МИКРОКЛИМАТ МЕСТНЫЙ КЛИМАТ

С. А. САПОЖНИКОВА
доктор географических наук
5515G
-^oifPEHO
1
1951 г.
M S
I
МИКРОКЛИМАТ
Пдоаередо
, Ч9бЪг.
и
МЕСТНЫЙ
КЛИМАТ
Допущено Министерством высшего образования СССР
: качестве учебного пособия для гидрометеорологических
институтов и университетов
• С")
•Г*4*
Б . . Ь >IИ
Ь И А
.i
Р." Д-: i О
ГИДРОМЕТЕ.-Р Я1(..'"1М-ЕСнОГО
ИИСИ.ГУ • А
гимиз
Г И Д РОМ Е Т Е О Р О Л О Г И Ч Е С К О Е
ЛЕНИНГРАД
•
1950
ИЗДАТЕЛЬСТВО
АННОТАЦИЯ
В книге впервые с большой полнотой приводятся систематизированные современные сведения по микроклимату и местному климату.
В ней излагаются физические основы микроклимата и местного климата и характеризуются
основные особенности микроклимата поля, леса,
долин и склонов, климата городов и т. д., причем особое внимание уделяется вопросам, связанным с сельскохозяйственной практикой. Значительное место уделяется изложению методов
исследований и обработки наблюдений по микроклимату и местному климату.
Книга является учебным пособием для гидрометеорологических институтов и географических
факультетов университетов, а также может служить ценным пособием для агрономов, лесоводов и других специалистов, соприкасающихся
в своей работе с вопросами микроклимата
и местного климата.
О Г Л А В Л Е Н И Е
Стр.
Предисловие
. . . . . . .
Введение
.
Основные понятия. Краткий исторический очерк
РАЗДЕЛ
5
6
6
I
Ф и з и ч е с к и е о с н о в ы микроклимата и м е с т н о г о климата
Глава
Глава
Глава
Глава
1. Тепловой баланс деятельной поверхности
. •
Радиационный баланс . .
.
.
2. Теплообмен в почве
3. Теплообмен почва—воздух. Турбулентный обмен. Расход
тепла на испарение
4- Сравнительная характеристика
компонентов
теплового
баланса в суточном ходе их. Местная адвекция как фактор,
определяющий особенности микроклимата
РАЗДЕЛ
13
15
32
42
52
II
О с н о в н ы е о с о б е н н о с т и вертикальной стратификации
температуры в о з д у х а и ветра в приземном с л о е
Глава
Глава
5. Изменение температуры с высотою в приземном слое воздуха. Микроколебания температуры
6. Изменение скорости ветра с высотою в приземном слое
воздуха
РАЗДЕЛ
57
69
III
Микроклимат почвы и прилегающих слоев воздуха
Глава
Глава
Глава
Глава
Глава
7. Температура оголенной почвы (черного пара) в теплое
время года
8. Микроклимат пшеничного поля в период развитого травостоя
9. Сравнительная характеристика
некоторых
особенностей
микроклимата отдельных сельскохозяйственных культур . .
10. Микроклимат склонов
11. Снежный покров и его микроклимат
РАЗДЕЛ
80
90
98
105
109
IV
Местный климат
Глава
Глава
Глава
Глава
Глава
12. Влияние особенностей местоположения на ветер
13. Влияние особенностей местоположения на термический
режим и влажность воздуха
14. Влияние местных условий на нижнюю облачность и осадки
15. Климат леса
16. Климат города
РАЗДЕЛ
118
131
145
148
159
V
Борьба с вредными явлениями климата и погоды
в приземном слое воздуха и в почве
Глава
Глава
Глава
17. Тепловая мелиорация. Защищенный грунт
18. Борьба с заморозками
19. Влияние лесных полос на климат прилегающих полей . . .
164
171
174
РАЗДЕЛ
VI
Методы исследования местного климата
и микроклимата
Г л а в а 20. Постановка исследований.
Г л а в а 21. Точность и репрезентативность наблюдений
Г л а в а 22. Методы микроклиматических наблюдений. Приборы . . . .
Г л а в а 23. Организация и проведение микроклиматических наблюдений, в том числе среди травянистой растительности . . .
Г л а в а 24. Методы изучения местного климата. Анемометрическая
и термометрическая съемка
Анемометрическая съемка .
Термометрическая съемка для определения морозоопасности
территории
Г л а в а 25. Характеристика физико-географических факторов. Фитоиндйкаторы
Г л а в а 26. Принципы климатологической обработки наблюдений по
микроклимату и местному климату. Использование ультракоротких рядов наблюдений и построение карт крупного
масштаба
Приложение
Приложение
Приложение
1. Методические указания по анемометрической съемке .
2. Схема описания местоположения пункта наблюдений .
3. Высота солнца на 15-е число каждого месяца
Стр.
186
189
194
202
210
211
213
221
224
232
239
241
ПРЕДИСЛОВИЕ
Плановое социалистическое хозяйство наиболее полно использует все
природные богатства страны и стимулирует развитие всех отраслей советской науки. Широкое использование климатических ресурсов страны и
проведение в невиданных в истории человечества масштабах мероприятий по преобразованию природы нашей страны способствовало выделению в самостоятельную дисциплину отрасли климатологии, занимающейся микроклиматом и местным климатом.
Книга „Микроклимат и местный климат" предназначается в качестве
учебного пособия для географических факультетов университетов и
гидрометеорологических институтов. Кроме того, она может быть полезна
агрономам, лесоводам и другим специалистам, соприкасающимся в своей
работе с микроклиматом и местным климатом.
Сельскохозяйственный уклон был выбран, как практически наиболее
важный и как наиболее близкий автору, имеющему 20-летний опыт
работы в указанной области.
Вследствие ограниченности объема настоящего пособия некоторые
вопросы, относящиеся к местному климату, но достаточно полно изложенные в общих курсах метеорологии и климатологии (например, бризы),
детально не разбираются.
Книга базируется почти исключительно на отечественных, преимущественно советских, исследованиях, которые по практической направленности и теоретическому анализу превосходят аналогичные зарубежные работы.
Являясь первым советским учебным пособием по микроклимату и
местному климату, теоретические основы которых в настоящее время
только разрабатываются, книга включает ряд дискуссионных вопросов
и положений и неизбежно страдает рядом недостатков, которые могут
быть устранены в будущем на основе опыта проработки ее в вузах
и использования в практике исследовательских работ.
ВВЕДЕНИЕ
Основные понятия. Краткий исторический очерк
П о мере развития климатологии понятие о климате д и ф е р е н ц и р у е т с я ,
и в настоящее время наряду с макроклиматом выделяют местный климат
и микроклимат.
Диференциация
с расширением
науки,
наших
выделение
отдельных
е е отраслей,
связана
знаний и с п о с о б с т в у е т б о л е е у г л у б л е н н о м у
изу-
чению выделенных явлений. Для эффективности п о д о б н о й диференциации
н е о б х о д и м о , чтобы группа рассматриваемых явлений отличалась о с о б ы м и
качествами
или
дования.
числе
В
объектов.
свойствами,
таких
Именно
по
требующими
специальных м е т о д о в
иссле-
свойств могут быть и масштабы явлений или
этому
принципу,
как известно, была выделена
микробиология, у с п е ш н о развивающаяся в последние десятилетия.
Причина,
в объекты
бенностей
ными
от
побудившая
выделить
самостоятельных
их,
микроклимат
исследований,
и
кроме
местный
климат
специфических
обусловленных существенно иными масштабами,
макроклимата,
заключается
в том,
что,
во-первых,
в з о н е микроклимата и местного климата протекает
осо-
отличименно
значительная часть
деятельности человека и, во-вторых, они наиболее д о с т у п н ы для изменения в н у ж н о м
направлении.
Различие в масштабах явлений определяется как масштабами климатообразующих
факторов,
к
поверхности — источнику
деятельной
основной
с п о с о б передачи
запыленности
меньше,
так
и
всех
близостью
изучаемых
тепла
свойств
явлений
и
воздуха
д р , ) — турбулентный о б м е н — в
чем в с в о б о д н о й
Масштабы
и
слоев
воздуха
над
которой
влаги,
(тепла,
сотни
и
влажности,
тысячи
раз
атмосфере.
и
были
положены
в основу выделения микро-
климата и местного климата.
Под
ляемые
макроклиматом
факторами
мы понимаем
крупного
климатические
масштаба:
явления, о п р е д е -
общециркуляционными
цессами,
географической широтой местности, удаленностью
и морей,
макрорельефом.
В чистом виде
макроклиматические явления м о ж н о наблюдать лишь
вне сферы возмущения,
6
•
про-
от океанов
вызываемого
местными особенностями деятель-
н о г о слоя,
т. е.
на высоте нескольких десятков и д а ж е сотен метров..
Н о о макроклимате
мая, если можно
мы
судим
и по наблюдениям на высоте 2 м,
так выразиться,
положения всех станций
сни-
влияние местных условий путем рас-
в однородных условиях — на открытом ровном
месте.
Макроклиматические
изменения п о горизонтали, например,
туры (широтные и -долготные градиенты)
градуса на 1 0 0 км,
д у с а на 1 0 0
измеряются
темпера-
десятыми
долями
а вертикальные градиенты — десятыми долями гра-
м.
Местный климат определяется климатообразующими факторами б о л е е
мелкого
масштаба:
мезорельефом,
Мы различаем местный
климат
растительными
леса,
массивами
поляны, долины,
и
города
О с о б е н н о с т и местного климата проявляются в слое воздуха,
пр.
и т. п.
измеряемом
десятками и д а ж е сотнями метров, но с высотой они ослабевают. Н а б л ю дения на высоте, измеряемой метрами и десятками метров,
условиях
диенты
местного
климата дают вертикальные
и
температуры, влажности, скорости ветра,
ш а ю щ и е с о о т в е т с т в у ю щ и е макроклиматические
симости
от
местных о с о б е н н о с т е й
климата
в различных
горизонтальные граво много р а з превы-
градиенты.
Так, в зави-
минимальная
температура,
например, м о ж е т меняться на градусы на расстоянии нескольких десятков
метров,
вертикальные
же
градиенту
температуры
в этом слое имеют
р е з к о выраженный суточный х о д . Дневные сверхадиабатические градиенты
сменяются ночной инверсией, причем при пересчете на 1 0 0 м мы получаем
у ж е не десятые д о л и , а целые и д а ж е десятки
Микроклимат
объединяет
измеряемом
1,5—2,0
зависимости
от
м
явления,
над
узкоместных
в слое воздуха,
поверхностью почвы, в
непосредственной
свойств
деятельного слоя: микрорельефа,
характера растительности и т. п. Отличительной
ного слоя в о з д у х а являются
исключительно
диенты. температуры,
и влажности.
температуры
воздуха
ветра
на
100
градусов.
происходящие
м,
то
Если
они
особенностью
призем-
большие вертикальные грапересчитать
будут
градиенты
выражаться
сотнями
и д а ж е тысячами градусов. Эти явления не выходят обычно за пределы
у к а з а н н о г о слоя в о з д у х а , но
они
имеют
очень
большое
практическое
значение, так как именно в этом с л о е протекает ббльшая часть деятельн о с т и человека, здесь п р о и з р а с т а ю т растения, и именно э т о т слой наиболее
доступен
активному
воздействию
человека.
подстилающей поверхности, например разравнивая
Меняя о с о б е н н о с т и
травостой или уплот-
няя почву, мы меняем и микроклимат.
Приведенные
характеристики
понятий
микроклимата
и
местного
климата не п р е т е н д у ю т быть законченными определениями. Д а т ь точные
формулировки
в
настоящее
время т р у д н о , учитывая, что д а ж е
общее
о п р е д е л е н и е климата е щ е окончательно не о т р а б о т а н о .
7
ц и ^ и м и п ълумое, и на асфальтированной дороге, и на обширных колхозных полях, простирающихся
на сотни гектаров, и над водной поверхностью морей и океанов. Благодаря близости к деятельной поверхности микроклимат отличается
большой изменчивостью по горизонтали в тех случаях, когда деятельная поверхность не однородна. Кочка, канава, узкая межа в поле
имеют свой микроклимат. В ряде случаев нам приходится иметь дело
с комплексами микроклиматов, так, например, на картофельном поле
до смыкания его ботвы микроклимат на открытых участках и на участках, затененных листьями картофеля, будет различным. В комплексе
они дают микроклимат картофельного поля.
Масштабы микроклиматических явлений настолько отличаются от
масштабов общеметеорологических явлений, характеризуемых
сетью
метеорологических станций, расположенных на расстоянии десятков
километров друг от друга, что для изучения их необходимо было разработать специальные аппаратуру и методы исследований.
Местный климат по масштабу занимает промежуточное положение,
и у нас в СССР д о самого последнего времени его объединяли с микроклиматом. Но большая стабильность .местного климата по сравнению
с микроклиматом, благодаря чему с ним необходимо считаться при
комплексном учете физико-географических особенностей территории —
ее детальном районировании (например, при планировке города, курорта,
территории совхозов, дорог, аэродромов и др.), побудила выделить его
в самостоятельный объект исследования, тем более что для изучения
местного климата возможно применять общеметеорологическую аппаратуру, вплоть д о аэрологической, но необходим лишь другой метод ее
использования. Для изучения местного климата станции необходимо располагать не равномерно, как это принято при изучении макроклимата
и погоды, а в зависимости от физико-географических условий, влияние которых на местный климат изучается, причем параллельно с характеристикой особенностей местного климата учитываются и факторы,
их обусловливающие (рельеф, растительность и др.).
На рис. 1 дана схема изменения одного из элементов климата средней максимальной температуры июля по меридиану от 56 д о 60° с. ш.
На этом протяжении средняя максимальная температура июля в макромасштабе (по данным климатических справочников и атласов) меняется
на величину порядка 3° (жирная сплошная линия), причем изменение
происходит равномерно. Но такая картина получится по непосредственным данным только в том случае, если все метеорологические
станции по указанному профилю будут находиться на открытых ровных
участках с так называемым естественным покровом (так по возможности
и располагаются станции метеорологической сети).
8-
Если ж е мы расположим пункты наблюдений и в парке, и на лугу,
и над озером,
и в городе и данные всех этих пунктов используем для
характеристики
изменения
температуры
картина значительно осложнится.
по
указанному
профилю,
то
Схема изменения температуры в этом
случае представлена на рис. 1 пунктирной линией.
В
городах
максимальная
температура
будет
выше,
в лесу и над
о з е р о м ниже, чем на открытом месте, и т. д.
Еще'сложнее
5 см
изменение
температуры по этому профилю на высоте
(представлено тонкой сплошной линией, рис. 1). На ней скажется
Рис. 1. Схема соотношения явлений макроклимата, местного климата и микроклимата.
Средняя и ю л ь с к а я м а к с и м а л ь н а я т е м п е р а т у р а : 1 — м а к р о к л и м а т и ч е с к о е изменение т е м п е р а т у р ы
воздуха (в зависимости от широты места, по наблюдениям на открытом ровном месте на высоте
2 м)\ 2 — местные изменения т е м п е р а т у р ы на высоте 2 м\ 3 — микроклиматические изменения
температуры на высоте S см.
не только влияние парка, города, водоема, но и отдельных неровностей
почвы, камешков, разной густоты травы.
Для того чтобы познать законы этих явлений и управлять ими, надо
научиться
их выделять, наблюдать соответственно их масштабам, нахо-
дить факторы, их определяющие.
Следует подчеркнуть,
что особая производственная
перспективность
изучения микроклимата и местного климата определяется полной реальностью
изменения
их
в нужном
для
нас направлении, блестяще под-
твержденной постановлением партии и правительства, принятым по инициативе товарища Сталина от 2 0 октября 1 9 4 8 г. „ О
лесонасаждений,
внедрения
травопольных
плане полезащитных
севооборотов,
строительства
прудов и водоемов для обеспечения высоких и устойчивых урожаев в степных и лесостепных
районах
европейской
части СССР".
Совокупность
9
мериприятии, предусмотренных этим нланим, направлена в аначительнии
своей
части
именно
Особенности
рельефа,
на
изменение
растительности, водоемов
и практиков,
местного климата и микроклимата.
климата вблизи земной поверхности и влияние на них
давно
привлекали внимание ученых
но начало систематических исследований п р и з е м н о г о слоя
в о з д у х а следует отнести ко второй половине XIX столетия.
В 1 8 7 2 г. в Пулкове на сигнальной мачте Главной физической о б с е р ваторией
были
температурой
этих
организованы
приземного
наблюдений
первые
систематические
наблюдения над
слоя воздуха на разных высотах.
позволили
замечательному
Результаты
русскому
климатологу
А. И. В о е й к о в у сделать основные выводы о б особенностях
ции
температуры
вблизи
земной
поверхности,
стратифика-
опубликованные
им
в 1 8 8 4 г. в „Климатах земного шара и в о с о б е н н о с т и Р о с с и и " . В этой
ж е монографии А . И . Воейков излагает и свой закон о влиянии формы
рельефа
на
с у т о ч н у ю амплитуду температуры и выделяет специальную
главу, посвященную
влиянию растительности на климат. В своих выво-
дах о б о с о б е н н о с т я х
влияния
щественное
внимание
местных условий А, И . Воейков преиму-
обращает
на
полагая в о с н о в у климатических
поверхности (радиационный режим,
А . И. Воейков
писал:
физическое
вариаций
обоснование
тепловой баланс
расход тепла
явлений,
деятельной
на испарение
и др.).
„ О д н а из важнейших задач физических наук
в настоящее время — ведение п р и х о д о - р а с х о д н о й книги солнечного тепла,
получаемого
земным
шаром,
с
его в о з д у ш н о й и водяной
оболочкой".
Эта задача сохраняется в полной мере и в настоящее время.
А.
И.
станций
ностей
Воейков
усиленно
и походных
рекомендовал
наблюдений
специальных
климата.
Идеи А . И . Воейкова
нашли
свое отражение и развитие в р а б о т а х
экспедиции В. В. Д о к у ч а е в а (см. стр.
В томе т р у д о в экспедиции,
дениям
организацию
для характеристики местных о с о б е н -
1 8 9 2 — 1 8 9 4 гг.,
В.
174).
посвященном метеорологическим
В.
Докучаев
вместо
предисловия
„Огромная часть наших наиболее крупных станций, по самому
нию их, изучают климат собственно Петербурга,
болот
и
пустырей,
с ними о т к р ы т ы х
климат
степей,
Харькова,
вает на т о ,
писал:
положе-
а не о к р у ж а ю щ и х его
Саратова,
а
не
климат Н и ж н е г о Н о в г о р о д а ,
соседних
Костромы,
а не Ветлужской и Унжанской лесной т а й г и . . . " . Подчеркивая
климатов, г о р о д а ,
наблю-
различие
леса, степи, плато и долины, В. В . Докучаев указы-
что н е о б х о д и м о с т ь изучения их диктуется запросами прак-
тики.
Работы В. В. Докучаева и е г о учеников легли в о с н о в у крупнейших
в мире мероприятий
по п е р е д е л к е
природы,
предусмотренной
Сталин-
ским планом по б о р ь б е с з а с у х о й и суховеями. Попутно с разрешением
10
основной задачи — испытания и учета „различных способов и приемов
лесного и водного хозяйства в степях России", экспедиция дала характеристику влияния лесных насаждений разного рода на местный климат
и микроклимат.
