. При этом мы будем исходить из географической зональности увлажнения в естественных условиях, без учета мероприятий Р и с. 42. Т е п л о в о й б а л а н с п ш е н и ч н о г о п о л я за д н е в н ы е ч а с ы с у т о к в среднем за в е г е т а ц и о н н ы й п е р и о д.

А — радиационный баланс (в кал);

Б — суточное испарение с ярового пшеничного поля и рас ход тепла на него (/ — кал;

2 — мм);

В — количество тепла, идущее на нагревание почвы и воз- духа в дневную часть суток (в KaAjCM?). по борьбе с засухой и суховеями, влияние которых будет рассмотрено дополнительно. Учет естественной зональности позволит нам лучше оценить метеорологическую эффективность этих мероприятий.

На рис. 42, А представлена схема распределения радиационного баланса пшеничного поля за дневные часы суток в среднем за вегета ционный период.

93 Для того чтобы подсчитать, какая часть радиационного тепла идет «на непосредственное нагревание почвы и воздуха и определяет собою •температурные градиенты в дневную часть суток, необходимо из радиа щионного баланса вычесть расходы тепла на испарение.

На рис. 42, Б представлены суточное испарение в среднем за период 1 9 3 6 — 1 9 4 0 гг. (по данным А. В. П р о ц е р о в а, А г р о м е т б ю р о ГУГМС) • и соответствующий расход тепла, учитывая скрытую теплоту парообра зования.

Следует иметь в виду, что данные по испарению относятся к участкам ~с естественным увлажнением и поэтому их, так же как и связанные -с ними величины, нельзя распространять на поливные участки.

Тепло, идущее непосредственно на нагревание почвы и воздуха, дано -на рис. '42, В.

Не придавая абсолютного значения приведенным на схематических «картах (рис. 42) величинам, мы все же можем использовать их для -сравнительной характеристики условий формирования микроклимата пшеничного поля в различных климатических зонах Европейской терри тории С С С Р. Действительно, чем больше тепловой поток, тем при прочих р а в н ы х условиях температурные градиенты будут б о л ь ш е. Градиенты же абсолютной влажности воздуха должны расти в зависимости от интенсив ности испарения. Чем больше испарение, тем больше градиенты влажности.

Микроклиматические особенности в ночные часы определяются интен сивностью эффективного излучения, которое по Европейской территории "СССР возрастает с северо-запада на юго-восток главным образом благодаря у м е н ь ш е н и ю облачности. Кроме того, радиационное выхолаживание на -северо-западе тормозится за счет скрытой теплоты, выделяемой при обиль ном в этих местах р о с о о б р а з о в а н и и. Н о влияние обоих этих факторов несколько затушевывается воздействием т р а в о с т о я. Более сомкнутый травостой северо-запада образует почти сплошную излучающую поверх н о с т ь, которая, будучи изолирована травостоем от почвы, играющей в ночные часы роль аккумулятора тепла, дает снижение температуры на высоте роста растений. К поверхности почвы температура несколько ^повышается. При более редком в условиях естественного увлажнения травостое юго-востока минимум обычно или слабо выражен, или приурочен • к поверхности почвы.

Зональность фитоклимата подтверждается наблюдениями агромет станций под Ленинградом, Саратовом и Ростовом на Дону.

На р и с. 43 дана схема- изменения температуры по вертикали в при земном слое воздуха и в верхнем слое почвы пшеничного поля в фазу цветение •—созревание для увлажненной лесной и засушливой степной зон (без полива и других мероприятий, повышающих влажность почвы).

Крайние п р а в ы е кривые на каждом из графиков х а р а к т е р и з у ю т ход максимальных температур, приуроченных обычно к 13 — 1 4 часам, с р е д н и е — с р е д н и х суточных и левые — минимальных, наблюдаемых перед восходом солнца.

Р и с у н о к 4 3 х о р о ш о иллюстрирует зональные особенности микро климата пшеничного поля на фоне общего уровня температуры и. суточ ной ее амплитуды. Он дает возможность сделать следующие выводы в отношении полей, типичных для сравниваемых зон, в условиях естественного увлажнения.

• В л е с н о й з о н е т е м п е р а т у р а в о з д у х а в т р а в о с т о е в течение всех с у т о к не с у щ е с т в е н н о ( ± 1 ° ) о т л и ч а е т с я от т е м п е р а т у р ы на в ы с о т е 2 м.

