6

Практическая работа № 2 Расчет коэффициента турбулентности и составляющих теплового баланса подстилающей поверхности по результатам градиентных наблюдений.

Микроклимат и климат теснейшим образом взаимосвязаны. Изучая микроклимат, мы не можем не касаться общих климатообразующих факторов, как например, инсоляции и земного излучения, а при изучении климата какого либо района — игнорировать особенности его подстилающей поверхности.

Методы изучения климата и микроклимата в основном одни и те же, отличаются они только в некоторых деталях.

Под микроклиматом подразумевается климат приземных слоев атмосферы, формирующийся на небольших площадях под влиянием местных факторов. Причем микроклиматические особенности резче всего проявляются в ясную и тихую погоду.

Большое влияние на микроклимат оказывают рельеф и экспозиция склонов. В долинах днем могут наблюдаться более высокие, а ночью более низкие температуры, чем на возвышенностях.

Микроклимат влияет на развитие и характер растительности. Так, например, на южных склонах балок в степной зоне Воронежской области встречаются растения, типичные для полупустыни (кермек, кохия и др.).

Специфические микроклиматические особенности наблюдаются в поймах рек: температура в среднем за сутки бывает здесь ниже, чем на высокой террасе, а относительная влажность выше: это влечет за собой произрастание на пойме более северных видов растений.

На микроклимат влияет также цвет земной поверхности. Так, например, температура поверхности белых меловых пород и прилегающего к ним воздуха ниже температуры темноцветной почвы и воздуха над ней.

Характерен также микроклимат песков. Термический режим их в сильной степени зависит от цвета, влажности и структуры. Особый термический режим создается над пашней под паром: днем на поверхности пара наблюдаются более высокие температуры, а ночью более низкие, чем на залежи, покрытой травой.

Микроклиматические условия в лесу и на лесных полянах различны: днем в летнее время на поляне бывает застой теплого воздуха, ночью — холодного, в лесу — наоборот.

Микроклиматические особенности хорошо выражены в приземном слое (на высоте 10 — 20 см) где наблюдается пониженная скорость ветра, ослабленный турбулентный обмен и повышенные температуры (летом). Микроклиматические наблюдения нужно вести в каждом пункте на высоте 10, 50 и 150 см от подстилающей поверхности.

Аспирационный психрометр является удобным и точным прибором для определения температуры и влажности воздуха в экспедиционных условиях, так как он не требует специальной установки в психрометрической будке. Это обусловлено тем, что термометры в нем защищены от действия солнечных лучей, и скорость обтекания воздуха вокруг резервуаров термометров постоянная.

У аспирационного психрометра (рис. 1) сухой 1 и смоченный 2 термометры помещены в металлической оправе 8, причем резервуары термометров защищены двойными металлическими трубками 4 и 5, которые соединяются в общую трубку 6.

Рис. 1. Аспирационный психрометр.

На верхний конец этой трубки навинчивается головка психрометра с вентилятором 7. Между трубками, окружающими резервуары термометров, и корпусом прибора находятся эбонитовые кольца 8 и 9, которые отделяют резервуары термометров от остальной массы прибора. Кроме того, внутренние и наружные трубки 4 и 5 не имеют металлического контакта, способствующего передаче тепла, так как между ними сделаны эбонитовые прокладки.

Резервуар правого термометра обернут батистом, который смачивается перед наблюдением при помощи груши 10. Груша состоит из резинового баллончика и пипетки, соединенных резиновой трубкой, которая зажимается зажимом. При смачивании ослабляют зажим, наполняют грушу дистиллированной водой, поднимают воду до уровня метки на пипетке, зажимают зажим и подводят пипетку под резервуар смоченного термометра.

Когда батист напитается водой, опускают воду в баллончик и убирают грушу. Обычно психрометр выносят на воздух за 30 минут до наблюдений, смачивание производят за 4 минуты до наблюдений, а после смачивания заводят вентилятор. Для вычисления влажности пользуются обычными психрометрическими таблицами.

Для определения скорости ветра в полевых условиях применяется анемометр, чувствительность которого значительно больше, чем у флюгера. Наиболее распространенным является ручной анемометр Фусса (рис. 2).

Скорости ветра определяют анемометром Фусса одновременно на всех высотах, иначе невозможно будет сравнивать результаты. При снятии показания по счетчику анемометра Фусса нужно брать меньшую цифру шкалы; например, если стрелка, указывающая тысячи оборотов, стоит между 4000 и 5000, нужно брать меньшую цифру 4000, так как до 5000 стрелка еще

н е дошла. Стрелка, указывающая сотни оборотов, стоит, например, между 700 и 800, нужно брать тоже меньшую цифру, т. е. 700, так как до 800 стрелка еще не дошла. Наконец, смотрим на большую стрелку, она стоит, например, на 20, берем цифру 20 и получаем окончательную цифру 4720, т. е. 4720 оборотов.

Направление ветра определяют в полевых условиях по вымпелу — шесту с легкой лентой спиной 0,5 — 0,8 м. Лента отклоняется ветром в сторону противоположную направлению ветра (если лента отклоняется на юг, значит, ветер северный, на восток - западный). При наблюдении надо иметь компас. Для определения направления ветра, так же как и на станции, приняты 16 румбов.

Рис. 2. Анемометр Фусса.

Цель работы: исследование теплового баланса подстилающей поверхности.

Коэффициент турбулентности характеризует интенсивность турбулентного перемешивания. На станциях находят его значение на высоте 1 м (к₁). Для этого используют результаты градиентных наблюдений над скоростью ветра и температурой воздуха на стандартных высотах 0,5 и 2,0 м над земной поверхностью. При этом к₁ вычисляют, например, по формуле М.И. Будыко

(1)

где Δ u — разность скоростей ветра на высотах 2,0 и 0,5 м,

Δ t — разность температур воздуха на высотах 0,5 и 2,0 м,

z' — высота, равная 1 м.

Обычно к₁ выражают в м²/с с точностью до сотых.

Раскрывая скобки в формуле М. И. Будыко, можно представить к₁ в виде суммы двух слагаемых. Первое характеризует влияние на к₁ разности скоростей ветра (динамический фактор), второе — относительную роль стратификации (термический фактор).

При глубоких инверсиях может оказаться 1,38 < - 1 и формула М. И. Будыко, станет непригодной. В действительности к₁ при этом очень мал, а при отсутствии ветра обращается в нуль. Кроме того, формулой М. И. Будыко нельзя пользоваться при Δ u ≤ 0,2 м/с.

Одно из важнейших следствий турбулентного перемешивания — интенсивный перенос тепла и водяного пара. Он характеризуется турбулентными потоками тепла и пара. Над обширным ровным и однородным деятельным слоем, над которым горизонтальные градиенты температуры и влажности отсутствуют, турбулентные потоки тепла и пара направлены вертикально. При таких условиях турбулентный поток тепла L равен турбулентному теплообмену между деятельным слоем и атмосферой, а турбулентный поток пара - испарению с поверхности деятельного слоя W. На этих соображениях основан «метод турбулентной диффузии».

Умножая испарение W на теплоту испарения (600 кал/г), получим затрату тепла на испарение V. Величины L и V, наряду с радиационным балансом В и потоком тепла в почве Р, являются основными элементами теплового баланса деятельного слоя. При использовании метода турбулентной диффузии они определяются по формулам:

где Δ е — разность упругости пара на высотах 0,5 и 2,0 м, а остальные обозначения пояснены выше. Испарение W в мм/час численно равно затрате тепла на испарение V в кал/см² ·мин. Значения L, V и W вычисляются с точностью до сотых.