Участник докучаевской экспедиции Г. Н. Высоцкий еще в 1894 г.
охарактеризовал основные закономерности распределения минимальных
температур в зависимости от степени защищенности местоположения
растительностью, а также особенности подстилающей поверхности.
В 1909 г. им же был вновь поднят вопрос „о местных сетях для
изучения специальных местных климатических вариаций в зависимости
от рельефа земной поверхности и от характера растительного покрова".
В эти же годы Г. А. Любославский в Лесном (Ленинград) изучал
теплооборот в почве и влияние на него растительного покрова.
Многочисленные исследования в области лесной метеорологии производились П. В. Отоцким, Адамовым, Тольским и др. в опытных
лесничествах.
В 1915 г. была опубликована ценная работа П. И. Колоскова
„Рельеф как фактор климата" по материалам метеорологического бюро
Амурского района, организованного переселенческим- управлением.
Во время первой мировой войны и в последующие годы работы по
этому разделу климатологии шли в основном по линии накопления
эмпирического материала. Из работ этого периода следует отметить
исследования В. Н. Оболенского и А. Ф. Рудовица в Петрограде,
Г. Т. Селянинова на Сочинской опытной станции и А. А. Скворцова
в Средней Азии, причем работы последнего направлены на вскрытие
физической сущности микроклиматических явлений.
Начиная с тридцатых годов бурное развитие социалистического
строительства в нашей стране стимулировало рост советских исследований по микроклимату и местному климату применительно к запросам
сельскохозяйственного производства, курортного строительства, транспорта, для оборонных целей и др. Из работ этого периода особого внимания заслуживают: исследования, связанные с детальным агроклиматическим районированием субтропической зоны СССР, проведенные Агрогидрометеорологическим институтом под руководством Г. Т. Селянинова,
работы Л. А. Голубевой и др. по фитоклимату полевых сельскохозяйственных культур, связанные с орошением, продвижением в Заполярье и другими
практическими задачами. Интересные работы по микроклимату и местному
климату проводились кафедрой климатологии географического факультета Ленинградского государственного университета под руководством
А. В. Вознесенского и А. А. Каминского, а позднее их учениками. Большие
исследования по эффективности лесных полос были проведены Я. Д . Панфиловым, В. А. Бодровым, Ю. А. Бялловичем и др. В области курортного
11
строительства наибольшего внимания заслуживают работы Н. А . Коростелева. Исследование местного климата в субтропической зоне по своей
физической обоснованности и производственной эффективности превосходит аналогичные работы зарубежных климатологов. Большую роль
в изучении физических основ микроклимата, в частности теплового
баланса, сыграли работы В. А. Михельсона и С. И. Савинова.
После Великой Отечественной войны в СССР начинается новый
подъем в области изучения микроклимата и местного климата применительно к запросам различных отраслей народного хозяйства, при этом
все больше внимания уделяется физической стороне явлений, и идеи,
высказанные более 5 0 лет назад А. И. Воейковым, находят свое
дальнейшее развитие благодаря успехам советских теоретиков-метеорологов, лучшему техническому оснащению, а главное — благодаря колоссальному росту практических запросов, связанному не только с плановым
освоением, но и с переделкой природы, в том числе и климата приземного слоя воздуха. Здесь особо следует отметить работы Главной
геофизической обсерватории имени А. И. Воейкова (Д. Л. Лайхтман,
М. И. Будыко и др.).
История развития микроклиматологии и местной климатологии
является наглядной иллюстрацией роли практики и производства и
особенно советского планового производства в развитии науки.
Раздел I
ФИЗИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ МИКРОКЛИМАТА
И МЕСТНОГО КЛИМАТА
Глава I
ТЕПЛОВОЙ БАЛАНС ДЕЯТЕЛЬНОЙ ПОВЕРХНОСТИ 1
Поверхность почвы и растительности, а также любого д р у г о г о тела,,
которая поглощает и отдает тепло путем радиации и тем самым регулирует термический режим прилегающих слоев воздуха и почвы, называется деятельной поверхностью.
Разность между собственным излучением почвы и растительности,,
с одной стороны, и встречным излучением атмосферы, с другой, —
эффективное излучение — почти всегда имеет отрицательный знак. Последнее означает, что в результате эффективного излучения деятельная поверхность теряет тепло. В дневные часы солнечная радиация обычно превышает эффективное излучение. Получающийся при этом избыток тепла на
поверхности почвы и растительности идет на непосредственное нагревание растений, почвы, прилегающих слоев воздуха, а также на биологические процессы (фотосинтез) и испарение — транспирацию.
В отсутствие солнечной радиации, как прямой, так и рассеянной,,
или при незначительном ее напряжении, например в зимние дни, о с о бенно над снежным покровом, отражающим б о л ь ш у ю часть солнечного
тепла, радиационный р а с х о д тепла превышает приход, и в результате
деятельная поверхность теряет тепло, которое компенсируется отдачей
тепла из воздуха и почвы.
Велика роль деятельной поверхности не только в отношении теплооборота, но и во влагообороте. С деятельной поверхности происходит
испарение влаги, на ней же осаждается влага, как непосредственно
конденсирующаяся в виде росы, инея и др., так и выпадающая из.
атмосферы (дождь, снег).
1
В этой и последующих главах, посвященных физическим основам микроклимата и местного климата, рассматривается тепловой баланс деятельной
поверхности лишь с точки зрения влияния его на формирование микроклимата-,
и местного климата. В связи с этим некоторые стороны баланса охарактеризованы более полно, другие же, не имеющие непосредственного значения для
указанных явлений, совсем опущены. Нижеприводимые приближенные формулы
тепловых потоков предназначаются в основном не для расчетов, а для характеристики зависимости вертикальных градиентов температуры и влажности
воздуха и температуры почвы от потоков тепла и влаги, турбулентного
обмена и др.
13-
Тепло- и влагооборот деятельной поверхности является основным
фактором, определяющим климатические особенности приземного слоя
воздуха и верхних слоев почвы, так как вертикальные градиенты температуры и влажности в этих слоях прямо пропорциональны притоку
тепла и парообразной влаги от деятельной поверхности в воздух или
обратно — из воздуха к деятельной поверхности. В тех редких случаях,
когда тепло- и влагооборот деятельной поверхности равен нулю, т. е.
когда нет ни прихода, ни расхода тепла и влаги, температура и влажность однородны во всем слое, начиная от почвы д о 2 л и выше
(адиабатическими градиентами в приземном слое мы пренебрегаем). Чем
больше приток тепла и влаги, тем при прочих равных условиях больше
различия не только по вертикали, но и по горизонтали, так как поступление тепла и влаги в атмосферу зависит от деятельной поверхности
и существенно меняется при изменении последней.
Приходо-расход радиационного тепла — радиационный баланс (/?),
тепло, поступающее от деятельной поверхности непосредственно в воздух или, наоборот, идущее из воздуха (Q), теплообмен в почве (Г) и
тепло, расходуемое на испарение (транспирацию) или выделяемое при
конденсации (Е), в совокупности составляют, тепловой баланс деятельной поверхности.
Под тепловым балансом деятельной поверхности мы понимаем баланс
потоков тепла, проходящих через эту поверхность.
Игходя из закона сохранения энергии, мы приходим к выводу, что
тепловой баланс деятельной поверхности в каждый данный момент
должен равняться нулю или что
£ + r + Q + £ = o.
(1)
Строго говоря, к числу компонентов теплового баланса следует
отнести прихрдо-расход тепла, связанный с биологическими процессами:
фотосинтезом, дыханием и др. Но количество тепла, поглощаемое или
выделяемое в результате биологических процессов, как правило, очень
невелико — редко достигает нескольких процентов от радиационного
баланса, и поэтому в наших грубых расчетах мы им пренебрегаем.
Значительные же расходы тепла на транспирацию включены в общие
расходы тепла на испарение.
Распределение радиационного тепла между остальными компонентами
определяется соотношением теплопроводности, с одной стороны, деятельного слоя (почвы, воды, растительности), а с другой — воздуха и
условиями, определяющими испарение влаги, —• наличием воды в жидком
или твердом виде и, если можно так выразиться, паропроводностью
воздуха.
Передача тепла, водяного пара, пыли и других примесей в воздухе,
так же как и количества движения ветрового потока, осуществляется,
как известно, путем турбулентного перемешивания, которое играет
ведущую роль в формировании микроклимата и местного климата и отличается большой изменчивостью как во времени, так и в пространстве, особенно по вертикали. Резкое увеличение градиентов температуры и влажности воздуха по мере приближения к деятельной
поверхности определяется главным образом убыванием в том же напра14
I
влении турбулентного обмена, который у самой деятельной поверхности
ничтожно мал.
Тепловой
баланс деятельной поверхности объединяет в единый
комплекс не только процессы нагревания и охлаждения воздуха и почвы,
но и две важные Статьи влагооборота: испарение и конденсацию. Физическое обоснование тех или иных особенностей микроклимата и местного
климата в большинстве случаев сводится к вскрытию особенностей
теплового и водного баланса деятельной поверхности, к выявлению
роли отдельных его компонентов.
Вот почему изучение местного климата и микроклимата мы начинаем
с теплового баланса деятельной поверхности, при рассмотрении которого мы будем учитывать не только влияние местных особенностей, но
и роль общеметеорологических условий, с тем, чтобы вскрыть причины
сходства или, наоборот, различия микроклиматов и местных климатов
в разных климатических з о н а х , а также объяснить изменчивость их
в зависимости от о б щ и х погодных условий.
Радиационный баланс
Радиационный баланс составляется коротковолновой и длинноволновой радиацией. Коротковолновая, собственно солнечная, радиация падает
на деятельную поверхность в виде прямой и рассеянной радиации
и частично от нее отражается.
Если прямую радиацию обозначить через 5 , рассеянную — через S,
а отражательную способность деятельной поверхности в отношении
коротковолновой радиации (альбедо) — через а, то коротковолновая
часть радиационного баланса может быть представлена следующим
образом:
(5-fs)(l-«).
В длинноволновую часть радиационного баланса входит излучение
деятельной поверхности г т и встречное излучение атмосферы г А . Разность между, этими двумя потоками обычно называют эффективным
излучением г.
Общий радиационный баланс имеет следующий вид:
/? = ( 5 + s ) ( l - a ) +
r.
(2)
В ночные часы, когда нет ни прямой, ни рассеянной солнечной
радиации, радиационный баланс состоит из одной длинноволновой
радиации:
R= n
(3)
причем, как указывалось, г имеет отрицательное значение.
С о л н е ч н а я р а д и а ц и я . Солнечная радиация является ведущим
компонентом радиационного баланса в дневные часы. Изменение дневн о г о напряжения радиационного баланса как в пространстве, так и во
времени определяется в значительной степени изменением прямой солнеч15
о
см
СО СО о
оою
о" о" о
—о ю
о о'о
ОООСО
см ^ со
о о* о"
ф со о
-Ф « со
о" о" о"
см со со
СО —I см
ООО
о со
см см
о о о
о см ю
О) <м см
о" о" о
t^ -Ф ю
оз см см
ооо"
оО ю
см ю
см
—"о о
«
:г
«гаю
СП см см
о" о" о"
оо о со
t-- см см
ф СО СО
СО —I см
о" о" о"
со со оо
•Ч" — см
о' о" о"
О О со
СО « СО
СО С- -Ф
ОФ
о"оо"
СО СО о
о о ю
о'о о
о о
о"о".
«
К
я
га
К
=1
to
.2-«52.
с- О. й"
16
ной радиации. Учитывая, что данные по
дневному радиационному балансу немногочисленны (благодаря трудности определения эффективного излучения в дневные
часы), мы используем более обширный
материал по прямой солнечной радиации
и ее поглощению для сравнительной характеристики дневного радиационного режима
и его изменения в суточном и годовом
х о д е в зависимости от астрономических
факторов, общеметеорологических условий
и радиационных свойств деятельной поверхности.
Общеизвестно, что явления микроклимата и местного климата непосредственно
связаны с Хорошей, т. е. солнечной погод о й . В пасмурные дни микроклиматические различия сглаживаются. Это и дает
нам основание считать, что именно прямая
радиация является ведущей в формировании микроклимата и местного климата.
П р е ж д е всего покажем, что напряжение рассеянной радиации действительно
в преобладающем большинстве случаев
значительно меньше напряжения прямой
радиации.
В табл. 1 сопоставлено напряжение
прямой солнечной радиации в среднем за
ясные часы и рассеянной радиации вне
зависимости от облачности по многолетним наблюдениям в июле в окрестностях
Ленинграда. Напряжение рассеянной радиации в дневные часы составляет лишь
— 1 / 8 от напряжения прямой. Относительное увеличение рассеянной радиации
в часы, близкие к восходу
и заходу
солнца, практического значения не имеет,
так как в это время как одна, так и другая радиация малы и перекрываются эффективным и з л у ч е н и е м . 1
Рассеянная радиация не только незначительна по напряжению, она мало варь1
В данном случае роль рассеянной радиации рассматривается только с точки зрения формирования микроклимата и местного
климата. При расчетах суммарной величины
теплооборота, особенно в районах с преобладающей пасмурной погодой, роль рассеянной
радиации очень существенна и пренебрегать
ею нельзя.
и р у е т в з а в и с и м о с т и о т местных у с л о в и й , в частности почти не з а в и с и т
о т угла наклона д е я т е л ь н о й п о в е р х н о с т и . Так как источником рассеянной
радиации является весь небесный с в о д , т о в о т н о ш е н и и ее нет т о й
пестроты затенения, к о т о р а я н а б л ю д а е т с я для прямой р а д и а ц и и .
В р е з у л ь т а т е при наличии т о л ь к о р а с с е я н н о й р а д и а ц и и тепловые
п о т о к и в п о ч в у и в о з д у х меньше и значительно б о л е е о д н о р о д н ы в п р о странстве.
Прямая ж е р а д и а ц и я вызывает не т о л ь к о р е з к о е у в е л и ч е н и е п р и х о д а
тепла, но и д и ф е р е н ц и а ц и ю е г о за счет р а з н о г о угла падения солнечных
л у ч е й , а т а к ж е затенения и тем самым с п о с о б с т в у е т д и ф е р е н ц и а ц и и
микроклиматических о с о б е н н о с т е й как по вертикали, так и в г о р и з о н тальной п л о с к о с т и .
В связи с этим о ц е н к а п р и х о д а именно прямой солнечной р а д и а ц и и
с о в е р ш е н н о н е о б х о д и м а при изучении и ф и з и ч е с к о м о б о с н о в а н и и тех
или иных о с о б е н н о с т е й микроклимата.
П о л у д е н н ы е напряжения с о л н е ч н о й радиации на п о в е р х н о с т ь , п е р п е н д и к у л я р н у ю к лучам, сравнительно мало меняются в п р о с т р а н с т в е и
в течение года, так как у в е л и ч е н и е высоты солнца, а вместе с ним
у м е н ь ш е н и е длины п у т и , п р о х о д и м о г о солнечным лучом в а т м о с ф е р е ,
наблюдаемые при п е р е х о д е от зимы к л е т у и о т высоких ш и р о т к н и з ким, к о м п е н с и р у ю т с я параллельным у м е н ь ш е н и е м п р о з р а ч н о с т и атмос ф е р ы за счет р о с т а а б с о л ю т н о й влажности.
Таблица
-о
о
2
Годовой ход полуденных напряжений прямой солнечной
радиации на
2
перпендикулярную поверхность (в кал/см мин)
г-
Пункт
наблюдений
Вухта Тихая
Полярное .
Ленинград
(Павловск)
Москва . .
Алма-Ата .
Ташкент .
<Р
80°
69
60
56
43
41
1
—
0,92
0,92
1,25
1,26
И
III
0,68
0,55 0,97
1,06
1,06
1,29
1,33
IV
V
VI
VII
VIII
IX
X
XI
1,11 1,20 1,25 1,27 1,16 0,90
1,25 1,30 1,22 1,СЗ 1,10 1,16 0,90 0,68
1,22 1,26 1,27
1,18 1,23 1,22
1,32 1,27 1,29
1,33 1,31 1,29
1,24
1,19
1,27
1,28
1,21
1,22
1,27
1,28
1,22
1,18
1,24
1,27
1,20
1,17
1,22
1,26
1,14
1,10
1,28
1,22
0,98
0,96
1,25
1,24
XII
—
0,79
0,80
1,19
1,25
И з т а б л . 2 видно, что в ясный летний д е н ь к о л и ч е с т в о тепла, п о л у ч а е м о е д е я т е л ь н о й п о в е р х н о с т ь ю , п е р п е н д и к у л я р н о й к солнечным лучам,
практически о д н о г о и т о г о ж е п о р я д к а , начиная о т 4 0 до 8 0 ° с. ш.
Иначе говоря, на всей т е р р и т о р и и С о в е т с к о г о С о ю з а , о т мыса М о л о т о в а
на С е в е р н о й З е м л е д о ю ж н ы х границ Т а д ж и к и с т а н а , м о ж н о п о д о б р а т ь
такие склоны, на к о т о р ы х п о л у д е н н ы й п р и х о д прямой с о л н е ч н о й р а д и а ции в летний ясный день б у д е т о д и н а к о в . Г о д о в о й х о д напряжения на
п е р п е н д и к у л я р н у ю п о в е р х н о с т ь т а к ж е невелик, если не считать р а й о н о в
с длительной полярной ночью.
Н а п р я ж е н и е солнечной р а д и а ц и и на г о р и з о н т а л ь н у ю п о в е р х н о с т ь
д а ж е в л е т н е е время з а м е т н о меняется. З и м о й ж е р а з л и ч и е по ш и р о т е
в ы р а ж е н о Г^РНЬ пезкд-^^аадв.-ЯУ
" " ь к ь о и о
"•к
С. 7 \ . Сапожнико.ва
Сапожшщова
r-\
й
|
I
I/
1аолица а
Годовой ход полуденных напряжений прямой солнечной радиации на
горизонтальную поверхность (в <кал!слР мин)
Пункт
наблюдений
Бухта Тихая
Полярное
Ленинград
(Павловск)
Алма-Ата .
I
—
0,07
0,54
II
III
IV
V
VI
VII 1 VIII
i
0,11
0,09
0,40
0,40
0,60
0,56
0,84
0,68
0,85
0,65
0,78
0,24
0,72
0,43
0,93
0,69
1,06
0,91
1,17
1,00
1,19
1,05
1,18
IX
X
XI
0,48
0,62
0,20
0,47
0,19
0,07
0,96
1,08
0,80
0,93
0,57
0,79
0,30
0,59
XII
—
0,14
0,47
В летние месяцы напряжение прямой солнечной радиации на г о р и з о н тальную поверхность в Ленинграде лишь на 2О°/ 0 меньше, чем в Алма-Ата.