П о в е р х н о с т ь почвы, на к о т о р у ю п о ч т и не п о п а д а ю т солнечные л у ч и, и м е е т т е м п е р а т у р у, б л и з к у ю к т е м п е р а т у р е в о з д у х а. В п е р и о д максимума н е с к о л ь к о б о л е е в ы с о к и е т е м п е р а т у р ы п р и у р о ч е н ы к припочвенным с л о я м в о з д у х а, но р е з к о выраженный максимум у п о в е р х н о с т и почвы о т с у т с т в у е т, н а и б о л ь ш и е ж е п о н и ж е н и я т е м п е р а т у р ы в ночные ч а с ы н а б л ю д а ю т с я в в е р х н е й части т р а в о с т о я.

В з а с у ш л и в о й степной з о н е, на б о г а р н ы х п о л я х, б л а г о д а р я б о л е е р е д к о м у т р а в о с т о ю и б о л ь ш е й в ы с о т е с о л н ц а (не т о л ь к о за счет умень А Б •см см Р и с. 43. Схема изменения температуры по вертикали в приземном слое воз д у х а и в верхнем слое почвы пшеничного поля в фазу цветение — созревание.

А — в увлажненной лесной зоне;

Б — в засушливой степной зоне (без полива и других меро приятий, повышающих влажность почвы), а — высота травостоя;

б—поверхность почвы;

.а среднем за сутки;

в период максимальных температур;

.... — в период минимальных температур.

ш е н и я г е о г р а ф и ч е с к о й ш и р о т ы, по и более р а н н е г о с о з р е в а н и я ), значи т е л ь н а я ч а с т ь поверхности почвы о с в е щ а е т с я н е п о с р е д с т в е н н ы м и лучами •солнца.. В с л е д с т в и е э т о г о максимальная т е м п е р а т у р а п о в е р х н о с т и почвы »выше т е м п е р а т у р ы воздуха на высоте 2 м на 2 0 ° и более. Она бывает д а ж е вы це, чем на черном п а р у, т а к к а к т р а в о с т о й у м е н ь ш а е т т у р б у л е н т н ы й обмен, а следовательно, и о т д а ч у тепла в б о л е е в ы с о к и е слои в о з д у х а. В связи с этим и максимальная т е м п е р а т у р а в о з д у х а в п р и з е м н о м с л о е на 2 — 3 ° в ы ш е по с р а в н е н и ю с 2 м. Минимальная т е м п е р а т у р а н е з н а ч и т е л ь н о и з м е н я е т с я по в е р т и к а л и (в п р е д е л а х 1°), но минимум •все ж е п р и у р о ч е н к п р и п о ч в е н н ы м слоям в о з д у х а. Средняя суточная т е м п е р а т у р а в приземном слое н е с к о л ь к о п о в ы ш а е т с я — на величину порядка 1°.

Учитывая все с к а з а н н о е, м о ж н о п р и з н а т ь, что при с р а в н и т е л ь н о й а г р о к л и м а т и ч е с к о й х а р а к т е р и с т и к е у с л о в и й п р о и з р а с т а н и я п ш е н и ц ы в лесной «и степной з о н а х на о с н о в е с р е д н и х суточных т е м п е р а т у р п о п р а в к а я а м и к р о к л и м а т о с о б о г о з н а ч е н и я и м е т ь не б у д е т. Н о - п р и х а р а к т е р и 95, с т и к е дневных т е м п е р а т у р, п р и у р о ч е н н ы х к н а и б о л е е о т в е т с т в е н н ы м часам ж и з н е д е я т е л ь н о с т и р а с т е н и й, у к а з а н н а я п о п р а в к а п р и о б р е т а е т существенное значение.

Т а к о в а т и п и ч н а я к а р т и н а м и к р о к л и м а т а п ш е н и ч н о г о поля в у в л а ж н е н ной и з а с у ш л и в о й зоне. И з э т о г о не с л е д у е т, что в отдельных с л у ч а я х и на с е в е р о - з а п а д е н е в о з м о ж н ы р е з к и е в е р т и к а л ь н ы е г р а д и е н т ы темпе р а т у р ы среди и з р е ж е н н о г о т р а в о с т о я, о с о б е н н о в ж а р к о е и з а с у ш л и в о е л е т о. С д р у г о й с т о р о н ы, в з а с у ш л и в о й з о н е м е р о п р и я т и я по у в е л и ч е н и ю з а п а с о в влаги в почве ( н а п р и м е р, путем с н е г о з а д е р ж а н и я ) у в е л и ч и в а ю т р а с х о д ы т е п л а на и с п а р е н и е и тем самым у м е н ь ш а ю т непосредственный поток тепла в почву и в воздух, а следовательно, и градиенты температуры.