Следовательно, при прочих равных условиях в ясный полдень тепловой
п о т о к в воздух, а следовательно, и микроклиматические о с о б е н н о с т и —
конкретно вертикальный градиент т е м п е р а т у р ы — в Ленинграде д о л ж н ы
быть не намного меньше, чем в Средней Азии. Н о все д е л о в том, что
в Ленинграде число дней с солнцем значительно меньше, чем в Средней А з и и . И з рис. 2 видно, что в пустынях Средней А з и и непасмурные
дни (ясные и малооблачные) составляют б о л е е 9 5 ° / 0 , в Ленинграде
их 5 О у 0 , а на с е в е р е Кольского полуострова (с. Полярное) — всего 2 5 ° / 0 .
О т с ю д а м о ж н о сделать заключение, что хотя и на севере в отдельные дни напряжение солнечной радиации может способствовать формированию х о р о ш о выраженного микроклимата, но там такие дни являются
исключением, в т о время как на юге они преобладают.
Т е х н и ч е с к и е т р у д н о с т и непосредственных наблюдений над элементами
радиационного баланса, в том числе и над прямой радиацией, заставляют нас прибегать к косвенным характеристикам, используя связь
радиации с б о л е е доступными для наблюдений метеорологическими и
астрономическими элементами.
Прямую солнечную радиацию при приближенных п о д с ч е т а х м о ж н о
рассматривать как функцию только д в у х переменных: высоты солнца и
облачности. Высота солнца может быть всегда определена по географической широте места, времени года и с у т о к (см. приложение 3 ) .
Связь между напряжением прямой солнечной радиации на горизонтальную
поверхность 5
с высотою
солнца A Q
(при / i q > 1 0 ° )
для умеренных широт близка к прямолинейной, о чем свидетельствует рис. 3, на котором приведены данные по Павловску, Уэллену
и Потсдаму.
Если выразить S и Hq
в процентах от максимального значения
(в практическом применении — от п о л у д е н н о г о значения их), т о связь
м е ж д у S и /г© может быть представлена с л е д у ю щ и м о б р а з о м :
S — 1,1/г© — 10.
(4)
Этой формулой можно пользоваться, начиная с высоты солнца п о рядка 10°, для приближенной характеристики суточного х о д а напряжения солнечной радиации.
18
покрытие солнца оолаками м о ж н о фиксировать визуальным: путем
(значок 0 у балловой оценки облачности) или по гелиографу.. О б щ е принятая группировка наблюдений в приземном слое воздуха по месяцам или временам года,, по часам суток и по облачности (ясные, облачные и пасмурные дни) представляет с о б о ю , п о существу, распределение
данных по интенсивности солнечной радиации.
Так как на приход прямой солнечной радиации оказывают влияниене сами облака, а покрытие ими солнца, т о правильнее разделение по»
h0
Рис. 3. Зависимость напряжения прямой солнечной радиации 5 на
горизонтальную поверхность от высоты солнца
по наблюдениям,
в Уэллене (1)г Потсдама (2), и Павловске (5).
облачности заменить делением на группы г 'с соя-наем,, с переменны»
солнцем и без солнца.
Учет прихода прямой солнечной радиа-цин представляет для нас большой интерес и- потому, ч т о она может существекно' меняться, под влиянием- геометрических
особенностей подстилающей- поверхности,
что»
в конечном счете приводит к большой пестроте радиационного баланса.
Разные стороны комочка почвы, стебля,, ствола-, дерева, .гребня и б о р о з д и
вспаханного поля-, склоны холма и долины получают разное количествопрямой солнечной радиации в зависимости- от ориентировки и крутизнь»
стороны- или склона. Эти различия непосредственно* связаны с высотой»
и азимутом, солнца (т.. е.. с шпротой, места, временем года и с у т о к )
20
ш могут быть вычислены с помощью несложных тригонометрических
формул.
А. Ф. Захарова рассчитала приход прямой солнечной радиации на
зожные и северные склоны, крутизною 10, 20, 30 и 40°, для широт 42,
ёО, 60 и 70°. Анализируя свои данные, А. Ф. Захарова пришла к следующим выводам.
В зимнее полугодие., между днтми осеннего и весеннего равноденствия, суточный ход напряжения прямой солнечной радиации на склоны
разной экспозиции пр !вильный и однотипный на всех широтах в пределах СССР. На южных склонах напряжение во все часы возрастает
с крутизною склона, а на северных — убывает. Причем максимальное различие наблюдается в околополуденные часы.
В летнее полугодие, особенно в период, близкий ко дню летнего
солнцестояния (22/VI), суточный ход напряжения солнечной радиации
значительно сложнее Последнее объясняется большей высотою солнца
& увеличением в связи с этим вертикальной состав!яющей солнечного
луча, проекция которой на нормаль к склону зависит только от крутизны склона и будет тем меньше, чем круче с<лон, вне зависимости
о т его ориентировки. Кроме того, до 6 часов и после 18 часов положение южных и северных склонов в отношении солнца меняется по
сравнению с дневным: солнце находится в северной половине небесного свода, освещает преимущественно северные склоны и на южных
склонах заходит раньше, чем на горизонтальной поверхности, и тем
раньше, чем круче склон. Первое обстоятельство имеет преимущественное значение в низких широтах (на 50° с. ш. и южнее), второе —
«а севере и особенно в Заполярье.
Летом на юг от 50° с. ш. напряжение прямой радиации на южные
«склоны в пол/денные часы почти не отличается от напряжения на горизонтальную поверхность, а в субтропиках крутые южные склоны получают даже меньше тепла. В утренние и вечерние часы на всех широтах,
но особенно на севере, южные склоны оказываются в худших условиях, чем северные. В Заполярье при круглосуточном дне на крутых
северных склонах наблюдается два максимума напряжения радиации:
около 4 и 20 часов; на крутых южных склонах при резко выраженном
максимуме в полуденные ч к ы солнце фактически „восходит" лишь
в 4 — 5 часов и „заходит" в 1 9 — 2 0 часов.
В табл. 4 (по А. Ф. Захаровой) приводятся суточные суммы тепла прямой радиации, получаемые северными и южными склонами разной крутизны в дни летнего и зимнего солнцестояния и весеннего и осеннего
равноденствия на широте 50° и 60° (при условии ясной погоды). Для
сравнения в таблицу включены данные для горизонтальной поверхности.
Наибольшие различия наблюдаются в дни весеннего и осеннего
равноденствия. В эти дни северный склон, крутизной в 40°, находится
и тени в течение всего дня, ножные же склоны получают тем больше
тепла, ч£м они круче. Южный склон, крутизной в 40°, получает в сумме
з а сутки на 2 0 Q . к а л ' с м 2 больше, чем северный.
Южный склон, крутизной в 15°, на широте 6 0 ° (широта Ленинграда) получает в ясный летний день столько же тепла, как и горизонтальная поверхность на широте 5 0 ° (широта Харькова). С другой
стороны,, северный склон, крутизной в 1 0 ° , на широте 5 0 ° получаег
21
Т а б л и ц а 2©
Суточные суммы тепла прямой радиации
на северных и южных склонах.
2
Горизонтальная поверхность
кал/см мин
Северные склоны
крутизна
Дата
40
30
20
10
551
101
0
630
197
0
686
289
27
Южные склоны
крутизна
. 10
[
20 .
30
j
4»
:50°
22/VI
2I/III и 23/IX
22/X1I
441
0
0
727
376
88
745
443
136
739
505
193
721
547
235
678
577
281
709
270
14
716
346
41
733
412
67
727
464
89
705
503
112
ср = 60°
22/VI
21/Ш и 23/1X
22/X1I
388
0
0
488
0
0
575
91
0
642
186
0
в летний д е н ь д а ж е н е с к о л ь к о меньше прямой р а д и а ц и и , чем г о р и з о н тальная п о в е р х н о с т ь на ш и р о т е 6 0 ° .
В т а б л . 5 п р и в о д я т с я с у т о ч н ы е суммы тепла, п р и х о д я щ и е с я мэ
ю ж н ы е склоны на р а з н ы х широтах, выраженные в п р о ц е н т а х о т с у м м
т е п л а на г о р и з о н т а л ь н о й п о в е р х н о с т и на ш и р о т е 4 2 ° п р и я с н о й п о г о д е
( п о А . Ф. З а х а р о в о й ) .
В д е н ь л е т н е г о солнцестояния ю ж н ы е склоны на всех ш и р о т а х п о л у чают н е с к о л ь к о меньше тепла, чем г о р и з о н т а л ь н а я п о в е р х н о с т ь в. с у б т р о п и к а х , и в о о б щ е широтные различия невелики. В д н и ж е в е с е н н е г о
и о с е н н е г о равноденствия вплоть д о широты Л е н и н г р а д а крутые ю ж н ы е
склоны
получают
больше
тепла,
чем горизонтальная
поверхность
в субтропиках.
Таблица 5
Суммы тепла на южных склонах (в процентах) от сумм тепла на:
горизонтальной поверхности
Широта горизонтальной поверхности
ср = 50°
9 = 42°
ф = 60°
<е = 70'"
Дата
Крутизна
0
22/VI
21/Ш И.23/1Х
100
100
10
20; 30
40
10
20
30 4& 10 20 30 40 10 20 30 4 0
101 98 92 83 100 99 917 91 96' 99 98 95 92 95 96 95,
114 125 131 132 98 112 1.20 1:27 7& 91 102 110 50 64 76 88
Если считать, ч т о основным фактором,, о п р е д е л я ю щ и м
азональность
ю ж н ы х и северных с к л о н о в , является приход, прямой солнечной р а д и а -
22
ции, т о следует признать (исходя из табл. 4 ) , что северные с к л о н ы
азональны на всех ш и р о т а х в течение круглого года, азональность ж е
южных склонов в отношении прихода прямой солнечной радиации
в летний п е р и о д нивелируется о с о б е н н о в низких широтах.
В пересеченных условиях рельефа б о л ь ш о е влияние на п р и х о д прямой солнечной радиации оказывает закрытость горизонта п р о т и в о п о л о ж ными склонами.
На рис. 4 представлена закрытость горизонта в ущелье на д в у х станциях, б л и з к о стоящих одна от д р у г о й , в горном районе на широте 3 9 ° .
Внутренняя граница заштрихованной части рис. 4 соответствует высоте
(в г р а д у с а х ) линии горизонта. На станции северного склона, естественно,
С
С
Ю
Ю
//
/
Рис. 4. Закрытость горизонта метеорологических станций Варзобского ботанического сада.
I — с е в е р н а я станция; I I — южная станция.
н а и б о л е е закрыт горизонт с южной стороны, на ю ж н о й станции —
с северной. Н о и противоположная часть горизонта оказывается значительно (местами д о 3 0 ° ) закрытой. В результате фактические в о с х о д
и з а х о д солнца запаздывают (см. путь солнца 2 2 / V I и 22/111), а зимой
( 2 2 / Х И ) д а ж е на ю ж н о й станции солнце в о с х о д и т лишь на к о р о т к о е
время после полудня, а на северной не показывается совсем.
Так как экспозиция склонов влияет в основном на п р и х о д прямой
радиации, т о окончательный э ф ф е к т в значительной степени связан
с повторяемостью ясной погоды и потому о с о б е н н о р е з к о д о л ж е н проявляться в континентальных условиях.
К роли радиационного режима в формировании климатов склонов
мы еще вернемся, теперь ж е рассмотрим другие о с о б е н н о с т и деятельной поверхности, о п р е д е л я ю щ и е п р и х о д солнечной радиации.
Растительность сильно задерживает прямую солнечную радиацию.
Так, по наблюдениям С а х а р о в а , в глубину густого чернично-кисличного
ельника проникает лишь 5 ° / 0 суммарной радиации (рис. 5 ) . Также у б ы вает напряжение солнечной радиации и в глубине травостоя; в табл. 6
23
приводятся результаты наблюдений A . M. Кутыревой на Ленинградской
б а з е Агрогидромегеорологич'еского института.
Процент
проникновения
солнечных лучей в глубину
травостоя
в сильной степени зависит от его густоты, расположения и формы
листвы, ее плотности, что в основном и определяет различие микроклиматов среди травяной растительности.
С л е д у е т отметить, что проникновение солнечных лучей зависит от
высоты солнца. Чем меньше высота
солнца, тем меньший процент лучей
попадет в глубину травостоя. Эта
о с о б е н н о с т ь усложняет суточный х о д
25
микроклиматических явлений.
16 15
С точки зрения оценки условий
" " 10 8
зимовки озимых культур
большой
I 2 3 4 5 S 7 d 3 10 11 1Z интерес представляет проникновение
солнечных лучей
сквозь
снежный
Рис. 5. Радиация в лесных фитоципокров. П о наблюдениям Н . Н . Какозах, выраженная в процентах от
литина в Павловске, на глубину 1 0 см
радиации на открытом- месте (по
д о х о д и т д о 2 0 ° / 0 солнечной р а д и а ц и и ,
М. И. Сахарову).
1 — открытое место; 2 — сосняк лишайникопоглощаемой
снежным
покровом.
вый м о х о в о й ; 3 — сосняк сфагновый; 4 — соОльсон дает еще б о л ь ш и е величины
сняк-брусничник; 5 — сосняк малиновый; б —
; у б н я к липняковый; 7 — сосняк липняковый;
для проникающей в снег радиации,
5 — сосняк лещиновый; 9 — сосняк-черничник; 10 — ольшаник таволговый; / / — сосняка именно: 5 0 ° / 0 на глубине 1 0 см и
зеленомошник; 12 — ельник
чернично-кис1 0 ° / 0 на глубине 3 0 см.
личный.
Н е вся радиация, падающая на
деятельную поверхность, поглощается ею. Часть радиации в зависимости
о г отражательной с п о с о б н о с т и поверхности у х о д и т о б р а т н о . В табл. 7
представлена отражательная способность различных поверхноТаблица 6
стей.
Напряжение суммарной радиации в
Н а и б о л ь ш е е ' а л ь б е д о свойтравостое пшеницы (Лютесценс 062
ственно
снежному
покрову.
с Новинкой) 20/VIII 1937 г., 9—10 часов
А л ь б е д о . талого, о с о б е н н о загрязненного снега, р е з к о сникал! см2 мин Проценты
Высота, см
жается.
Наименьшее
альбедо
имеет свежевспаханный чернозем.
100
150
0,81
Интересные данные по аль0,70
86
70
(2/
роста)
.
3
б е д о озимых и яровых к у л ь т у р
в зависимости от фазы их раз0,46
57
35 (i/ 8 роста) .
вития получены Б. М. Гальпе9 (прибор на
рин по наблюдениям Инсти0,20
25
почве) . . .
тута з е р н о в о г о , хозяйства юговостока СССР. В первые периоды роста, к о г д а травостой не покрывает всю п о ч в у , а л ь б е д о поля
не достигает 16°/ 0 . По мере развития культур альбедо их все в о з р а с т а е т
и к моменту созревания достигает 2 4 ° / 0 .
II
24
П о наблюдениям э т о г о ж е автора, мульчирование посевов я р о в о й
пшеницы соломой значительно повышает альбедо поля, о с о б е н н о в первый период развития. Немульчированн'ое поле имеет в э т о время а л ь б е д о
1О°/ 0 , мульчированное — 2 3 — 2 4 ° / 0 .
Таблица 7
Коэфициент отражения (альбедо)
некоторых
поверхностей
Альбедо
Поверхность
(в о/о)
Снег свежевыпавший
Снег загрязненный и талый
Оголенная почва светлая (кварцевый песок, лесс)
То ж е
темная, сухая . .
„ „
влажная . . . . .
„ „
свежевспаханная
Трава светлая, злаки в период созревания .
Трава темная, злаки в первые фазы развития
Заросли ягодных кустарников (брусники)
Л е с лиственный
Лес еловый
Вода (для прямой радиации) при высоте солнца 45°
15°
»
п
w
>г
»
и
v
»
»
II
II
II
•>
„
85
40
35
15
10
5
25
20
10
20
10—15
5
20
55
Величина а л ь б е д о является одним из крупных факторов, о п р е д е л я ю щих различия в микроклимате и местном климате. Д а в н о у ж е з а м е ч е н о ,
что в окрестностях больших г о р о д о в снег сходит раньше на 1 — 2 недели, чем вдали от них. Э т о явление станет вполне понятным, если мы
сопоставим количество солнечного тепла, п о г л о щ а е м о г о загрязненным
снежным покровом пригородных полей (альбедо 4 0 ° / 0 ) , к о т о р о е , напри2
мер, при напряжении в 1 KcuijcM? мин б у д е т равно 0 , 6 кал\см
мин,
с количеством тепла, п о г л о щ а е м о г о чистым снегом ( а л ь б е д о 8 5 ° / 0 ) полей,
удаленных от промышленных предприятий и транспорта, — равным при
2
том ж е напряжении солнечной радиации всего 0 , 1 5 кал!см
мин.
Т. Г. Берлянд составила карты а л ь б е д о для Европейской территории
С С С Р по сезонам. Представленные на рис. 6 и 7 карты за зимний и
летний сезоны следует, конечно, рассматривать лишь как первое приближ е н и е . Зимой минимальное а л ь б е д о наблюдается на юге, где снежный
покров неустойчив. В т о р о й минимум приурочен к лесной зоне, где
деревья лишь частично покрываются снегом. В о з м о ж н о , что альбедо зас н е ж е н н о г о леса в среднем меньше, чем э т о дано на карте. Л е т о м минимум
а л ь б е д о лежит также в лесной з о н е . Один максимум приурочен к прикаспийской пустынной з о н е , а второй — к тундре, но различия, в о б щ е м ,
не существенны.
Благодаря б о л ь ш о й отражательной с п о с о б н о с т и и б е з того малые
количества солнечной радиации в условиях нашей снежной зимы теряют
практическое значение. В э т о время года р е ш а ю щ е е значение как ночью,
так и днем приобретает длинноволновая радиация — э ф ф е к т и в н о е излучение.
25
от Гринвича 16
2U
32
АО
48
56
64
72
Рис. 6. Альбедо (в процентах) за зимний
сезон на Европейской территории СССР
(по Т. Г. Берлянд).
Эффективное
излучение.
Анализ
физической'
стороны процессов, о б у с л о в л и в а ю щ и х эффективное
излучение, д а е т с я в о б щ и х курсах,
метеорологии. Мы здесь останавливаться на них не б у д е м
и перейдем
непосредственнок р а с с м о т р е н и ю самого э ф ф е к тивного излучения и его з а в и симости от метеорологических
условий.
Э ф ф е к т и в н о е излучение неп о с р е д с т в е н н о связано с температурой и з л у ч а ю щ е й п о в е р х н о сти. Э т о обстоятельство, м е ж д у
прочим, несколько сглаживаетразличия в радиационном
балансе различных поверхностей!..
Повышенный п р и х о д к о р о т к о волновой радиации, н а п р и м е р
за счет уменьшения
альбедо,,
и при прочих равных, у с л о в и я х
связанное с этим повышение
температуры деятельной п о в е р х ности приводят к увеличению»
э ф ф е к т и в н о г о излучения.