Р е ш а ю щ е е в о з д е й с т в и е на м и к р о к л и м а т о к а з ы в а е т п о л и в. В л и я н и е п о л и в а на ф и т о к л и м а т п ш е н и ц ы и з у ч а л с я в 1 9 3 4 — 1 9 3 7 гг. в С а р а т о в с к о й о б л а с т и на Е р ш о в с к о м о р о ш а е м о м у ч а с т к е И н с т и т у т а з е р н о в о г о х о з я й с т в а ю г о - в о с т о к а. О с н о в н ы м о б ъ е к т о м наблюдения была я р о в а я п ш е н и ц а (Меля нопус 0 6 9 ) с двумя поливами з а т о п л е н и е м. Л. А. Г о л у б е в а в р я д е статей дает с л е д у ю щ е е о б о б щ е н и е этих о п ы т о в. Влияние о р о ш е н и я на ф и т о к л и м а т п ш е н и ч н о г о поля о с о б е н н о в е л и к о при полном р а з в и т и и т р а в о с т о я в б л и ж а й ш и е дни после п о л и в а.


В качестве примера п р и в о д и м х а р а к т е р и с т и к у влияния полива на т е р м и ческий режим почвы ( т а б л. 4 7 ).

Т а б л и ц а Температура поверхностных слоев почвы в 13 часов (1934—1935 гг.) Почва на глубине 3 см 10 см Фаза орошае неоро- неоро- орошае- д Д мая шаемая шаемая мая После первого полива 4,0 21,6 19. Кущение—колошение. 28.5 24,5 1, 26,4 26,0 0,4 20,8 0, Выколашивание.... 20, После второго полива 21,9 9,8 23,9 20,8 3, Цветение—налив зерна 31, 24,6 21, 27,7 0, Дозревание...... 22, 3, К а к видно из т а б л и ц ы, в первые дни после в т о р о г о полива темпе р а т у р а почвы на глубине 3 см в среднем на о р о ш а е м о м у ч а с т к е б ы л а почти на 1 0 ° ниже по с р а в н е н и ю с н е о р о ш а е м ы м. В т а б л. 4 8 п р и в о д я т с я температура и относительная влажность воздуха в травостоях орошаемой и неорошаемой пшеницы и в будке.

Наибольшие различия как термического режима, так и влажности п р и у р о ч и в а ю т с я к ф а з е цветение — налив з е р н а.

О ч е н ь с у щ е с т в е н н о, ч т о в з а с у ш л и в ы е и суховейные д н и к о н т р а с т м е ж д у о р о ш а е м ы м и и н е о р о ш а е м ы м и полями не т о л ь к о не сглаживается., но, н а о б о р о т, в о з р а с т а е т. Т а к, в ф а з у ц в е т е н и е — н а л и в з е р н а, в д н и 96, Таблица Температура и относительная влажность воздуха в 13 часов Воздух на высоте 10 см рабочего листа Фаза орошае- неоро- орошае неоро- о Д •Д о мая ш а е м а я 1 мая шаемая м Температура воздуха После первого полива Кущение—выход в трубку 24,2 22,4 22, 23, 1,8 1, Стеблевание—коло 25, шение 27,2 25,4 25, 1,8 1, После второго полива Цветение—налив 26,3 29,1 27, зерна 30,6 4,3 2, Дозревание 27,4 27,2 26,4 0, 28,9 1, Относительная влажность воздуха (в % ) После первого полива Кущение—выход в 48 62 14 48 59 трубку Стеблевание—коло шение 45 56 11 9 После второго полива Цветение—налив 62 34 28 48 14 зерна 47 55 46 51 Дозревание... с суховеями на поливе температура воздуха на высоте рабочего листа ниже на 3°, а влажность выше на 15°/0, чем на неорошаемых участках.