Экспериментально и т е о р е тически установлено,, что э ф фективное
излучение
можег
быть о п р е д е л е н о п о т е м п е р а т у р е и влажности Е.оздуха и
о б л а ч н о с т и . На э т о м основам
ряд м е т о д о в расчета э ф ф е к т и в ного
излучения
для
ночной
части суток, когда длинноволновая радиация является; е д и н ственным компонентом р а д и а ц и о н н о г о баланса и определяет
с о б о ю интенсивность н о ч н о г о
п о х о л о д а н и я , а также о б р а з о вания приземных инверсий, а
при температурах, близких к
0 ° , и в о з м о ж н о с т ь заморозка.
Рис. 7. Альбедо (в процентах) за летний
сезон на Европейской территории СССР
(по Т. Г. Берлянд).
26
На р и с . 8 дана номограмма
И . Г. Лютерштейна
и А. Ф.
Чудновского, с помощью кот о р о й м о ж н о рассчитать ночное э ф ф е к т и в н о е излучение п о
температуре и влажности в о з -
д у х а . Прикладывая линейку так. чтобы край ее приходился на с о о т в е т ствующие деления абсолютной влажности по верхней шкале и т е м п е р а т у р ы — п о нижней, отсчитываем по тому ж е краю линейки на с р е д н е й
шкале значение ночного радиационного баланса. Из рис. 8 следует, чтопри постоянной абсолютной влажности эффективное излучение растет
вместе с температурой.
Наоборот, при постоянной температуре э ф ф е к тивное излучение уменьшается по мере роста абсолютной влажности.
Если же сопоставлять эффективное излучение с относительной в л а ж ностью, то получается, на первый взгляд, неожиданный вывод: э ф ф е к т и в ное излучение в первом приближении почти целиком определяется относительной влажностью и не зависит от температуры.
Объясняется э т о явление следующим образом.
Для того чтобы относительная влажность сохранялась неизменной при»
п о д ъ е м е температуры, необходимо увеличение абсолютной влажности.
30
25
20
10
15
5
о
' ' j ' ' ' ' ' i . i , i , I, i 11, i 1111, i, 1, 11111, i, 1, 1, 11111,1 , i , i 11 , i , I , [
.
.
I
0,05
I
0,10
I
I
I
I
0,15
.
•
I
Л
0,го
I , I . I ч
'-10
0
10
20
30
40
' l i n i l II11 i' 1' 111111111111111111 > n h 111111 n 111111
0,30
е м g'
Влажность
0,40
I I I MHIIMIIIIIIIIHII
Z_MKO£L_
2
см мин„..
Ъ
Температура
Рис. 8. Номограмма для определения величины ночного радиационного баланса
(эффективного излучения) при ясном небе (по И. Г. Лютерштейну и А. Ф. Чудновскому).
В результате влияние подъема температуры на увеличение эффективного-излучения компенсируется обратным воздействием увеличившейся абсолютной влажности и в конечном итоге эффективное излучение остаетсянеизменным.
В зависимости от относительной влажности эффективное излучениев ясную летнюю ночь колеблется около 0,1 кал)см2
мин при ЮО°/0.
влажности и около 0 , 2 кал\см?
мин при влажности в Ю°/ 0 . Относительная^
влажность порядка 1 0 — 2 0 ° / 0 возможна ночью только при фенах и с у х о веях, и только в этих условиях возможно эффективное излучение, пре-
вышающее 0,2 кал\см?
мин.
Эффективное излучение существенно зависит от изменения температуры по вертикали и при глубоких инверсиях температуры, напримерзимою в Восточной Сибири, значительно ослабевает.
Летом эффективное излучение имеет х о р о ш о выраженный суточный*
ход, возрастая к полудню. Последнее определяется не только резким
повышением температуры деятельной поверхности, но и б о л е е резким,,
чем ночью, падением температуры с высотою. Благодаря последнему
обстоятельству все эмпирические формулы расчета ночного эффективн о г о излучения, так ж е как и номограмма рис. 8, построенные на основе-
т о ч н ы х наблюдений, т р е б у ю т для расчета д н е в н о г о э ф ф е к т и в н о г о излучения дополнительных поправок.
Р е ш а ю щ е е влияние на э ф ф е к т и в н о е излучение оказывает облачность,
•особенно нижняя. Эффективное излучение при облачности г м о ж е т быть
«представлено в следующем в и д е :
r
n = r A l — M i — М з — Мз)>
(5)
(где г 0 — эффективное излучение при ясном небе,
— количество нижней
•облачности
(Си, Sc, N s , St), п.г — средней
(Ac, A s ) , гаа — верхней
•облачности (Ci, Cs) (облачность выражается в десятых д о л я х ) ,
—
= 0 , 5 и k$ = 0 , 2 (значения
коэфициентов k получены Евфимовым
иго наблюдениям в о к р е с т н о с т я х Ленинграда).
Пользуясь рис. 8 и формулой ( 5 ) , определяем, что при сплошной
^нижней облачности и 1ОО°/0 влажности эффективное излучение равняется
« 0 , 0 3 — 0 , 0 4 кал/см'2
мин,
т. е. в 4 — 5 раз меньше, чем при ясном небе.
При пасмурном небе и инверсии температуры э ф ф е к т и в н о е излучение
может иметь д а ж е положительный знак, т. е. в результате длинноволно®ого обмена теплом деятельная поверхность не теряет, а, н а о б о р о т ,
получает тепло. Такие явления наблюдаются, в частности, при теплых
адвекциях в зимнее время года.
С увеличением высоты местности эффективное излучение возрастает
^благодаря уменьшению с о д е р ж а н и я водяного пара в в о з д у х е и ослаблен и ю инверсии температур в ночное время и зимой. Если часть н е б е с н о г о
свода закрыта, например в глубоких котловинах и ущельях, или в узких
-просеках, или у стен зданий, то эффективное излучение соответственно
•ослабевает. Вершины возвышенностей теряют благодаря эффективному
и з л у ч е н и ю больше тепла, чем котловины и ущелья.
Э ф ф е к т и в н о е излучение травяного покрова п о д сомкнутым пологом
.леса ничтожно, так как в этих условиях длинноволновый обмен тепла
п р о и с х о д и т м е ж д у травяным покровом и нижней поверхностью крон
.деревьев, имеющих близкие температуры. При несомкнутой кроне э ф ф е к т и в н о е излучение травяного покрова, естественно, возрастает по мере
увеличения просветов в кроне деревьев. В с е эти о с о б е н н о с т и с л е д у е т
принимать во внимание при рассмотрении факторов,
определяющих
о с о б е н н о с т и микроклимата и местного климата.
Зависимость э ф ф е к т и в н о г о излучения от облачности и температуры
•определяет изменчивость эффективного излучения в макроклиматичечском масштабе, о с о б е н н о в летний период. Уменьшение числа пасмурных
д н е й и параллельное повышение температуры по мере движения .от зоны
тундры к пустыням юго-востока приводят к увеличению напряжения
э ф ф е к т и в н о г о излучения в среднем на 7О°/ 0 . Н о в отдельные ясные ночи
и на севере, конечно, возможна большая потеря тепла путем радиационного выхолаживания.
Р а д и а ц и о н н ы й б а л а н с . На тепловые процессы, в приземном
слое воздуха непосредственное воздействие оказывают не отдельные
компоненты радиационного баланса, а баланс в целом, который является
<их алгебраической суммой. Именно баланс является основой при всякого рода количественных расчетах.
Большой практический интерес представляет определение п е р и о д о в
с положительным и отрицательным радиационным балансом как в суточ-
28
н о м , так и в г о д о в о м х о д е , так как з н а к р а д и а ц и о н н о г о баланса в?,
б о л ь ш и н с т в е с л у ч а е в о п р е д е л я е т знак г р а д и е н т о в т е м п е р а т у р ы и влажности*
в о з д у х а , т. е. у к а з ы в а е т н а п р а в л е н и е п о т о к а т е п л а , а т а к ж е наличиеи с п а р е н и я — т р а н с п и р а ц и и или, н а о б о р о т , к о н д е н с а ц и и в о д я н о г о пара..
Р а б о т ы З а у б е р е р а в С р е д н е й Е в р о п е , п о д т в е р ж д е н н ы е затем с п е ц и альными и с с л е д о в а н и я м и в р а з л и ч н ы х климатических у с л о в и я х С С С Р , ,
проведенными Главной г е о ф и з и ч е с к о й о б с е р в а т о р и е й , показали, что в с у точном ходе переход от отрицательного к положительному радиационн о м у б а л а н с у и о б р а т н о н а б л ю д а е т с я не при в о с х о д е и з а х о д е солнца^,
а при в ы с о т е с о л н ц а п о р я д к а 1 0 — 1 5 ° .
ё
f
4
а
f
1?
? -Л
%
ь
1\
\
/С
ь
1
1
tft
л
\ \
V
VN1
flt
2
4
6
8
VЛ
10
12
)
/
11
К
1
16
III
N
0
I
СО М-л.
\\
18
20
22
24 час.
Рис. 9. Время нулеЕых значений радиационного
баланса по наблюдениям И. Г. Лютерштейна
в Ташкенте (о = 40°) в сопоставлении с высотою
солнца.
1 - R = 0; 2—h&
= 10°; 3—h@=
15°.
В качестве примера на р и с . 9 приведены д а н н ы е И . Г. Л ю т е р ш т е й н а п о Т а ш к е н т с к о й о б с е р в а т о р и и . Утром н у л е в о й б а л а н с в Т а ш к е н т е н а б л ю д а л с я при в ы с о т а х с о л н ц а н е с к о л ь к о меньше 1 0 р , а в е ч е р о м — •
при 1 0 — 1 5 ° .
Э т и моменты, как мы у в и д и м н и ж е , о т д а л я ю т часть с у т о к с адиаб а т и ч е с к и м и и с в е р х а д и а б а т и ч е с к и м и градиентами т е м п е р а т у р ы , с и н т е н сивным и с п а р е н и е м — т р а н с п и р а ц и е й , значительным т у р б у л е н т н ы м п е р е м е шиванием
о т п е р и о д а с и н в е р с и е й температуры, з а с т о е м в о з д у х а , в о з м о ж н о й к о н д е н с а ц и е й влаги в в и д е р о с ы или т у м а н а .
Т а б л . 8 д а е т с р е д н е е время п е р е х о д а р а д и а ц и о н н о г о баланса через^
н у л ь у т р о м ( А ) и вечером ( Б ) на 1 5 - е ч и с л о к а ж д о г о м е с я ц а . В о с н о в у
е е п о л о ж е н ы а с т р о н о м и ч е с к и е данные — высота с о л н ц а 1 0 — 1 5 ° . Эта.
т а б л и ц а н е п р и м е н и м а при наличии с н е ж н о г о п о к р о в а , так как в э т и х
случаях, б л а г о д а р я б о л ь ш о м у а л ь б е д о снега, п о л о ж и т е л ь н ы й б а л а н с о с у щ е с т в л я е т с я при з н а ч и т е л ь н о б о л ь ш е й высоте с о л н ц а ( 2 0 — 2 5 ° ) .
29
Время установления (А) и прекращения (Б) положительного
радиационного баланса деятельной поверхности (в часах)
Географическая широта
IV
V
VI
VII
VIII
IX
X
50°
40°
.Месяцы
60°
А
Б
А
Б
А
Б
5—7
5-7
4-6
5-7
5-7
5-7
16-18
17—19
1 7 - 19
17-19
17-19
5-7
4—6
4-6
4-6
5-7
5-7
16-18
17-19
18—20
17-19
16-18
16-18
15-17
5—7
4-6
4-6
4—6
5—7
16-18
17-19
18-20
17—19
17-19
15-17
14-16
6 - 8
16-18
15-17
6 - 8
6—8
7-9
Изменение напряжения радиационного баланса в дневные часы идет
шараллельно изменению высоты солнца, в ночные ж е часы радиационный
баланс мало меняется во врекал/см-мин
мени, при условии, конечно,
0,8
постоянной облачности.
2
На рис.
10
представлен
3
суточный х о д
радиационного
0,6
баланса в условиях летней ясной
погоды над суходольным лугом
• OA
в
окрестностях
Ленинграда
Л
(Колтуши)
и над
оголенной
0,2
-V
•/
поверхностью в Ташкенте. О б У I • Л ^ V/
ращает на себя внимание, что,
У*несмотря на меньшую высоту
1
солнца в п е р и о д наблюдений
-0,2
(в Колтушах полуденная A Q =
12 16 20 часы
= 5 0 ° ) напряжение радиационРис. 10. Суточный ход радиационного
ного баланса луга при ясном
баланса.
небе во все дневные часы боль? — в Т а ш к е н т е в среднем за июнь (по данным
ТМ. Г. Лютерштейка); 2 — в Колтушах за ясный
ше, чем в Ташкенте (полуден.день июля; 3 — в Колтушах за пасмурный день
ная A Q = 7 0 ° ) . ЭТО обстоятельиюля.
ство объясняется,
во-первых,
значительно большим эффективным излучением
в условиях пустыни,
где температура
поверхности
почвы
в течение
нескольких
часов
«превышала 50°, а также значительно ббльшим а л ь б е д о лессовой светлоо к р а ш е н н о й почвы ( 3 5 ° / 0 ) по сравнению с травяным покровом (порядка
//
J
\
:20«/п).
Р и с . 1 0 иллюстрирует еще один факт, имеющий б о л ь ш о е значение
в о б щ е м т е п л о о б о р о г е . В ночные часы напряжение отрицательного радиазционного баланса в 5 — 6 раз меньше напряжения положительного баланса
и дневные часы. П о д о б н о е с о о т н о ш е н и е напряжений р а д и а ц и о н н о г о
«баланса дня и ночи характерно для летнего времени.
30
Суточный х о д радиационного баланса зависит в основном от хода
этрямой солнечной радиации. Специальные сопоставления х о д а радиац и о н н о г о баланса с высотою солнца показали возможность использовать вышеприведенную формулу ( 4 ) и для расчета радиационного
•баланса.
В первом приближении суточный х о д радиационного баланса в дневные часы может быть вычислен по высоте солнца, а именно: моменты,
нулевого баланса определяются по высоте солнца 1 0 — 1 5 ° (середина
интервалов, приведенных в графах А и Б табл. 8), изменение же радиа-
,кал/см2мин
1,0
0,6
0,2
°0
1 2 ' 3 4 5 6
Ясно
|
Переменно
7 I 8 9 10 баллы
, Пасмурно
Рис. 11. Зависимость напряжения радиационного баланса в околополуденные часы от общей облачности.
ф
— июль; Q — а в г у с т .
ционного баланса в промежуточные часы в процентах от полуденного
вычисляется по изменению высот солнца, также выраженных в процентах
о т полуденной ее высоты [см. формулу (4)].
Подобные расчеты могут быть полезны при экстраполяции непосредственных результатов наблюдений над радиационным балансом в полдень
«на остальные часы дня, при условии, конечно, устойчивой ясной погоды.
Представленные на том ж е рис. 10 данные за один из пасмурных
дней июля наглядно иллюстрируют р е ш а ю щ е е влияние облачности на
напряжение радиационного баланса как в дневные, так и в ночные часы.
Влияние облачности
на радиационный
баланс
в ночные часы
у ж е рассмотрено в разделе о б эффективном излучении (см. стр. 2 7 — 2 8 ) и
сводится к непосредственному уменьшению его напряжения по мере
увеличения покрытия неба облаками и снижения их высоты. Днем
д е л о о б с т о и т значительно сложнее, так как по мере роста облачности
3L
прямая радиация уменьшается, зато возрастает рассеянная радиация
и уменьшается отдача тепла путем э ф ф е к т и в н о г о излучения. В р е з у л ь т а т е максимальный радиационный баланс в дневные часы н а б л ю д а е т е »
не при б е з о б л а ч н о м Небе, а при наличии облаков, не препятствующих
п р и х о д у прямой солнечной радиации.
На рис. 11 представлено изменение среднего часового напряжения;
радиационного баланса в о к о л о п о л у д е н н ы е часы ( 1 1 — 1 3 часов) июля
и августа в окрестностях Ленинграда в зависимости от о б щ е й облачности. В интервал облачности 7 — 1 0 баллов попадает как максимальное,
так и минимальное напряжение р а д и а ц и о н н о г о баланса, при с р е д н е »
2
напряжении 0 , 3 кал\см мин.
П р и облачности менее 7 баллов напря1
ж е н и е держится на у р о в н е 0 , 7 — 0 , 8 кал]см мин,
причем при о б л а ч 2
ности 0 — 2 балла с р е д н е е напряжение равно 0 , 7 5 кал/см
мин, а п р »
2
облачности 3 — 6 баллов — 0 , 7 8 кал/см
мин.
Р а с с м о т р е н и е солнечной радиации, эффективного излучения и р а д и а ц и о н н о г о баланса в целом выявило ряд местных их особенностей, определяемых различием в радиационных свойствах деятельной поверхности
рядом расположенных участков. Н о одновременно наметилась и и з в е с т ная о д н о р о д н о с т ь , сближающая в отдельных случаях, в частности в летниеясные д н и , радиационные условия субтропиков с Заполярьем. Н а р я д у
с этим выявлены макроклиматические различия (например, в облачности),,
о п р е д е л я ю щ и е о с о б е н н о с т и р а д и а ц и о н н о г о режима климатических з о н
С С С Р , а следовательно, и о с о б е н н о с т и формирования в этих з о н а х
микроклимата и местного климата. В с е это п о м о ж е т нам в дальнейшем,,
при анализе и приведении в о п р е д е л е н н у ю систему о б ш и р н о г о материала
п о климату п р и з е м н о г о слоя воздуха, накопленного за последние д е с я тилетия.
Глава
2
ТЕПЛООБМЕН В ПОЧВЕ
Поглощенная деятельной поверхностью лучистая энергия превращается
в тепловую и передается как вглубь деятельного слоя, так и в прилегающие слои воздуха. П о д деятельным слоем мы в данном случае п о н и маем слои почвы с ее растительным или искусственным
покровом
(например, асфальтом), в которых совершаются суточный и г о д о в о й
Теплообороты, определяемые суточным и годовым х о д о м р а д и а ц и о н н о г о
режима. В водных бассейнах деятельным слоем, естественно, являетсясама вода, в мелких водоемах в него может войти и п о д с т и л а ю щ и й
грунт.
Рассмотрим механизм передачи тепла в одном из самых р а с п р о с т р а ненных на с у ш е деятельных слоев — в почве.
Тепловой поток в почву определяется двумя факторами: г р а д и е н т о в
температуры и т е п л о п р о в о д н о с т ь ю почвы. Чем б о л ь ш е разность темпер а т у р поверхности и б о л е е глубоких слоев, тем б о л ь ш е е количествотепла п о с т у п и т в почву или, н а о б о р о т , уйдет из нее:
Расчет теплового потока вглубь почвы производится
следующим
образом:
Т =
32
сК
to
z2
—
z1
(6)
где
T— т е п л о в о й
поток в
кал/см2
сек; X — т е п л о п р о в о д н о с т ь ;
to — ty
z2—Z\
— вер-
тикальный г р а д и е н т т е м п е р а т у р ы , т. е. р а з н о с т ь т е м п е р а т у р (t2 —
на
д в у х г л у б и н а х в с р е д н е м за н е к о т о р ы й интервал времени т, д е л е н н а я на
р а з н о с т ь г л у б и н ы (z2 — zt).
Так как в п о л е в о й о б с т а н о в к е т р у д н о о п р е делять к о э ф и д и е н т т е п л о п р о в о д н о с т и X, т о е г о з а м е н я ю т равным е м у
п р о и з в е д е н и е м сК [ о б ъ е м н о й т е п л о е м к о с т и на т е м п е р а т у р о п р о в о д н о с т ь ,
см. ф о р м у л у ( 6 ) ] .
Д л я о п р е д е л е н и я количества тепла, п о г л о щ е н н о г о п р и нагревании
или в ы д е л е н н о г о при о х л а ж д е н и и о п р е д е л е н н ы м слоем почвы z , применяют формулу
&Т — cz(tv — 1 0 ) ,
(7)
где AT— п р и р а щ е н и е тепла в к а л о р и я х з а о п р е д е л е н н ы й о т р е з о к в р е м е н и , с — о б ъ е м н а я т е п л о е м к о с т ь почвы,
— 1 0 ) — р а з н о с т ь температ у р в с р е д н е м для в с е г о слоя z з а т о т ж е п р о м е ж у т о к времени.
Обычно употребляют одновременно оба способа. П о первому спос о б у о п р е д е л я ю т к о л и ч е с т в о тепла, к о т о р о е и д е т на н а г р е в а н и е верх-них с л о е в почвы, т е м п е р а т у р а к о т о р ы х н е п о с р е д с т в е н н о
измеряется.
К о л и ч е с т в о т е п л а , р а с х о д у е м о е на н а г р е в а н и е б о л е е г л у б о к и х с л о е в
почвы, д л я к о т о р ы х нет т е м п е р а т у р н ы х д а н н ы х , о п р е д е л я е т с я на в е р х ней г р а н и ц е э т о г о с л о я при п о м о щ и в т о р о й ф о р м у л ы .
Указанные ф о р м у л ы являются п р и б л и ж е н н ы м и , н о д о с т а т о ч н о точными для р е ш е н и я р я д а п р а к т и ч е с к и х задач. С л е д у е т у ч е с т ь , ч т о т о ч н о с т ь р а с ч е т а с у т о ч н о г о т е п л о о б м е н а в п о ч в е при с о в р е м е н н ы х м е т о д а х
н а б л ю д е н и я ( с а в и н о в с к и е т е р м о м е т р ы ) о б ы ч н о л и м и т и р у е т с я не п р и б л и ж е н н о с т ь ю ф о р м у л ы , а о ш и б к а м и и з м е р е н и я т е м п е р а т у р ы и ее и н т е р п о ляции, а о с о б е н н о в слое 0 — 5
см.
Коэфициент теплопроводности
численно равен количеству тепла,
к о т о р о е п р о т е к а е т в с е к у н д у ч е р е з 1 см2 слоя о д н о р о д н о г о в е щ е с т в а
т о л щ и н о й в 1 см,
если т е м п е р а т у р а о б е и х с т о р о н слоя о т л и ч а е т с я
на 1°, т. е. при г р а д и е н т е в 1° на 1 см.
Величина коэфициента теплопроводности определяется физическими
о с о б е н н о с т я м и почвы, о б у с л о в л и в а ю щ и м и не т о л ь к о так н а з ы в а е м у ю молекулярную теплопроводность,
но
и ряд
других
явлений.
Таблица 9
В п е р е д а ч е тепла о т п о в е р х н о Коэфициенты молекулярной
сти в г л у б и н у почвы и о б р а т н о
теплопроводности
определенную роль играет пер е д в и ж е н и е воды как ж и д к о й ,
\
так и г а з о о б р а з н о й . В о д а , п р о Составные части почвы
кал/см сек град
сачиваясь в г л у б и н у почвы или,
н а о б о р о т , п о д н и м а я с ь п о капиллярам, п е р е н о с и т с с о б о й
Полевой шпат
0,0058
Известняк
0,0040
тепло.
Т е п л о , з а т р а ч е н н о е на
Торф
0,002
и с п а р е н и е воды в о д н о м с л о е ,
Почвенная вода
. . . .
0,0012
может
выделиться
в другом
Почвенный воздух
. .
0,00005
с л о е , г д е в о д я н о й пар конденг
сируется.
В табл. 9 приводятся коэфициенты молекулярной теплопроводности X
р а з л и ч н ы х с о с т а в н ы х ч а с т е й почвы.
3
С. А . Сапожникова
33
Т е п л о п р о в о д н о с т ь твердых частиц почвы в 1 0 0 раз больше молекулярной теплопроводности почвенного в о з д у х а .
Так как физические
свойства почвы, ее плотность и о с о б е н н о с о д е р ж а н и е воды и в о з д у х а
меняется, то, естественно, меняется и теплопров одность.
Большое влияние на теплопроводность оказывает п о р о з н о с т ь почвы,
ее структура, взаимное сцепление ее частиц, состояние с о д е р ж а щ е й с я
в ней влаги. П о р о з н о с т ь характеризуется отношением о б ъ е м а пор к о б ъ е м у
почвы в целом, выраженным в процентах.
С р о с т о м п о р о з н о с т и почвы теплопроводность е е падает, о чем свидетельствует рис. 12, построенный по данным для с у х и х почв разной п о р о з ности.
О с о б е н н о интенсивное падение теплопроводности наблюдается
при п е р е х о д е п о р о з н о с т и от
3 0 д о 5 0 ° / 0 . В этом интервале теплопроводность падает с
0 , 0 0 1 4 д о 0 , 0 0 0 4 кал\см сек
град.
Уместно указать, что порозность целинных почв колеблется в пределах 3 0 — 4 0 ° / 0 .
П о р о з н о с т ь ж е пахотных почв
м о ж е т достигать 6 0 ° / 0 и д а ж е
более.
Еще
ббльшую
роль
играет увлажнение почвы, т. е.
замещение малотеплопроводного в о з д у х а водой, с теплопроводностью в 2 0 раз б о л ь ш е й .
О р о с т е теплопроводности почвы по мере ее увлажнения
свидетельствует табл. 1 0 .
теплопроводность X (по А. Ф. ЧудновПервые порции влаги о с о скому).
бенно р е з к о повышают т е п л о проводность. При п о с л е д у ю щ е м увеличении влажности почвы рост теплоп р о в о д н о с т и ослабевает.
Т а б л и ц а 10
Теплопроводность песка в зависимости от влажности
Содержание воды (в %)
0
о
15
20
0,0003
0,0011
0,0019
0,0025
Теплопроводность песка
(в кал!см сек град) . . .
Так как влажность почвы имеет г о д о в о й , а в самом верхнем гориз о н т е и суточный х о д , то естественно, что и теплопроводность имеет
суточный и г о д о в о й х о д , уменьшаясь по мере иссушения почвы и увеличиваясь при ее увлажнении.
Д л я характеристики суточного х о д а теплопроводности в табл. 11
приводятся соответствующие данные для 4 и 16 часов (по А . Ф. Чудновскому).
34
Т е п л о п р о в о д н о с т ь почвы определяется в лабораторных или полевых
условиях, причем последний с п о с о б н а и б о л е е эффективен, так как
учитывает все с п о с о б ы передачи тепла, имеющие место в данный момент
в
исследуемой
почве
(методы
определения
теплопроводности
см.
А . Ф. Ч у д н о в с к и й „Физика теплообмена в почве", 1 9 4 8 ) .
Т а б л и ц а 11
Теплопроводность верхних слоев почвы в отдельные часы суток
Влажность почвы (в °/ 0 )
Дата
4 ч.
18/VI
19/VI
24/V
29/V
8/VI
1940
1940
1941
1941
1941
7,0
5,7
14,0
13,4
10,7
Теплопроводность
(в кал/см сек град)
16 ч.
4 ч.
16 ч.
6,4
5.1
1.2
0,6
8,8
0,0031
0,0028
0,0034
0,0033
0,0030
0,0026
0,0026
0,0029
0,0029
0,0027
Повышение температуры почвы определяется не только количеством
п о л у ч е н н о г о тепла, но и ее т е п л о е м к о с т ь ю . Теплоемкостью называется
т о количество тепла в калориях, к о т о р о е н е о б х о д и м о для т о г о , чтобы
нагреть 1 г (весовая) или 1 см3 (объемная) вещества на 1°.
Следует различать у д е л ь н у ю ( в е с о в у ю ) и о б ъ е м н у ю теплоемкость.
П р и анализе т е п л о о б о р о т а в почве мы преимущественно пользуемся
о б ъ е м н о й теплоемкостью.
В табл. 1 2 дана теплоемкость составных частей почвы, кроме воды,
теплоемкость которой принята равной единице.
Таблица
12
Теплоемкость составных частей почвы
Составные части почвы
Удельная (весовая)
теплоемкость
Объемная
теплоемкость
(в кал/г град)
(в кал/см? град)
Частицы песка и глины
Торф
Воздух
0,18-0,23
0,48
0,24
0,49-0,58
0,60
0,0003
Объемная теплоемкость почвы в целом также зависит от ее п о р о з н о с т и и влажности, причем, в отличие от теплопроводности, теплоемкость м о ж н о рассчитать как с р е д н е е в з в е ш е н н о е из теплоемкостей
составных частей почвы: твердых частичек (минеральных и органичес к и х ) , воды и в о з д у х а .
3*
35
Для расчета теплоемкости почвы необходимо знать объемный вес
почвы с ненарушенной структурой, влажность ее (не в процентах,
а в граммах) и объемную теплоемкость твердых частиц почвы.
В табл. 13 приводится пример такого расчета.
Т а б л и ц а 13
Расчет объемной теплоемкости почзы (в кал/cjfi
Составные части
почвы
Занимаемый
объем
(в см3)
Твердый субстрат
Вода
Воздух
0,56
0,31
0,13
Теплоемкость
град)
Объемная тепло- Объемная теплоемкость единицы
емкость фактиобъема
ческого объема
(в кал/см^ град)
(в кал!смв град)
0,49
1,00
0,00
0,27
0,31
0,00
почвы,
0,58
Вследствие того что вода в среднем имеет в 2 раза ббльшую теплоемкость, чем минеральная часть почвы, объемная теплоемкость почвы
сильно возрастает при увеличении ее влажности, причем чем больше
порозность почвы, тем различия б у д у т больше.
Т а б л и ц а 14
Объемная теплоемкость почвы при различной ее влажности
(влажность взята в процентах от максимальной нлагоемкости)
(в кал/cjfi град)
Влажность (в %)
Почва
Песок
. . . .
Глина
. . . .
Торф . . . . .
0
20
50
100
0,35
0,26
0,20
0,40
0,36
0,32
0,48
0,54
0,56
0,63
0,90
0,94
Числа, приведенные в табл. 1 4 , показывают, что теплоемкость торфа
по сравнению с другими почвами в сухом виде наименьшая, а во влажном —
наибольшая.
Последнее непосредственно
обусловлено его
большой
порозностью.
В табл. 15 приведена теплоемкость суглинистой почвы в одном из
пунктов Ленинградской области, рассчитанная, исходя из средней многолетней влажности этой почвы, при условии, что удельный вес твердой
фазы ее 2 , 8 г\смь,
объемная теплоемкость 0 , 5 кал!см8
и порозность
пахотного горизонта 0 , 5 0 % , а глубинного 0 , 4 0 ° / 0 .
И с х о д я из данных табл. 15, можно подсчитать, сколько тепла необх о д и м о для нагревания на 1° 100-сантиметрового столба почвы с попереч36
ным сечением 1 см2.
В январе н е о б х о д и м о 0 , 5 6 X ЮО = 5 6
кал,
а в июле соответственно 4 5 кал,
т. е. на 2 0 ° / 0 меньше. Это различие
основано исключительно на динамике влажности почвы. Отсюда ясно,
насколько важно учитывать влажность почвы при подсчетах теплоемкости.
Т а б л и ц а 15
Объемная теплоемкость суглинистой п«чвы в условиях
Ленинградской области (в кал/сдё град)
Глубина (в см)
Месяцы
I
VII
0-3
20
30
50
100
0—100
0,79
0,46
0,77
0,53
0,62
0,46
0,46
0,37
0,46
0,46
0,56
0,45
Теплоемкость растений также зависит от содержания воды в их
тканях.
В процессе развития растения количество воды в нем, как правило,
меняется, а следовательно, меняется и теплоемкость. О больших изменениях количества влаги в растении можно судить по табл. 16.
Т а б л и ц а 16
Содержание влаги в процентах к общему весу зеленой массы
(пшеница)
Пункт
наблюдений
Кущение
Полное
цветение
Молочная
спелость
Восковая
спелость
Полная
спелость
Темир . . .
Омск . . .
75
73
75
70
47
63
33
38
25
32
Приближенный расчет теплоемкости дает для фазы полного цветения 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 ~ .
р
(8)
Размерность коэфициента температуропроводности — см?\сек,
но для
т о г о чтобы избежать малых величин К, часто дают в
см2\мин.
37
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 температуропроводности 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 медленнееповышают 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 нагреваются, 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 теплоемкость почвы.
Н а первых э т а п а х
ffmjbeH
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 температуропроводность уменьшается.
На р и с . 13 представлена темпер а т у р о п р о в о д н о с т ь слабовыщелоченного чернозема в зависимости о т
Рис. 13. Изменение температуропровлажности 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 (влажность порядка 1 0 ° / 0 ) имеет практически ту ж е температуропроводность, 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,
температуропроводность обычно р е з к о падает. Чаще всего это падение объясняется наличием 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 геофизической 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,2>сек (Ленинград, Л е с н о й — песчаная почва,,
Парфинская лесная школа — суглинистая почва).
Температуропроводность торфяной почвы (метстанция З а м о ш ь е ) — 0 , 0 0 1
см2/сек.
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
2
также порядка 0 , 0 0 3 см /сек при влажности 8 ° / 0 , температуропроводность 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
2
0 , 0 0 1 см /сек при влажности 2 ° / 0 .
Влажность
38
почвы
Для определения температуропроводности почвы имеются специальные 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 приближенный метод расчета по убыванию амплитуды^темперагуры с глубиной.
Формула для приближенного вычисления коэфициента температуропроводности имеет следующий вид:
0,43 (z - г0)
К = UgA —lgA
0
z
00
где z0 и z — глубина в сантиметрах, для которых имеются суточные
или годовые амплитуды температуры почвы; А0 и Л , — соответствующие амплитуды температуры; t — постоянный множитель. При вычислении /С по суточным амплитудам температуры почвы он равен 0 , 3 6 X Ю - 4 >
а по годовым 0 , 9 9
Приведем пример вычисления К по суточной амплитуде температуры.
Дано
2 0 = 5 см у
2 = 2 0
Подставляя в ф о р м у л у
амплитуд, получаем
см,
Л0 = 7,1°,
разность
' ° '
3
6
'
глубин
1
0
-
4
= ° > °
Л
и
0
2
=
1,7°.
разность
3
9
с м %
логарифмов
\°ек-
Недостаток этого метода заключается в том, что в основу его положено допущение о синусоидальном х о д е температуры (суточном или
годовом) и неизменности коэфициента температуропроводности по глубине 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 показали, что приближенный метод дает вполне удовлетворительные результаты в теплое время года для слоя 5 — 2 0 см.
Большей точностью отличается приводимая ниже формула А . Ф. Чудновского, так как она учитывает не только первый член периодического
ряда, на который можно разложить суточный (или годовой) х о д температуры, 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 , 13
и 19 часов.
39
Формула имеет следующий вид:
К—
А
3
' 1 4 f o - g 2 ) 22
х (arc tg в) '
где
__
е3) (ва ' - в/) - (в, - е4) (в/ - е3') .
(в1 _
(в1-вз)(01'-@з') + (®2-в4)102'-в4')
.
К
'
'
© 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 приведены 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 17
Арысь
(пустыня)
Колтуши
(луг)
Период
наблюдений
Пункт
I
наблюдений!
Суточный ход теплообмена в почве, (,кал/см
2
лшн)
Часы
9
1
3
5
7
9
11
13
15
17
19
21
23
25/VIII12/IX
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 0,08
10 дней
июля
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 0,05
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. Максимальный р а с х о д тепла приходится на первую половину ночи. Величина 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 данные Г. А . Любославского по тепловому балансу почвы, оголенной
и покрытой летом травой, а зимой — снегом по наблюдениям в Ленинграде (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 выхолаживание почвы, и весной, когда наличие покрова, сначала с н е ж н о г о ,
а затем растительного, тормозит поступление тепла в почву и, следовательно, е е нагревание. Аналогичное влияние оказывает травяной
40
Таблица
18
Годовой ход теплового баланса почвы (в слое от 0 до 160 см) в среднем
за 15 лет, кал
Месяцы
Оголенная
Покрытая
1—ч
7
£
J,
119
48
74
40
>
>
1
J,
>
—79 —181
16 - 3 4
>
<
>
1
>
-511
-421
1
>
—450 —175
-306 -170
_
>
1
>
VIII
Почва
X
т
111
14
300 249 250
212 220 288
X
1
Й
ь-н
X
1
X
X
1
X
257
120
покров на суточный теплообмен в почве, что, конечно, сказывается на
тепловом ее режиме.
пал/см2мин
'
sN
\
ч
1
4
А '
i-i
^
1
1
1 1
Рис. 14. Суточный ход напряжения теплообмена
в оголенной почве (А) и под травостоем (Б). Колтуши, 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 превыкал/сч!гтин
шала 5 — 7 см), и указанные различия в
основном объясняются влиянием дерновины, благодаря которой температуропроо
водность верхнего слоя почвы р е з к о поо° о °
низилась (на оголенной почве в слое
—о-о—
0 — 5 см К = 0 , 0 0 2 3 , а под травостоем
ОСо о о
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 тем0
1 2
3 м/сек
пературопроводности, воздействие оказыРис.
15.
Изменение
напряжевает и увеличение расходов тепла на
ния теплообмена в почве в заиспарение. 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 повышенным теплообменом, так как ослабление скорости
травостоя уменьшает теплообмен п о ч в а — в о з д у х .
ветра
среди
41
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
3
ТЕПЛООБМЕН П О Ч В А - В О З Д У Х . ТУРБУЛЕНТНЫЙ
РАСХОД ТЕПЛА НА ИСПАРЕНИЕ
ОБМЕН.
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;
р — плотность воздуха, у земной поверхности равная 0 , 0 0 1 2 — 0 , 0 0 1 3
г\смъ;
k — коэфициент турбулентной проводимости, или, как его
назы-
вают, коэфициент турбулентности, в см2/сек\
иначе
-———приближенный
z 2 —Zx
вер-
тикальный температурный градиент (при условии, что коэфициент турбулентности и градиент относятся к одной и той же высоте).
Произведение с • р характеризует объемную теплоемкость воздуха,
3
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 температуропроводности 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 температуропроводности 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 возд у х а он возрастает с высотою в первом приближении пропорционально
последней. Молекулярная температуропроводность воздуха имеет практическое 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.
42
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 захватывают пыль, с у х и е листья и пр. В результате вихревого д в и жения частички воздуха, находившиеся внизу, подымаются вверх, верхние, 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 водоворотыворонки.