Благодаря тому что на высоте 2 м и выше температура воздуха определяется не только местным режимом, но и притоком тепла с соседних неорошенных участков (местная адвекция), то последняя в ряде случаев оказывается выше температуры в травостое. Иначе говоря, на орошенных полях часто и в дневные часы наблюдается инверсия температуры, а следовательно, и ослабленная турбулентность. Это обстоятельство имеет важное значение — оно несколько тормозит дальнейший рост испа рения. С ним связана и плохая аэрация поливных полей не только в почве, но и среди травостоя.

7 С. А. Сапожникова Глава СРАВНИТЕЛЬНАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА НЕКОТОРЫХ ОСОБЕННОСТЕЙ МИКРОКЛИМАТА ОТДЕЛЬНЫХ СЕЛЬСКОХОЗЯЙСТВЕННЫХ КУЛЬТУР Сравнительная характеристика микроклимата различных сельскохо зяйственных к у л ь т у р п р е д с т а в л я е т с о б о ю б о л ь ш и е т р у д н о с т и. Д а ж е в тех с л у ч а я х, когда н а б л ю д е н и я н а д с р а в н и в а е м ы м и к у л ь т у р а м и ведутся о д н о в р е м е н н о и п о о д н о й м е т о д и к е, т р у д н о б ы т ь у в е р е н н ы м, что най д е н н ы е с о о т н о ш е н и я элементов ф и т о к л и м а т а определяются видовым и с о р т о в ы м составом к у л ь т у р, а не связаны со с л у ч а й н о й и з р е ж е н н о с т ь ю или, н а о б о р о т, м о щ н о с т ь ю т р а в я н о г о п о к р о в а или о с о б е н н о с т я м и почвы и агротехники.

Т а б л и ц а 4 9 (по Н. А. К у р м а н г а л и н у ) н а г л я д н о и л л ю с т р и р у е т, к а к изменяется один из э л е м е н т о в ф и т о к л и м а т а — т е м п е р а т у р а почвы — п о д влиянием а г р о т е х н и к и и р а з л и ч и й почвы.

Т а б л и ц а Температура почвы картофельного поля на глубине 15 см. Хибины, 1934 г.

VI Ml VIII IX Характер поверхности почвы 2 3 1 2 3 2 3 Минеральная почва, гребни 8,0 13.0 12,4 18,4 17,2 14,9 11,3 10,9 9, Торф: гребни 7,7 9,9 11,9 15,9 15,5 14,4 11,1 9. 11, ровное поле. :.. 9, 6,3 9,7 14,7 13, 14,8 11,0 11, 11, П о мере р а з в и т и я растения и смыкания т р а в о с т о я м и к р о к л и м а т поля д о л ж е н меняться. Р а з л и ч е н м и к р о к л и м а т и р а з н ы х с о р т о в о д н о г о и т о г о ж е вида растений, о т л и ч а ю щ и х с я по р а з м е р а м листовых п л а с т и н о к и их расположению.

Н а р я д у с этим м и к р о к л и м а т растений, п р и н а д л е ж а щ и х к р а з л и ч н ы м видам и д а ж е р о д а м, н а п р и м е р овса и п ш е н и ц ы, м о ж е т быть о д н о р о д ным при о д н о р о д н о с т и их р а с т и т е л ь н о й массы, х а р а к т е р а о б л и с т в е н и я, транспирационного коэфициента.

К а к у ж е у к а з ы в а л о с ь, все эти о с о б е н н о с т и до с а м о г о п о с л е д н е г о времени не учитывались при п о с т а н о в к е м и к р о к л и м а т и ч е с к и х наблюде ний, и п о э т о м у н и ж е п р и в о д и м ы е данные х а р а к т е р и з у ю т в основном л и ш ь в о з м о ж н ы е р а з л и ч и я и не м о г у т г а р а н т и р о в а т ь их т и п и ч н о с т ь, особенно в количественном отношении.

Сравнительная х а р а к т е р и с т и к а м и к р о к л и м а т а сельскохозяйственных к у л ь т у р, б л а г о д а р я своей т р у д о е м к о с т и, о б ы ч н о о г р а н и ч и в а е т с я р а с с м о трением о т д е л ь н ы х э л е м е н т о в.

Т а к, л е т о м 1 9 3 7 г. А г р о г и д р о м е т е о р о л о г и ч е с к и й институт п р о в е л с р а в н и т е л ь н ы е наблюдения н а д минимальными т е м п е р а т у р а м и среди 7 к у л ь тур (та1л. 50).