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 интенсивнеет 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 нетолько о б р а з о в а н и ю вихрей, а оказывающий влияние на перемещениевсех вихрей в вертикальном направлении. В дневные часы теплого времени 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. Сверхадиабатические градиенты температуры в о з д у х а , обычно наблюдаемыев 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 разности 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 связис 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 последнейпри условии равновесного состояния атмосферы, т. е. при градиентах
температуры,
близких к нулю. П р и
сверхадиабатическом градиентетурбулентность 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 очер е д ь , обусловливают вертикальные градиенты ветра, температуры и влажн 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 неменяющимся с высотою ввиду малой тепло- и влагоемкости воздуха. Что
касается кинетической энергии ветра, т. е. энергии направленного возд у ш н о г о потока, т о можно считать, что та е е часть, которая расходуется 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 пределах высот неровностей подстилающей поверхности. Выше этих неровностей 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 пропорционально высоте, то, следовательно, в этом случае градиенты б у д у т
о б р а т н о пропорциональны высоте. При сверхадиабатической стратификации 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 коэфицие 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 коэфициента 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 неровн 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:
k =
$uiz1~\
-
(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 подстилающей 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
1
Более совершенный метод не мог быть здесь приведен из-за его сложности. 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 »Турбулентный обмен в нижних слоях атмосферы", Труды ГГО, вып. 20(82), 1949.
44
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 вертикальному 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 градиентах, 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
0,070
0,060
0,050
0,040
0,030
0,020
0,010
0000
-0,1
Рис.
О
0,1
0,2
0,3 1-п
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
выражают в M2jcetc.
коэфициент
турбулентности
обычно-
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 сравненияс 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
см21сек.
Летом в ясную п о г о д у коэфициент турбулентности на высоте 1 ж .
в ночные часы менее 1 0 0 см2\сек,
днем ж е — б о л е е 1 0 0 0
см2\сек.
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 темпер 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 миллионраз 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 возд 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 колич 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 19
Суточный ход коэфициентов, характеризующих скорость передачи тепла
в воздухе на высоте 1 м в степи (в среднем за летние месяцы)
Часы
Коэфициенты
11
k см21сек . . .
A = kр г) см сек
кал/смсек/град . . .
80
0,1
80
0,1
150
0,2
470
0,6
13
15
17
860 1170 1250 1250 1250
1,6 1,6
1,6
1,5
1,1
0,02 0,02 0,05 0,14 0,26
0,36
0,38
0,38
19.
21
23
860 230 150
М 0,3 0,2
0,38 0,26 0,07 0,04
Наконец, в последней строке этой ж е таблицы дается п р о и з в е д е н и е
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 дневные 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 молекулярной 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.
•€рpk кал/см сек град.
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 темпер а т у р ы приходится считаться и с передачей тепла путем длинноволнового 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 деятельной 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 направлен 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 18
Зависимость коэфициента турбулентности (k м?/о,ек) на высоте 1 м от
условий погоды
Теплое время года
Облачность
(в баллах)
0-7
8-10
Холодное время года
скорость ветра на 1 м (в
до 1
1-- 3
4-- 6
день
ночь
день
ночь
день
ночь
0,20
0,10
0,005
0,01
0,20
0,15
0,02
0,05
0,25
0,20
0,05
0,10
м/сек)
ДО 1
1-3
4-6
в течение суток
0,005
0,005
0,02
0,03
0,05
0,10
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.
Как у ж е указывалось, вышеприведенным с п о с о б о м можно рассчитывать 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 скор 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 турб у л е н т н о с т ь на этой высоте на поляне б у д е т также примерно в 1,5
раза меньше.
а в
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 температ 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 повышена, 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 -
47
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 различен в разных климатических зонах. Н о в этом случае р е ш а ю щ е е влияние оказывает не скорость ветра, а термическая стратификация приземных 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 метеорологических 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 сверхадиабатические градиенты, которые вызывают р е з к о е увеличение турбулентности. 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 устойчив 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 температурной 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 ,
,48
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 приходится 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 21
2
Суточный ход теплообмена почва — воздух, кал/см
Пункт
наблюдений
Арысь
. .
Колтуши .
мин
Часы
1
3
0,01
0,01
0,01
0,01
5
7
9
11
13
15
17
19
0,01 -0,02 -0,15 -0,20 -0,20 -0,17 -0,07 0,01
0,00 -0,04 -0,12 -0,18 -0,20 -0,15 -0,08 0,00
21
23
0,03
0,01
0,02
0,01
П р е ж д е всего бросается в глаза различие м е ж д у напряжением теплового 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 поверхности 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 влажности, 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 испарение:
е = А^Z2 — Z ^
1
4
С. А. Сапожникова
(12)
49
где e—
испарение в zlcu1
f
сек,
—
z
i
£
z*
приближенный
i
вертикальный
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,
3
то мы получим р а с х о д тепла на испарение Е кал/см
сек:
E = Ad
h
~
h
.
(13)
Эта формула аналогична ф о р м у л е т е п л о о б м е н а
е е представить в виде
почва—воздух,
если
Использование этих ф о р м у л несколько тормозится трудностью определения 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 характер 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 22
Расходы тепла на испарение, кал[см2 мин
Вид испаряющей поверхности
V
VI
VII
VIII
IX
Болото моховое
Рожь озимая
. . . . . . . .
Овес .
Луг искусственный
123
159
218
153
181
141
165
224
230
212
176
176
159
212
240
111
117
81
100
123
59
77
35
47
77
Приближенный радиационный
баланс дневной части суток
230
230
230
160
70
50
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 ° / 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 радиационный 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 выделением 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 23
Суточный ход
Пункт
наблюдений
Арысь . .
Колтуши .
теплооборота,
связанного с
кал/см2 мин
испарением - конденсацией,
-
Часы
1
0,01
5
0,01
-0,03 -0,06 -0,05 -0,07 -0,05 -0,03
0,00 -0,07 -0,17 -0,27 -0,27 -0,23 -0,15 -0,01 0,01
7
9
11
13
17
3
15
19
21
23
0,01
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. Интенсивность 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 показывают, 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 завис и м о с т и от радиационного баланса, в том числе и ночью при отрицательном радиационном балансе.
3*
51
Глава
4
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 наблюдениям 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)
Компоненты
Часы
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 4
1
Колтуши (луг
1
R
Q
R
Е
R
71
67
28
26
14
12
22
17
24
30
32
34
7
16
48
44
54
54
15
—
35
40
56
87
86
—
8
9
75
—
5
5>
—
95
68
85
5
32
17
—
-
Арысь (пустыня)
Т
R
Q
R
Е
R
93
91
85
56
39
41
32
17
7
9
15
17
44
: 47
51
63
—
27 -1 17
12
17
20
—
—
.
—
—
—
Примечание.
Тире (—) означает или отсутствие данных (по>
конденсации водяного пара в Арыси), или непоказательность соотношений
в часы с радиационным балансом, близким к нулю.
52
м е ж д у радиационным балансом и остальными компонентами для Колчушей (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 растительности, а во-вторых, большим эффективным излучением благодаря высоким (более 5 0 ° ) температурам поверхности почвы. Напряжение радиационного
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 поверхности в почву, в в о з д у х и расходуется в процессе испарения), в ночные — 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 компонента имеют также разные знаки. Например, в Колтушах в 1 6 — 1 8 часов
поступление тепла в воздух, как и испарение, а следовательно, и расх о д тепла на испарение, еще продолжалось, а почва у ж е отдавала
тепло. Причем именно поступление тепла из почвы обеспечивало сравнительно интенсивное испарение, несмотря на уменьшение радиационного 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
53
тепла на испарение, например при помощи полива, мы тем самым уменьшим 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 верхних 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 конденсации 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 заморозков.
• 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, определяемого 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 растительности 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 несамостоятельными.
54
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 , благодаря 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 стек 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 ночные 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 сравн 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 кустар55
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 представлена схема распределения ночной температуры в условиях пересеченного 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 переходить 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 температуры 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
5
ИЗМЕНЕНИЕ ТЕМПЕРАТУРЫ С ВЫСОТОЮ В ПРИЗЕМНОМ
СЛОЕ ВОЗДУХА. МИКРОКОЛЕБАНИЯ ТЕМПЕРАТУРЫ
Изменение температуры воздуха по вертикали в нижнем слое непосредственно связано с теплообменом между почвой и воздухом.
Днем при поступлении тепла от поверхности почвы в в о з д у х температура 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 25
Температура воздуха над оголенной почвой, Саблино, 15/VII 1938 г.
Разность высот, см
Высота, см
Часы
5
25
31,6
19,5
30,5
20,3
50
150
Температура
12
21
29,7
20,7
5-150
5-50
50-150
Разность температур
29.2
21.3
2,4
—1,8
1,9
-1,2
0,5
—0,6
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) увеличением 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 температуры воздуха в приземном слое, так как, благодаря малой объемной теплое м к о с т и воздуха, тепловой поток почти не меняется при прохождении
57
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 коэфициент 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.
градиенты температуры убывали
2 ч.
обратно пропорционально высоте,
1
so
то сама температура понижалась
(днем) или повышалась ( н о ч ь ю )
пропорционально логарифму вы1
/
\
2£>
сот, так как производная именно
логарифмической функции (а вертикальный 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 полулоОтклонение 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) предстатуры на высоте 150 см по наблюдениям влялся бы прямой линией. Н о так
в ясную тихую погоду на Всеволож- как изменения градиентов по выской. 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 — температура, а на рис. 21 — л о г а р и ф м
1см IgZ,
высоты—температура.
Наблю%00г 3,5
2000
дения 'проводились в окрест12
ностях Ленинграда на открытом
у
месте при п о м о щ и вентиляци2,5
«
/
i50
о н н о г о психрометра. Для наблюсэ
дений на верхних точках была
50
\
1,5
использована триангуляционная
N
20
вышка.
5.
Р и с у н о к 2 0 позволяет у с 0,5
-2,0
-1
0
1
2
тановить основные о с о б е н н о Отклонение от температуры на высоте 1,5м
сти дневного и ночного профиля температуры. Д е л о не
Рис. 21. Изменение температуры с высотолько в том, что днем темпетою (то же, что и на рис. 20, в полулогаратура падает, а ночью повырифмических 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.
7
\
\
/
/
/
К
/
58
/
ч
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 этовремя 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 ° приходится 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 зависимости 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
близостьк 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. Указанные координаты у д о б н ы е щ е тем, что позволяют о б ъ е д и н и т ь на графикетемпературу 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 логарифмам 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 десятков 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 сверхадиабатический градиент. При наличии приземного р а д и а ц и о н н о г о тумана инверсионный 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 температуры 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 градиентыуменьшаются, а затем наблюдается резкий скачок. Профиль температуры 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 испарение.
П р и инверсии ослабляется естественная вентиляция, что д о л ж н о
учитываться в местах с большим поступлением в атмосферу газообразных 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 установления 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 поверхности, 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 теплоо 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 величине 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 нулев 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 значения 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 интенс 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 наблюд 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 инстит у т о м растениеводства. На черном пару, суммарное испарение с котор о г о значительно меньше, чем с пшеничного поля, отрицательный температурный 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 температурного 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
>60
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 разрушения
инверсии
в отдельные дни на рис. 2 4
1
представлены результаты наf
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 пунктов в степной з о н е СССР
||
(наблюдения в течение неi
V
скольких месяцев проводия
лись у т р о м и вечером через
каждые 15 минут).
JF
!
(
{
Как видно на рис. 2 4 ,
отклонение отдельных точек
от высоты солнца 1 0 — 1 5 °
(вертикальная черта
означает, что At — 0 отмечалась
на
протяжении
соответс т в у ю щ е г о времени) в основном
не
превышает
d = l час.
\
\
I
.
1
г
ii?
0
2
4
в
8
Ю
12
1й
16
18
20
22
24 vac.
Рис. 22. Время установления и разрушения
ночной инверсии в с л о е 5 0 — 1 2 0 с м по наблюдениям
Веста (<р = 51°) в
сопоставлении
с высотою солнца.
1 — Д/ = 0; 2 — А 0 = 10°; 3 — AQ = 15°.
Почти все случаи раннего 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
1
1
1
Ц--42°2б'
.._
I
;!
I
(р=52°0В'
II:
!
1
i
2
i
4
i !U
6
8
jf
1
!
I
I
I
I
.
10
LL
\2
1
I
....
I
I
ill
I
I
I
.
г.
2 VI-10 НИ 1943г.
покрое)
,
12
1
21 Х-11X11342
I
у=52°06 (снежный
0
II i
1
I
,
14
I
10III-5IV
U
15
1
•
I
1944г.
18' 20
.
22 24 vac
j3
Рис. 23. Время установления и разрушения ночной инверсии 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 болеечетко.
Запаздывание в разрушении
инверсии
в основном
связано
с облачностью. Н а и б о л ь ш и е запаздывания наблюдались в тех случаях,.
61
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 способствует затягиванию инверсионного периода за счет увеличения расход о в тепла на испарение.
Степная растительность, как известно, наиболее интенсивно транспирирует 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 транспирирующая 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 высотою 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 разрушения 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 ) градиентов слоя 2 0 — 1 5 0 см в их годовом х о д е . В качестве условного
показателя градиента мы используем разность температуры в указанном слое. В совокупности со временем перехода градиента через нуль
62
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"
60
SO
40
30
го
к
о
~0,5
.. .
0,0
0,5
Ряс. 25. Зависимость полуденного
.
'
10
~
1,5 Д t
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 зависимость можно представить с л е д у ю щ и м простейшим выражением:
Ма
=0,028
h
e
— 0,42.
(14а)
63
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 графика) 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 макромасштабе в той мере, в какой
они
обусловлены
широтными
особенностям»
радиационного баланса и влагооборота.
г
Намеченные на рис.
2 6 соотношения Д tвд
в широтном р а з р е з е должны
в общих
чертах сохраняться в отношении термической стратификации и над другими деятельными поверхностями.
Полуночные градиенты At, естественно, не связаны с высотой солнца,
но
определяются облачностью, ветром и степенью увлажнения почвы. Влияние 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 перех 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.
Рис. 26. Изоплеты годового
хода Д^пд по широтам (за исключением периода со снежным
покровом — заштриховано
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 следовательно, и градиент дневной температуры. На р и с . 2 7 показан пример обратной связи м е ж д у разностью температур в слое 1 — 1 5 0 см и соответствующей разностью а б с о л ю т н о й влажности по наблюдениям Майкопской
64
Т а б л и ц а 2©
Средние значения полуночных & в ясную и тихую погоду по
климатическим зонам (в скобках указано число случаев)
Климатические зоны
Влажные субтропики (Анасеули)
Лесная зона (Емца, Йошкар-Ола, Высокая Дубрава)
Дальневссточная лесная зона (Мазаново)
Степная зона (Куйбышев)
Пустынная зона (Ташкент,
Репетек)
Зима
Весна
Лето
Осень
- 0,6 (35) 1
- 0 , 3 (31)
-0,4(11)
- 0 , 3 (33)
- 0 , 5 (87)
- 0 , 6 (39)
- 0 , 5 (98)
-0,3(41)
- 0 , 8 (25)
-0,9(10)
-1,1(19)
- 0 , 6 (6)
- 0 , 7 (25)
—0,8 (25)
- 0 , 6 (26)
- 0 , 5 (15)
- 0 , 6 (93) 1
—0,9 (64)
- 1 , 2 (87)
- 1 , 2 (54)
опытной станции на черном пару. В данном случае градиент абсолютной влажности можно рассматривать как показатель интенсивности
испарения. Большие градиенты температуры наблюдаются только при малых
ю°
градиентах влажности,
н а о б о р о т при
больших градиентах влажности градиенты температуры резко уменьшаются.
8
• t
В среднем над увлажненной поверхностью днем Д£ п д составляет 6 0 ° / 0 о т Д t n n
ее
над с у х о й поверхностью.
Ночью эту
t3
•J.
зависимость не удалось выявить. Отмес
ченное различие дневных и ночных
<и
градиентов может быть объяснено тем,
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
тепловых свойствах почвы, а следова6мм
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 темполуденные 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). Майкоппри 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
5
V
1
5
Без снежного покрова.
С. А. Сапожникова
65
воздействие облачности и ветра сказывается ночью. В пасмурную ночь
(облачность 8 — 1 0 баллов), вне зависимости от ветра, Д t менее 2 5 ° / 0
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 величины.
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 облачности и скорости ветра на высоте 2 м, выраженное 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 Главной 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-
66 <•
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 малоинерционному платиновому термометру сопротивления и вентиляционному 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 чео
р е з каждые 5 секунд в околоп о л у д е н н ы е часы, т. е . в период
наибольшего
развития
термической
конвекции.
На
Оо 'оJ
•протяжении 2 г / 2 мийут малоуо
инерционный термометр зафио
Ро
ксировал к о л е б а н и я т е м п е р а т у °
0
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
и
к о л е б а н и й составляет, с л е д о в а --"о
о«
о
тельно, 7 , 1 . Значительно более
0°At„
инертный
п р и б о р — вентиля-1
-2
-3
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 крупные, 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 установл 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) правильные 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; Скворц 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 слоевя 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*
67
Рис. 30. Микроколебания температуры воздуха по психрометру и термометру сопротивления (по М. И. Гольцману).
А — Ташкент, h = 5 см 14ДХ 1933 г. 12 ч. 11 м.; Б — Ташкент, h — 100 см10ДХ 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 превыш 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 исслед 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 6
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 благ 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 вихр 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
€3
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; III — сверхадиабатический 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
сверхадиабатическом
градиенте (III),
равновесном состоянии (II) №
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 неравномерное убывание вертикальных градиентов ветра с высотою. Д о 2 м
скорость медленно увеличивается с высотою, но, начингя с 2 м, картина 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 скор о с т и больше дневных.
Т а к о е увеличение свидетельствует о том, что в этих условиях уменьшение 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 проф и л е температуры).
Б о л е е медленное повышение скоростей ветра д о высоты 2 м, наблюд 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 стратификации, в о з д у х а покрывает все неровности и, утолщаясь благодаря стеканию, нивелирует их. Сглаживание неровностей, или, как принято говорить, „ 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 перевес б о л е е медленный р о с т турбулентности, что вызывает у ж е указанный выше обратный э ф ф е к т — относительно б о л е е быстрый р о с т скор о с т и ветра с высотою.
П р и сверхадиабатических градиентах температуры (рис. 3 1 , / / / ) изменение 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 интенс 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 энергии 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 сверхадиабатическим 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 турбулентн 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, отличающимся б о л е е слабыми скоростями ветра, н о и о б щ и м уменьшением кинет 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 .
71
П р и характеристике изменения ветра по вертикали у д о б н е е пользоваться 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 логарифмической формуле, а именно:
lg 0
— lgZg
lg*i-lg*o
'
( 1 5 )
• 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 профиль 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 сохраняется 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 ) ;
—iщ
f1***-
(16)
«1
ZQ м о ж н о определить и графически, построив профиль ветра в полулогарифмических. 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 5
72
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 подтвержденные непосредственными наблюдениями.
Т а б л и ц а 27
Скорость ветра (в м/сек) на разных высотах
при скорости 20 м/сек на высоте 10 м
Характер покрова
почвы
Трава
Оголенная почва
Снежный покров
. . .
. . .
3
1
0,05
м
Высота,
Z0, см
2
0,5
0,1
14,4
15,4
16,0
9,3
11,4
14,0
4,0
7,0
10,6
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
2
3
4
5
е
1,43 .1,38 1fiS
1,80 1,33 1,36 1,91 1,73 1,64 1,51
'16
'16 / К .
*5
22
7 ?
771'
'i
\
1,38
130—грг-- T g j , Л,71. ' 1,6~J 1,sa /521,43
^31
h
18 4
г
У г 4
\'3
/,43
иу ^154 ,53 7,50 \
I I,52
21 5 pi 16
15
1S0-*- ^ 7
\
\Л«
' 1AB
| 1,50 /,47
«
* *>
•s
'10
9 N 24
150——
1,41
IfiS 1,53IfiS 1,481*3 \1A8
'2
°5 V s
•з
5
2,5 -2,0
-1,5
Инверсия
-1,0
-0,5
О
0,5
1,0
1,5
2,0
t
V
1,36
e
e 'f
1,38
Ь
1,1,1'
•
*3
3
'3
2,5
• m
1,41
•3
M0^t>5
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 градиента температуры Д< 0 215- Нижние цифры означают число случаев.
что z0 = 3 см обычно наблюдается над травостоем высотою в 10 см.
Как уже указывалось, изменение скорости ветра по вертикали зависит от температурной стратификации. На рис. 33 даны отношения скоростей ветра на 5 и 1 л
в зависимости от вертикального гра73,
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, вследствиемалого числа случаев (исходные данные нанесены непосредственно цифрами).
При слабом ветре (и 2 = 2 ж / с е к ) отношение изменяется в зависимости 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 сверхадиабатическом 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 вертикального 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 степенную формулу
где uz—искомая
скорость ветра на высоте z; ил — известная скорость
ветра на высоте Z\\ z0— показатель шероховатости; а — показатель степени, 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 какихлибо двух точках на весь приземный слой (до 2 0 — 3 0 м). z0 определяется 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 скоростей, 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
2
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„
.74
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 логарифмического и как, следовательно, уточняет расчет степенная формула Д . Л .
Лайхтмана.
Так как определять отношение скоростей ветра по вертикали для расчета а
иногда затруднительно, то для определения
1,0 м
значений а можно использовать установленную эмпирически зависимость между
а, с одной стороны, и термической стратификацией 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 длительным (около одного года) наблюдениям
Рис. 34. Отношение скорости
в нескольких пунктах СССР. Тем не менее
ветра R на указанных высотах,
она дает лишь приближенную характерии 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 неясным, почему в среднем нулевые значения а приурочены не к нулевому значению At,
т. е. равновесному
состоянию, но к At = 0 , 5 , т. е. к слабым сверхадиабатическим градиентам. Этот вопрос требует дополнительных исследований.
Т а б л и ц а 28
а в зависимости от щ и At,20; 150
м
щ
1
2
3
4
5
-1,5
-1,0
-0,5
0,0
0,5
1,0
1,5
2,0
При снежном покрове
0,35
0,25
0,15
0,30
0,20
0,15
0,05
0,20
0,15
0,10
0,05
0,00
0,10
0,05
0,05
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
о,со
-0,05
-0,05
-0,05
0,00
0,00
-0,10
—0,05
—0,05
-0,05
0,00
-0,10
-0,10
-0,05
—0,05
0,00
0,20
0,10
0,05
0,05
0,00
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 средн 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 открыт 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, сглаживающем 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 29
Значения б и с для расчета скоростей ветра
на разных высотах
Высота, м
ь
с
16,
2
3
ОД
0,05
0,2
01
5-7
8-14
15-24
25-30
0,3
0,4
0,5
0,6
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 скоростей 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.
V
\
J
НОЧЬ
=65°
день
\/
/
\ .5'
«3
\
м
ГО
8
в
ч§
>
«О
<Р
/ \ \
1
=45°
5
5
V
I
X
/
£
_
0
III
VII
IX
XI
/
ш
Wl IX X/
Рис. 35. Годовой ход вертикального профиля ветра
в нижнем 10-метровом слое воздуха.
(в
/
м/сек)
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 географическую изменчивость скорости ветра на высоте флюгера (на рассматриваемой 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 равным 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, существенно различаются в географическом разрезе. В переходные сезоны
эти различия несколько сглаживаются. Зимой они захватывают лишь
самый приземный слой воздуха и определяются наличием на севере устойчивого снежного покрова при отсутствии его на юге, летом распространяются на весь рассматриваемый слой и связаны с более резко выраженной инверсией температуры на юге.
В табл. 30 приводятся ночные скорости ветра на высоте 0,5 м.
Таблица
30
Ночные скорости ветра на высоте 0,5 м
Широта
I
III
V
VII
65°
45
3,1
2,1
2,7
1,8
1,5
1,2
1,3
0,8
IX
1,8
1,3
XI
2,5
2,1
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 годовом 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 амплитуда скорости ветра в теплое время года больше ее годовой амплитуды,
•как это видно из табл. 31, где в качестве показателя суточной амплитуды 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 .
•7,8
Т а б л и ц а 31
f
аЛ
Хаоактеоистика суточной I —— I и годовой
\
— — I амплитуды скопости ветоа
на разных высотах
Широта
Суточная амплитуда и д /и н
Высота,
м
I
М
1
III
V
VII
IX
XI
"VII
65°
10
2
0,5
1,00
1,00
1,00
1,19
1,18
1,18
1,44
1,56
1,60
1,42
1,59
1,77
1,31
1,86
1,44
1,02
1,03
1,04
1,17
1,33
1,72
<55
10
2
0,5
1,05
1,03
1,04
1,25
1,28
1,40
1,92
2,20
2,34
2,16
2,50
2,72
1,73
1,88
2,10
1,08
1,11
1,12
1,87
1,55
2,04
10
2
0,5
1,06
1,09
1,14
1,25
1,34
1,39
1,45
1,62
1,83
1,86
2,38
3,11
1,37
1,48
1,84
1,04
1,09
1,10
45
.
1,31
1,32
1,36
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 преобладающих 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 приближенные, 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 учитывать, что, как указывалось выше, соотношения скоростей ветра на
разных высотах в дневные часы сравнительно устойчивы и даже увеличиваются 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
7
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 различия температуры почвы по горизонтали в зависимости от ее свойств
и покрова. Поэтому климат верхних слоев почвы следует рассматривать как микроклимат.
Причины больших вертикальных градиентов температуры в верхнем
слое почвы иные, чем в воздухе. В последнем, как указано выше, решающую 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 ослабевает. Лишь в сухую погоду определенное влияние на увеличение
градиентов в самом ьерхнем слое оказывает уменьшение его температуропроводности, благодаря меньшей плотности и меньшему содержанию влаги.
.На рис. 36 представлено изменение температуры почвы с глубиной
в условиях пустыни по наблюдениям в летний день. Перепад температуры 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 поверхности наблюдается минимум температуры, а с глубиной температура
возрастает.
В переходные часы картина осложняется. В 8 часов минимум температуры наблюдается в промежуточном слое А, вверх и вниз от которого температура повышается, а в 20 часов максимум расположен
в промежуточном слое Б как вверх, так и вниз, от которого температура падает.
Качественная сторона представленного на рис. 37 распределения
температуры по вертикали сохраняется для теплого времени года в сред.80
нем в любых климатических условиях; лишь переходные часы будут сдвигаться в зависимости от времени восхода и захода солнца, и значительно
меняется уровень температуры.
Но в отдельные пасмурные дождливые дни даже в околополуденные часы в почве может наблюдаться изотермия. Это видно из рис. 37,
2 ч.
20 ч.
ж
*о 5
51
Vq
8 ч.
/5
10
\/
20
10
го
12 ч.
/
V
зо
2to
Рис. 36. Таутохроны т е м п е р а т у р ы почвы по
в Арыси. 29/VIH 1945 г.
so
бо°
наблюдениям
на котором (по наблюдениям в окрестностях Ленинграда) представлен
ход температуры по вертикали в отклонениях от температуры на глубине 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 темперасм
туры, так же как и годовая,
с глубиной затухает, причем глубина затухания определяется как
температуропроводностью почвы,
так и общими погодными условиями и характером покрова почвы, которые в совокупности определяют величину теплового потока
с поверхности в глубину почвы
или обратно.
Большой практический интерес представляет микроклимат Рис. 37. Таутохроны температуры почвы
почвы в поле, на лугу и на чер- (черный пар) в отклонениях от темпер 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 незначителен, температура почвы засеянного поля, по существу, ничем не отличается от температуры черного пара, т. е. оголенной взрыхленной почвы.
Наблюдения над температурой почвы на метеорологических станциях в прошлом производились почти исключительно под так называемой „естественной поверхностью".
Самый термин „естественная поверхность" крайне неопределенный:
сюда с одинаковым успехом относят и естественную луговую растительность, и специальные посевы луговых трав, регулярно подкашивае6
С. А. Сапожникова
81
мых, и сорняки л ю б о й густоты, и, наконец, просто обнаженную от
растительности почву (вследствие вытаптывания или засухи). Приведенные в климатологических справочниках данные относятся именно к естественной 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 теплее песчаной.
Т а б л и ц а 32
Средняя месячная температура песчаных, супесчаных и глинистых почв
под черным паром
V
VI
VII
глубина, см
Почва
Песчаная .
Супесчаная
Глинистая .
Воздух на
высоте
200 см
.
IX
VIII
5
20
5
11,0
10,5
10,0
9,5
9,0
8,5
16,0
15,5
15,0
9,0
j
14,0
20
15,0
14,0
13,5
j
5
20
5
20
5
20
20,0
19,0
18,5
18,0
17,5
17,0
18,0
17,5
17,0
18,0
17,0
16,5
9,5
10,0
10,5
10,5
11,0
11,0
17,0
16,0
9,0
П о д о б н о е соотношение температур определяется большей теплоемкостью 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 наблюдаются в песчаной почве.
Т а б л и ц а 33
Влажность и полевая влагоемкость почв в процентах от абсолютно
сухого веса почвы в слое 0—20 см
Почва
Месяцы
песчаная суглинистая глинистая
Влажность
-...,.,
•IV
V
Полевая влагоемкость .
20
10
30
20
45
40
35 •
40
50
Т а б л и ц а 34
Средняя месячная температура почвы на глубине 5 см (по Креуцу)
V
VI
Глина
Песок
Месяцы
Гумус
макс.
мин.
ампл.
макс.
мин.
ампл.
макс.
мин.
19,4
19,8
8,2
12,3
11,2
7,5
17,5
18,5
8,8
13,0
8,7
5,6
17.8
18.9
10,2
14,4
ампл.
7,6
.4,5
В глинистой почве амплитуда уменьшается главным о б р а з о м за счет
снижения максимума, что является косвенным показателем преимущественной роли испарения, снижающего дневные температуры. Уменьшение же амплитуд гумусной почвы определяется не только снижением
максимума, но и повышением минимума, что указывает, во-первых, на
|ведущую роль меньшей температуропроводности, которая должна проявляться одинаково как днем, так и ночью, и, во-вторых, на возможное
повышение дневных температур благодаря меньшему альбедо темноокрашенной 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 закономерность 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
35
Температура почвы на минеральном и торфяном участках.
Хибины (Кольский полуостров), 21—31/V 1934 г.
Глубины, см
Почва
Минеральная
. . . .
Торфяно-болотная
Разность
.
5
10
15
20
15,3
11,1
13,2
10,1
12,1
9,0
10,8
8,3
4,2
3,1
3,1
2,5
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 теплопроводностью, но и относительно большой величиной испарения.
Обработка почвы, которая в значительной мере сводится к рыхлению 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 приводит 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
36
за 18—26/V 1933 г.
Участки
О б щ а я скважность .
Температура
. . . .
1
II
III
IV
33
11,2
46
11,7
49
11,5
63
11,3
•
О более быстром прогревании весною прикатанных почв при большой их скважности свидетельствует и Герасимов/ основываясь на наблюдениях 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.
.84
Весеннему прогреванию почвы способствует гребневая культура
растений. По данным Курмангалина (материалы Агрогидрометинститута)
Таблица
37
Температура почвы на глубине 10 и 20 см за
30/1V—20/V 1937 г.
Характер обработки
Общая
скважность
на 1—10 см
10 см
20 см
61
4,5
3,9
58
5,3
4,3
Температура на
Почва обработана весною
п е р е д посевом:
1) плугом и бороною в
один след
2) дополнительно волокушей
.
видно, что на гребнях температура в среднем на 1° выше, чем на ровных участках (табл. 38).
Таблица38
;
Температура почвы в зависимости от формы поверхности.
Хибины, II—30/VI 1934 г.
Глубины, см
Форма поверхности
Гребни
Р о в н о е поле
. . . .
Разность
5
10
15
20
13,6
12,6
11,3
10,5
10,5
9,4
9,8
8,3
1,0
0,8
1,1
1,5
Еще большее влияние на температуру почвы оказывает самый факт
нарушения естественного покрова почвы. Оголение почвы от естественного травяного покрова и дерновины резко повышает ее температуру,
особенно в дневные часы, о чем свидетельствуют наблюдения Свердловской обсерватории, представленные на рис. 38.
Таблица
39
Средняя суточная температура почвы на глубине 5 см
VII
Почва
Минеральная б е з дерновины . .
Минеральная с дерновиной . .
Разность
IX
VIII
1
2
3
1
2
3
1
17,1
13,9
18,8
17,6
16,3
15,6
14,4
12,8
14,0
12,9
12,4
11,8
8,2
8,1
3,2
1,2
0,7
1,6
1Д
0,6
0,1
85,
Наблюдения совхоза „Индустрия" на Кольском полуострове показали, что снятие дерновины повышало среднюю суточную температуру
почвы летом на 1 — 3 ° (табл. 39). Дерновина в данном случае играла
роль термоизолятора.
А
Б
0
Рис.
2
4
S
8
Л?
12
14
Ш
18
20
22 чаш
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 общеклиматических данных по температуре почвы с естественным покровом, которые 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 северозападе лесной зоны, температура
верхних слоев почвы под черным
паром в среднем за сутки несколько выше температуры воздуха
(исключение составляет лишь глинистая почва на глубине 2 0 см).
Близость средней суточной температуры верхних слоев почвы
к температуре в о з д у х а (в пределах
1 — 2 ° ) сохраняется на всей Европейской территории СССР, н о
относительная однородность терРис. 39. Суточный ход температуры на
мических условий имеет м е с т о
разных глубинах в песчаной почве.
лишь в среднем за сутки. В дейПавловск, май.
ствительности
она
наблюдается
только в утренние и вечерние часы. В остальное время суток термический режим почвы отличается от воздуха, причем различие возрастает по мере приближения к поверхности почвы.
На рис. 3 9 дан суточный х о д температуры почвы на разных глубинах в мае (по наблюдениям в Павловске). О н характеризует контрасты
температуры, которые испытывают прорастающие растения как в суточ.86
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, расположенные 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, температурные 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 ЕОЗд у х а , за исключением тех случаев, когда почва затенена травостоем
или древесной ра'стительностью.
В табл. 4 0 приводятся средние максимальные и минимальные разности максимальных температур поверхности почвы (черный пар) и возд у х а на высоте 2 м по наблюдениям
Агрогидрометеорологического
института на опытных пунктах под Ленинградом (Овцино) и на Северном Кавказе (Майкопская опытная станция В с е с о ю з н о г о института растениеводства). 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 40
Разности А максимальных температур поверхности черного пара и воздуха на 2 м
Овцино
Годы
V
А ср
1937
1938
1939
9
6
9
Д
„ Д
макс
мин
16
12 •
16
1
0
0
Шунту к
VI
IV
д
д мин
' с р h макс
д мин
А ср Д
макс
8
9
12
12
16
24
V
А
"ср
д макс Д мин
4
7
0
—
—
15
24
—
.
4
—
—
18
26
—
5
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 максимальной 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 наибольшие 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 соответствующие прямые, причем прямая для Павловска при той же высоте
солнца дает меньшие разности температур, что вполне объясняется
большей влажностью почвы в Павловске 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 различия могут быть еще больше, но
связь с высотой солнца сохраняется
и в этом случае. Это позволяет,
зная максимальные температуры воздуха, дать приближенную характеристику абсолютных
максимумов
температуры поверхности оголенной
25 At"
минеральной почвы на разных широтах, учитывая годовой ход полуденРис. 40. Изменение разности Дt маной
высоты солнца.
ксимальных температур поверхность
почвы — воздух в зависимости от
Приведенные в табл. 41 абсовысоты солнца А 0 в среднем за яслютные
максимумы температуры
ные дни по месяцам.
возможны
на поверхности совер1 — Тбилиси (1880, 1888—1890 гг.); 2 — Павшенно сухой почвы, оголенной или
ловск (1901—1910 гг.).
покрытой редкой, не затяняющей
почву растительностью, в условиях солнечной погоды.
Особый интерес представляет минимальная температура поверхности почвы.
Т а б л и ц а 41
Абсолютные максимальные температуры поверхности почвы по месяцам
для широтных зон (летом почва обнаженная, зимой покрытая снегом)
Широта
1
И
111
IV
V
VI
VII
VIII
45°
50
55
60
65
30.
20
0
0
0
40
25
15
0
0
50
40
30
25
0
60
55
50
45
40
65
65
60
55
55
70
70
65
60
60
70
70
65
60.
60
70
65
60
55
55
1
1Х
X
XI
XII
60
55
50
45
35
50
40
40
35
30
40
30
20
15
10
30
20
15
10
6
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
-88
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 42
Разности Д минимальных температур поверхности почвы и воздуха
на высоте 2 м
Месяцы
Павловск (1896—1905)
оголенная почва
Д
V
IV
Д
=Р
—1
—1
- 5
- 5
Полтава (1910—1913),
оголенная, разрыхленная
Месяцы
почва
Д
кр
3
3
IV
V
ср
- 3
—3
—7
3
-9
1
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 располож 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 43
Средние разности минимальных температур поверхности почвы и воздуха на 2 м
в ясные и пасмурные ночи. Тбилиси, 1880, 1888—1890 гг.
Ночи
Ясные . . . .
Пасмурные. .
III
IV
V
VI
VII
VIII
IX
-1,6
-1,0
-1,1
-0,2
-0,4
0,2
0,4
0,3
0.6
-0,4
0,8
0,6
0,2
0,0
-0,9
-0,6
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 8
МИКРОКЛИМАТ ПШЕНИЧНОГО ПОЛЯ В ПЕРИОД
РАЗВИТОГО ТРАВОСТОЯ
В фазу сев — всходы, как уже указывалось, микроклимат сельскохозяйственных 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 сожалению, 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 утверждают, 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 использовать.
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 многообр а з и е микроклимата травянистой растительности, его зависимость о т
мощности травостоя, агротехнических приемов, погодных и климатических условий.
На рис. 41 представлено изменение максимальной температуры
воздуха по вертикали в слое от поверхности почвы до 2 0 0 см в пшенице по наблюдениям в Е р ш о в е (район Саратова) и Овцине (район Ленинграда). Д л я сравнения почти во всех случаях приводятся параллельные данные 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 соответствует 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
.90
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 воздействием 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
200
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
100
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.