В т а б л. 5 0 приведены р а з н о с т и с р е д н и х декадных минимальных тем п е р а т у р по н е з а щ и щ е н н ы м т е р м о м е т р а м, установленным на высоте р о с т а. о т д е л ь н ы х р а с т е н и й и на п о в е р х н о с т и о г о л е н н о й п о ч в ы. П р е ж д е всего с л е д у е т о т м е т и т ь, что в среднем м и н и м а л ь н а я т е м п е р а т у р а на в ы с о т е т р а в о с т о я н е з н а ч и т е л ь н о (обычно менее 1°) о т л и ч а е т с я от минимальной т е м п е р а т у р ы на п о в е р х н о с т и о г о л е н н о й почвы п л о щ а д к и м е т е о р о л о г и Т а б л и ц а Разности минимальных температур поверхности оголенной почвы на метпощадке и на высоте роста культур. Овдино, 1937 г.

VII VIII IX Культуры 3 1 3 1 Лен 0,1 -0,2 0,2 0,0 —0,2 - 0, Пшеница...... 0,4 -0,3 —0,2 -0, -0,1 0, Картофель 0,7 0,3 0,4 0,6 —0,2 -0, Помидоры 0,0 —0,2 -0,4 -0, —0,3 -0, 0, Подсолнух —0, —0,4 —0,2 -0,7 — Клевер—овес... 0,6 0, 0,2 — — — Просо....... —1, — • — ч е с к о й с т а н ц и и. Ч а щ е всего минимум на в ы с о т е т р а в о с т о я в ы ш е, чем минимум на почве. Л и ш ь с р е д и к а р т о ф е л я и смеси к л е в е р — овес н а б л ю д а ю т с я более н и з к и е м и н и м у м ы.

Р а з л и ч и е м е ж д у минимальными т е м п е р а т у р а м и над отдельными к у л ь т у р а м и б о л ь ш е й частью не п р е в ы ш а е т 1°. Д л я группы к у л ь т у р (лен, п ш е н и ц а, томаты) р а з н о с т и минимальных т е м п е р а т у р не д о с т и г а ю т 0, 5 °.

П о д т в е р ж д е н и е д а л ь н е й ш и м и наблюдениями п о с л е д н е г о о б с т о я т е л ь с т в а б у д е т иметь б о л ь ш о е м е т о д и ч е с к о е з н а ч е н и е, т а к как з н а ч и т е л ь н о у п р о с т и т и з у ч е н и е з а м о р о з к о в среди с е л ь с к о х о з я й с т в е н н ы х к у л ь т у р.

И н т е р е с н ы й м а т е р и а л д а ю т н а б л ю д е н и я н а д т е м п е р а т у р о й почвы на глубине 10 см, п р о в е д е н н ы е в О в ц и н е в и ю л е и а в г у с т е 1 9 3 7 г. Н а б л ю дениями были охвачены 13 к у л ь т у р. О с о б е н н о с т и т е р м и ч е с к о г о р е ж и м а п о ч в ы д а ю т в о з м о ж н о с т ь р а з д е л и т ь все к у л ь т у р ы на три г р у п п ы.

Во время наступления минимальных т е м п е р а т у р, к о т о р о е н а б л ю д а л о с ь в 6 — 7 часов, т е м п е р а т у р н ы е р а з л и ч и я с г л а ж и в а л и с ь. Т а к, 5/VIII эти Т а б л и ц а Температура почвы на глубине 10 см 5/VIII 1937 г.

Группа Группа II Группа III к та в я рг та t к а О) я о м я и ня я ч Температура о га 5 о. ч «D тC га о о s и Оm иI и( га Е го а) О. н Ми I ьг _§ и о С sr Си О S С Максимальная 16,6 16,4 16,4 17,0 17,2 18,4 17,6 18,4 18,6 19,8 19,2 20,2 20,6 20, 15,2 14,8 14,8 15,0 15,0 16,1,14,7 15,4 14,9 15,8 14,8 15,6 15,6 15, Минимальная Амплитуда.. 1,4 1,8 2,0 2,2 2,3 2,9 3,0 3,7 4,0 4,4 4,6 5,0 5, Примечание. В часы максимума температурные различия наибольшие.

7.;

. р а з л и ч и я не д о с т и г а л и 2 °, причем самая н и з к а я температура наблюдалась под с в е к л о й, к л е в е р о м, г о р о х о м, к а р т о ф е л е м.

Как видно из т а б л. 5 1 (по А. И. А н д р е е в о й ), н а и м е н ь ш у ю с у т о ч н у ю а м п л и т у д у ( 1, 4 д о 2, 2 ° ), т а к ж е к а к и н а и н и з ш и й максимум ( 1 6, 4 — 1 7, 2 ° ), имеют к у л ь т у р ы с н а и б о л ь ш е й з е л е н о й массой ( г о р о х, клевер, п р о с о ) и л у г, к о т о р ы й, к р о м е з н а ч и т е л ь н о й зеленой массы, отличается н а л и ч и е м дерновины.

Г р у п п а II, с с у т о ч н о й а м п л и т у д о й 2, 3 — 3, 7 ° и максимумом 1 7, 6 — 18,6°, о б ъ е д и н я е т к у л ь т у р ы с меньшей з е л е н о й массой: о т а в а л у г о в о г о у ч а с т к а, с в е к л а, лен.

В г р у п п у III входят п ш е н и ц а, к а р т о ф е л ь, т р а в о с т о й м е т с т а н ц и и, о т а в а к л е в е р н о г о у ч а с т к а и оголенная п л о щ а д к а (пар) метстанции.

Рис. 44. Ход максимальной температуры поверхности почвы по пентадам. Ивановская опытно-селекционная станция, 1938 г.

2 — под в ы с а д к а м и ;

3— черный пар;

4— в воз 1 — п о д свеклой;

духе (Психрометрическая_будка).

Т е м п е р а т у р а п о ч в ы под к у л ь т у р а м и этой г р у п п ы о т л и ч а е т с я значи т е л ь н о б о л ь ш е й а м п л и т у д о й ( 4, 0 — 5, 3 ° ). М а к с и м а л ь н а я температура под отдельными к у л ь т у р а м и к о л е б л е т с я о т 1 9, 2 д о 2 0, 6 °. Т р а в о с т о й на п л о щ а д к е метстанции, не и м е ю щ и й д е р н о в и н ы и часто п о д с т р и г а е м ы й, имеет т е м п е р а т у р у, с у щ е с т в е н н о о т л и ч а ю щ у ю с я (максимальная темпера т у р а на 4°) от т е м п е р а т у р ы н о р м а л ь н о г о л у г а.

Интересные данные по температуре поверхности почвы дает М. Н. К о п а ч е в с к а я для с в е к л о в и ч н о й к у л ь т у р ы ( н е п о л и в н о й ) в первый и во в т о р о й год ее р а з в и т и я.

Н а рис. 4 4 представлен х о д максимальной т е м п е р а т у р ы на поверх ности почвы по пентадам среди с в е к л ы п е р в о г о и в т о р о г о года вегета ции и на черном п а р у. Х о д т е м п е р а т у р ы под свеклой п е р в о г о года в е г е т а ц и и в начале ее р а з в и т и я п р и б л и ж а е т с я к черному п а р у. С с е р е д и н ы ж е июня, п о мере р а з р а с т а н и я листьев и о б р а з о в а н и я с о м к н у т о г о п о к р о в а, т е м п е р а т у р а на п о в е р х н о с т и почвы з н а ч и т е л ь н о снижается и п р и б л и ж а е т с я к т е м п е р а т у р е воздуха на высоте 2 м. Д р у г о й х а р а к т е р 100, имеет х о д т е м п е р а т у р ы на п о в е р х н о с т и почвы с р е д и с в е к л ы в т о р о г о года вегетации ( в ы с а ж и в а е м о й на семена). Н е с м о т р я на р а з в и в а ю щ и й с я с т е б е л ь и о б и л ь н о е о б л и с т в е н и е, д о с т и г а ю щ е е с в о е г о максимума ко времени м а с с о в о г о ц в е т е н и я, п о в е р х н о с т ь почвы не затеняется, благо д а р я чему т е м п е р а т у р а последней б л и з к а к т е м п е р а т у р е ч е р н о г о пара в т е ч е н и е всего лета, а иногда д а ж е п р е в ы ш а е т ее. П р и в е д е н н ы й при м е р и н т е р е с е н тем, что он п о к а з ы в а е т, к а к меняется м и к р о к л и м а т куль т у р ы в п р о ц е с с е ее р а з в и т и я и изменения х а р а к т е р а о б л и с т в е н и я.

Как и следует и з о б щ и х з а к о н о м е р н о с т е й о б р а з о в а н и я м и к р о к л и м а т и ч е с к и х о с о б е н н о с т е й, п о с л е д н и е в о з р а с т а ю т по м е р е п е р е х о д а в южные к о н т и н е н т а л ь н ы е р а й о н ы. И з ю ж н ы х к у л ь т у р н а и б о л е е изучен м и к р о к л и мат х л о п к а и л ю ц е р н ы.

JI. И. Б а б у ш к и н, И. Г. С а б и н и н а и А. В. Ш т ы р е в а, п р о в о д и в ш и е с в о и и с с л е д о в а н и я на а г р о м е т с т а н ц и и Б о з - С у ( п о д Т а ш к е н т о м ), д а ю т х а р а к т е р и с т и к у т и п о в вертикальных г р а д и е н т о в т е м п е р а т у р ы в о з д у х а н i х л о п к о в о м п о л е и среди л ю ц е р н ы.

П о х а р а к т е р у и з м е н е н и я т е м п е р а т у р ы с высотой в слое 1 — 2 0 0 см ( п о н а б л ю д е н и я м на высотах 1, 2 5, 5 0, 100 и 2 0 0 см) они выделили ч е т ы р е типа г р а д и е н т о в, и з к о т о р ы х мы п р и в о д и м два: инверсия и с в е р х а д и а б а т и ч е с к и й г р а д и е н т во всем с л о е. В т а б л. 5 2 д а е т с я п о в т о р я е м о с т ь различных значений р а з н о с т е й т е м п е р а т у р ы в с л о е 2 5 — 1 0 0 см п р и и н в е р с и и и с в е р х а д и а б а т и ч е с к и х г р а д и е н т а х в с л о е д о 2 0 0 см (по н а б л ю д е н и я м в 13 часов среди х л о п к а и л ю ц е р н ы ).

Т а б л и ц а Повторяемость различных градаций разностей температур в слое 25—100' см (в процентах к общему числу наблюдений) Разности температур Тип градиента Всего 0,6-1,5 1,6-3,5 3,6-5, 0,1-0,5 5,6-7, Хлопок Инверсия.... 5 0 0 1 Сверхадиабатиче 11 ский градиент. 27 16 Люцерна 7 Инверсия.... 9 2 Сверхадиабатиче 8 3 0 ский градиент. И х л о п о к и л ю ц е р н а — поливные к у л ь т у р ы, но х а р а к т е р т р а в о с т о я их с у щ е с т в е н н о р а з л и ч а е т с я, что и с к а з ы в а е т с я на их т е р м и ч е с к о м р е ж и м е. Н а х л о п к е и н в е р с и я т е м п е р а т у р ы в д н е в н ы е часы н а б л ю д а л а с ь всего в 9°/ 0 случаев и р а з н о с т ь не п р е в ы ш а л а 1, 5 °, на л ю ц е р н е, н а о б о р о т, почти в п о л о в и н е всех н а б л ю д е н и й о т м е ч а л а с ь и н в е р с и я т е м п е р а т у р ы, причем п р е о б л а д а л и р а з н о с т и т е м п е р а т у р б о л е е 1, 5 °. В отдельных случаях они п р е в ы ш а л и д а ж е 5 °. Н а х л о п к е п р е о б л а д а л и с в е р х а д и а б а т и ческие г р а д и е н т ы.

101, По мере приближения к поверхности почвы градиент, естественно, возрастает. В табл. 5 3 приводится характеристика изменения темпера туры по вертикали в слое 1 — 5 0 см на хлопчатнике для двух периодов:

д о бутонизации, когда высота хлопчатника была меньше 5 0 см ( д о 15/VI), и начиная с цветения (после 15/VII) до конца вегетации при высоте хлопчатника более 5 0 см (по наблюдениям в 13 часов).

Т а б л и ц а Повторяемость различных градаций разностей температуры в слое 1—50 см (в процентах к общему числу случаев) Разность температур Период 1,6-3, 0-0,5 5,6-7,5 7,6-9,5 9,6-11,511,6-13, 0,6-1,5 3,6-5, 1 19 26 24 18 5 До 15/VI 13 3 31 37 13 2 После 15/V1I По мере роста хлопка изменение температуры по вертикали ослабе вает, и если в первый период преобладали разности в пределах от 3, д о 7, 5 °, то во второй период разности преимущественно колебались в пределах 0, 6 — 3, 5 °.

Для дополнительной характеристики микроклимата люцерны м о ж н о привести данные, иллюстрирующие влияние у к о с о в на распределение температуры в о з д у х а по вертикали в 13 часов (табл. 54).

Т а б л и ц а Влияние укосов люцерны на распределение температуры по вертикали Высота, м Люцерна 0 0,5 2, 29,3 29,0 33, До укоса 40,1 34, После укоса 34, Как видно из табл. 5 4, после скашивания основной массы люцерны резко меняется (порядка 1 0 ° ) термический режим оставшихся надземных частей растения;

не в меньшей степени изменяется, конечно, и терми ческий режим корневой системы.

Подытоживая все сказанное, мы приходим к выводу о большом раз нообразии микроклимата сельскохозяйственных культур.

Различия эти такого порядка, что в ряде случаев они могут с п о с о б ствовать скороспелости растений, в других, наоборот, задерживать их созревание, увеличивать и уменьшать их морозостойкость, предохранять от грибных заболеваний и увеличивать их опасность. Понятно, какое. в а ж н о е п р а к т и ч е с к о е з н а ч е н и е имеет р е г у л и р о в к а м и к р о к л и м а т а (см.

г л а в у 17).

С а м о с т о я т е л ь н ы й и н т е р е с п р е д с т а в л я е т климат т о р ф я н ы х б о л о т, к о т о р ы е в отдельных районах занимают обширные площади. Многочислен ные исследования п о к а з а л и, что и с п а р е н и е, а с л е д о в а т е л ь н о, и р а с х о д ы т е п л а на и с п а р е н и е с е с т е с т в е н н о г о м о х о в о г о б о л о т а меньше, чем с мине ральных участков, покрытых мощной травянистой растительностью.

Основным ф а к т о р о м, о п р е д е л я ю щ и м к л и м а т и ч е с к и е о с о б е н н о с т и б о л о т ных у ч а с т к о в, я в л я ю т с я т е п л о в ы е с в о й с т в а т о р ф а — его малая т е п л о п р о в о д н о с т ь. Т е п л о в ы е свойства т о р ф а з а в и с я т от его у в л а ж н е н и я. Т е р м о и з о ляционный эффект торфа у м е н ь ш а е т с я п о мере его увлажнения. Одновременно в о з р а с т а е т и его теплоем кость. Поэтому климатообра з у ю щ а я р о л ь т о р ф а меняет ся в зависимости от е г о увлажнения. Последнее обыч н о наиболее в а р ь и р у е т в лет ний п е р и о д к а к в отдельные годы ( з а с у ш л и в ы е и д о ж д л и вые), т а к и в п р о с т р а н с т в е (осушенные и неосушенные у ч а с т к и, с очесом и б е з оче са). В о с т а л ь н о е время года, когда наблюдается превыше ние о с а д к о в н а д испарением, о с у ш е н н ы е естественным или и с к у с с т в е н н ы м путем у ч а с т к и увлажняются и по своим / // / / / IV У УI VII УШ IX X XI XII ф и з и ч е с к и м с в о й с т в а м при Рис. 45. Годовой ход температуры почвы:

ближаются к неосушенным.

минеральный (/), торфяной осушенной (2), Варьированием влажно- торфяной неосушенной (5).

сти о б ъ я с н я е т с я о т ч а с т и про- А — глубина 0,4 м;

Б — глубина 0,8 м.

тиворечивость и неопреде ленность выводов отдельных исследователей о климатических о с о б е н н о с т я х т о р ф я н и к о в, в частности о их т е р м и ч е с к о м р е ж и м е. Влияние на климат т о р ф я н и к о в о к а з ы в а е т и преимущественная п р и у р о ч е н н о с т ь их к низинам, иногда д а ж е б е с с т о ч н ы м западинам, куда стекает и где з а с т а и в а е т с я х о л о д н ы й воздух, что п р и в о д и т к у в е л и ч е н и ю м о р о з о б о й ности э т и х у ч а с т к о в.



Pages:     | 1 | 2 || 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.