200
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 100
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
200
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 при100
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
Суточный расход влаги растениями при
разной мощности травостоя в степной зоне
(в мм)
200\
CQ
Г
100
Оценка травостоя
л
Цветение—молочная
спелость
1,5
2,3
3,0
НЫЙ
отлич-
/
хороший
удовлетворительный
Фаза
плохой
|
t
,
3,7
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
тепла в сутки при плохом травостое 8 0 —
9 0 кал/см2
и при отличном — 2 0 0 — 2 2 0
кал/см2.
С л е д о в а т е л ь н о , в первом случае
на н а г р е в а н и е почвы и "воздуха п о й д е т на
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 .
Рис. 41. Изменение максимальной температуры воздуха с высотою в отклонениях от максимума на высоте 2 м.
Л — Овцино, 1940 г.; пшеницам
колошение — цветение; Б—то ж е ,
цветение—молочная спелость; В—
то же, молочная
спелость —
уборка. /—3пшеница, зеленая масса 3,0 кг/м -, 2II — пшеница, зелена»
масса 1,2 кг/иг ; III — черный пар;
Г— Ершово; пшеница, ц в е т е н и е молочная спелость. / — 1935 г.,
урожай 10,8 ц/га; II— 1933 г., урожай 4,0 ц/га.
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 45
Температура почвы при разном количестве растительной массы. Яровая
пшеница, фаза выхода в трубку
Вес сырой массы
380 г
Глубины
(в см)
0
5
10
939 г
Часы наблюдений
7
13
21
19,5
18,1
18,6
31,9
27,1
26,4
19,0
21,6
24,4
Л
13—7
12,4
9,0
7,8
7
13
21
18,9
17,8
18,0
28,1
24,3
23,4
18,3
20,7
22,8
Д
13-7
9,2
6,5
5,4
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
воздуха
Температура почвы
Характер поверхности почвы
поверхность
3 см
10 см
на высоте роста
растений
2 м
19,7
20,2
20,3
20,7
19,9
17,8
18,0"
17,9
Ясно
Пшеница
. . . .
Черный пар . .
25,9
32,6
22,9
26,4
Пасмурно
Пшеница
. . . .
Черный пар . . .
19.4
21,2
19,4
20,5
18,0
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 нагревание 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 среднемза 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 расход 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 рассмотренодополнительно. Учет естественной зональности позволит нам лучше
оценить метеорологическую эффективность этих мероприятий.
На рис. 42, А представлена схема распределения радиационногобаланса пшеничного поля за дневные часы суток в среднем за< вегетационный 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 радиащионного 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 парообразования.
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 территории 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 интенсивности испарения. Чем больше испарение, тем больше градиенты влажности.
Микроклиматические особенности в ночные часы определяются интенсивностью 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 обильном 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 поверхн 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 агрометстанций под Ленинградом, Саратовом и Ростовом на Дону.
На р и с . 43 дана схема- изменения температуры по вертикали в приземном 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 микроклимата пшеничного поля на фоне общего уровня температуры и. суточной ее амплитуды. Он дает возможность сделать следующие выводы
в отношении полей, типичных для сравниваемых зон, в условиях
естественного увлажнения.
•34
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•см
А
см
Б
Р и с . 43. Схема изменения температуры по вертикали в приземном слое возд 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 мероприятий, 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 ) , значит 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 темпер 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 (Мелянопус 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 47
Температура поверхностных слоев почвы в 13 часов (1934—1935 гг.)
Почва на глубине
Фаза
3 см
неорошаемая
орошаемая
10 см
Д
неорошаемая
орошаемая
д
После первого полива
Кущение—колошение .
Выколашивание . . . .
28.5
26,4
24,5
26,0
4,0
0,4
21,6
20,8
19.8
20,0
1,8
0,8
23,9
22,3
20,8
21,4
3,1
0,9
После второго полива
Цветение—налив зерна
Дозревание
. . . . . .
31,7
27,7
21,9
24,6
9,8
3,1
К а к видно из т а б л и ц ы , в первые дни после в т о р о г о полива темпер 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
48
Температура и относительная влажность воздуха в 13 часов
Воздух на высоте
10 см
Фаза
неорошаемая
орошаемая
рабочего листа
Д
3
неороорошае• Д
ш а е м а я 1 мая
о
о
<м
Температура воздуха
После первого
полива
Кущение—выход в
трубку
Стеблевание—колошение
24,2
22,4
1,8
23,4
22,2
1,2
27,2
25,4
1,8
25,4
25,4
1,0
30,6
28,9
26,3
27,4
4,3
1,5
29,1
27,2
27,0
26,4
2,1
0,8
После второго
полива
Цветение—налив
зерна
Дозревание
Относительная влажность воздуха (в % )
После
первого
полива
Кущение—выход в
трубку
Стеблевание—колошение
48
62
14
48
59
11
36
45
56
11
40
49
9
34
34
47
62
55
28
8
34
46
48
51
14
5
33
40
После
второго
полива
Цветение—налив
зерна
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 испарения. С ним связана и плохая аэрация поливных полей не только
в почве, но и среди травостоя.
7
С. А. Сапожникова
97
Глава 9
СРАВНИТЕЛЬНАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА НЕКОТОРЫХ
ОСОБЕННОСТЕЙ МИКРОКЛИМАТА ОТДЕЛЬНЫХ
СЕЛЬСКОХОЗЯЙСТВЕННЫХ КУЛЬТУР
Сравнительная характеристика микроклимата различных сельскохозяйственных 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 найд 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 49
Температура почвы картофельного поля на глубине 15 см. Хибины, 1934 г.
Характер поверхности
почвы
Минеральная почва, гребни
Торф: гребни
ровное поле . : . .
VI
Ml
VIII
IX
2
3
1
2
3
1
2
3
1
8,0
7,7
6,3
13.0
9,9
9,0
12,4
11,9
9,7
18,4
15,9
14,8
17,2
15,5
14,7
14,9
14,4
13,8
11,3
11,4
11,1
10,9
11,1
11,0
9,9
9.9
11,0
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 наблюдений, 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 темп 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
.98
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 50
Разности минимальных температур поверхности оголенной почвы на
метпощадке и на высоте роста культур. Овдино, 1937 г.
VII
Культуры
Лен
Пшеница . . . . . .
Картофель
Помидоры
Подсолнух
Клевер—овес . . .
Просо
. . . . . . .
VIII
IX
3
1
2
3
1
2
0,1
0,4
0,7
0,0
0,0
0,6
-0,2
-0,1
0,3
—0,3
—0,4
0,2
0,2
0,0
0,4
—0,2
—0,2
0,4
0,0
-0,3
0,6
-0,4
—0,8
—0,2
—0,2
—0,2
-0,4
-0,7
- 0,8
-0,8
-0,6
-0,9
—
—
—
—
•
—
—
—1,3
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 51
Температура почвы на глубине 10 см 5/VIII 1937 г.
Группа
Температура
та
яа
и
5 о.
s
и I
I_ ь§г
Группа II
та
я
м
т
«О CD
m
М <и
С и
tч
га
и
га
и
О
Группа III
кв
рг
О)
я
ч
о
иЕ(
о
С
-
о
к
он £яя
о га
го
О. а)н
S
С sr
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 20,4
Минимальная
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 15,1
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 5,3
Примечание.
7.;.
В часы максимума температурные различия наибольшие.
99
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.
1 — п о д свеклой;
2 — под в ы с а д к а м и ; 3— черный пар; 4— в воздухе (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 значит 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 температ 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 поверхности 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 вегетации 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, благод 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 прим 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 культ 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 52
Повторяемость различных градаций разностей температур в слое 25—100' см
(в процентах к общему числу наблюдений)
Разности температур
Тип градиента
Всего
0,1-0,5
0,6-1,5
1,6-3,5
3,6-5,5
5,6-7,5
Хлопок
Инверсия . . . .
Сверхадиабатический градиент .
5
3
0
0
1
9
11
27
16
1
0
55
Люцерна
Инверсия
. . . .
Сверхадиабатический градиент .
7
9
20
10
2
48
8
3
1
0
0
12
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 температуры 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 53
Повторяемость различных градаций разностей температуры в слое 1—50 см
(в процентах к общему числу случаев)
Разность температур
Период
До 15/VI
После 15/V1I
0-0,5
0,6-1,5
1,6-3,5
3,6-5,5
5,6-7,5
1
13
5
31
19
37
26
13
24
3
7,6-9,5 9,6-11,511,6-13,5
18
2
6
1
1
0
По мере роста хлопка изменение температуры по вертикали ослабевает, и если в первый период преобладали разности в пределах от 3 , 6
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 54
Влияние укосов люцерны на распределение
температуры по вертикали
Высота, м
Люцерна
До укоса
После укоса
0
0,5
2,0
29,3
40,1
29,0
34,2
33,1
34,0
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 термический режим корневой системы.
Подытоживая все сказанное, мы приходим к выводу о большом разнообразии 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
.102
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. Многочисленные 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 минеральных 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 теплоемкость. Поэтому климатообраз у ю щ а я р о л ь т о р ф а меняется в зависимости от е г о
увлажнения. Последнее обычн о наиболее в а р ь и р у е т в летний 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 очеса). В о с т а л ь н о е время года,
когда наблюдается превышение 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 приРис. 45. Годовой ход температуры почвы:
ближаются к неосушенным.
минеральный (/), торфяной осушенной (2),
Варьированием
влажноторфяной неосушенной (5).
сти о б ъ я с н я е т с я о т ч а с т и проА — глубина 0,4 м; Б — глубина 0,8 м.
тиворечивость и неопределенность 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 .
Влияниена 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 .
Д л я х а р а к т е р и с т и к и г о д о в о г о хода т е м п е р а т у р ы в т о р ф я н о й п о ч в е
на рис. 4 5 п р е д с т а в л е н х о д т е м п е р а т у р ы п о ч в ы минеральной и т о р ф я н о й , ,
о с у ш е н н о й и н е о с у ш е н н о й . П р е ж д е всего о т м е ч а е т с я тот ф а к т , что с глуб и н о ю р а з л и ч и е т е р м и ч е с к о г о р е ж и м а т о р ф я н о й почвы и м и н е р а л ь н о й
в о з р а с т а е т к а к летом, т а к и з и м о й . Э т о с в и д е т е л ь с т в у е т о т о м , что р а з л и ч и е в т е р м и ч е с к о м р е ж и м е о п р е д е л я е т с я свойствами самой почвы,
а не другими в н е п о ч в е н н ы м и ф а к т о р а м и ( н а п р и м е р , к о л и ч е с т в о м п о г л о щ е н н о й р а д и а ц и и или р а с х о д а м и т е п л а на и с п а р е н и я ) , т а к к а к в п о с л е д нем случае р а з л и ч и я с глубиною с г л а ж и в а л и с ь б ы . Г л у б и н а п р о м е р з а н и я
103,
на о о л о т а х м е н ь ш е , чем на минеральных п о ч в а х , но о т т а и в а н и е з а м е р з ших п о ч в на б о л о т а х , о с о б е н н о осушенных, п р о и с х о д и т значительно медленнее. В р е з у л ь т а т е д а ж е под Л е н и н г р а д о м в т о р ф я н о м грунте были
с л у ч а и н а х о ж д е н и я мерзлоты на глубине 3 0 — 7 5 см д о в т о р о й половины
и ю л я . Н а о с у ш е н н ы х б о л о т а х Кольского п о л у о с т р о в а б ы л а о б н а р у ж е н а
д а ж е вечная мерзлота, причем о б р а з о в а н и ю последней, п о в и д и м о м у , с п о с о б с т в о в а л а именно о с у ш к а б о л о т , б л а г о д а р я к о т о р о й т е п л о п р о в о д н о с т ь
грунта уменьшена к а к р а з в летний, б о л е е сухой п е р и о д , т. е. в период
п о с т у п л е н и я тепла в почву.
Ч т о с о х р а н е н и ю м е р з л о т ы с п о с о б с т в у е т именно сухость почвы, п о д т в е р ж д а ю т д а н н ы е С. Г . П а р х о м е н к о , у к а з ы в а ю щ и е на исчезновение
п е р е л е т к о в м е р з л о т ы после д о ж д л и в о г о л е т а .
С у т о ч н ы й х о д т е м п е р а т у р ы в т о р ф я н о й почве сглаживается на глуб и н е 2 0 см, но на п о в е р х н о с т и сухой т о р ф я н о й почвы он очень велик,
б о л ь ш е , чем на минеральной п о ч в е .
С н я т и е верхнего, е щ е не р а з л о ж и в ш е г о с я слоя мха (очеса) с п о с о б ствует у м е н ь ш е н и ю с у т о ч н о й амплитуды т е м п е р а т у р ы
поверхностных
слоев почвы.
Т а б л и ц а 55
Температура почвы и припочвенного слоя воздуха
на торфянике. Мурманск (совхоз Роста), 22/VI 1934 г.
Почва (глубина,
см)
Торф
Воздух
(высота
2 см)
5
0
8,4
8,2
8,0
10,5
9,6
10,4
25,0
24,1
24,3
22,6
15
2 - 3 часа
С очесом
Без очеса
6,5
6,6
1 2 - 1 3 часов
С очесом
Без очеса
6,3
6,7
12,9
10,1
К а к видно из данных т а б л . 5 5 (по материалам А г р о г и д р о м е т и н с т и т у т а ) , изменение т е м п е р а т у р ы о т 2 — 3 к 1 2 — 1 3 часам на поверхности
т о р ф а с очесом д о с т и г а л о 17°, а на т о р ф е без очеса — всего 1 4 ° . Э т о
р а з л и ч и е с о х р а н я е т с я и в приземном слое в о з д у х а .
П о наблюдениям на Р а м е н с к о м б о л о т е за п е р и о д 1 9 1 4 — 1 9 1 7 гг.,
т е м п е р а т у р а п о в е р х н о с т и почвы в июне к о л е б а л а с ь от — 1 0 ° (абсолютный минимум) д о - j - 5 1 ° ( а б с о л ю т н ы й максимум), в июле с о о т в е т с т в е н н о
—7 и +60°.
А. Д . Дубах показал, что даже в районе М о с к в а — К а л и н и н — Н о в г о р о д , не г о в о р я о более северных р а й о н а х , на с л а б о о с у ш е н н ы х б о л о т а х ,
з а н и м а ю щ и х д е с я т к и тысяч г е к т а р о в , з а м о р о з к и на п о в е р х н о с т и почвы
б ы в а ю т в о все л е т н и е месяцы, причем не в виде отдельных случаев,
а с п о л н о й о б е с п е ч е н н о с т ь ю за к а ж д ы й месяц.
.104
Г л а в а 10
МИКРОКЛИМАТ СКЛОНОВ
Д а ж е в равнинных условиях Европейской территории СССР различно
ориентированные склоны составляют значительный процент от о б щ е й
площади, и потому характеристика микроклимата склонов представляет
большой практический интерес.
Большое влияние на климатические границы растений имеет микроклимат как северных, так и южных склонов. Благодаря особенностям
микроклимата склонов, растения, в том числе и культурные, могут значительно выходить за пределы их сплошного распространения.
Ориентировка и крутизна склона определяют местные о с о б е н н о с т и
притока солнечной радиации (см. стр. 2 1 — 2 2 ) . Н о этим не ограничиваются особенности склонов. Обычно они лучше дренируются, чем ровные
места. Снег на южных склонах стаивает раньше, благодаря повышенному
притоку солнечной радиации. Последнее обстоятельство способствует
быстрому испарению задержавшейся в почве влаги, в результате чего
травостой на южных склонах изреживается. Снижение влажности почвы
о с о б е н н о резко сказывается на южных склонах, где сток воды больше
благодаря их слабой задерненности. Южные склоны в преобладающем
большинстве случаев покрыты скелетной почвой, не удерживающей в о д у .
В конечном итоге микроклимат склонов определяется не столько
различием в приходе солнечной радиации, сколько вторичными факторами: влажностью почвы, мощностью травостоя.
Большое влияние на микроклимат склонов оказывает ветер, усиливая
отдачу тепла из почвы в воздух.
Сложный комплекс факторов, определяющих микроклимат склонов,
затрудняет изучение закономерностей его формирования.
В качестве примера резкого влияния экспозиции склона на температуру почвы как элемент микроклимата можно привести результаты
наблюдений студентов кафедры климатологии Ленинградского государственного университета. Наблюдения производились при ясной тихой
погоде в окрестностях Ленинграда на холме крутизною порядка 2 0 — 2 2 °
.(табл. 56). Северный склон был покрыт густым травостоем с сомкнутой
дерновиной, почва влажная. На южном склоне травостой не сомкнут,
•верхние горизонты скелетной почвы сухие.
Т а б л и ц а 56
Разности
температуры почвы южного и северного склонов
на глубине 10 см (южный склон теплее северного). Саблино,
17/VII 1938 г.
Часы
Почва
10
11
12
13
14
15
16
. . . .
8,4
9,8
11,8
14,0
16,1
15,6
15,7
Покрытая травой . .
3,2
3,4
4,3
5,4
6,2
6,8
7,4
Оголенная
1
1
Почва была оголена 14/VII.
105,
Бол1шое различие в температуре оголенной почвы определяется не
только различием в приходе солнечной радиации, но и интенсивным
испарением с влажной почвы северного склона.
При меньшей крутизне ( 1 0 — 1 5 ° ) , при отсутствии существенных различий в самой почве и ее покрове и особенно при южном ветре температура почвы северных и южных склонов практически не различается.
В качестве примера можно привести результаты наблюдений Агрогидрометеорологического института также в окрестностях Ленингра а (табл. 5 7 ) .
Т а б л и ц а 57
Температура почвы на южном и северном склонах
при ясной погоде. Овцино, 13/V1I 1936 г.
Характер
поверхности
Южный склон
Северный склон
Глубина, см
5
15
5
15
25,4
19,2
20,0
17,1
11 ч, —12 ч. 30 м.
Пар . . .
Луг . . .
24,5
21,4
19,8
18,6
2 ч. 33 м,—4 ч. 25 м.
Пар . . .
Луг . . .
15,9
17,4
17,8
17,7
15,7
15,8
18,2
16,7
Относительному снижению температуры оголенного южного склона
(пар) по сравнению с северным способствовало то, что он в период
наблюдений был н; ветренным. Почва, несколько защищенная от ветра
луговой растительностью, на фоне более низкой, чем на пару, температуры была на южном склоне все же теплее по сравнению с северным.
Пример влияния экспозиции склона на температуру воздуха представлен в табл. 58.
И з табл. 58 видно, что экспозиция склона существенно сказывается
лишь на температуре самого приземного слоя воздуха. Как и следовало
ожидать, в пасмурную погоду разности температуры сглаживаются.
Разности минимальных температур объясняются не экспозицией склона,
а тем, что южный склон был обращен к теплому в ночные часы морю,
северный ж е выходил в балку, защищенную от теплого влияния моря.
При прочих равных условиях минимальная температура на Южном.
склоне того ж е порядка, что и на северном.
В табл. 5 9 приводится суточный х о д температуры воздуха на высоте
2 5 и 150 см
над оголенной почвой южного и северного склонов:
(см. текст к табл. 5 6 ) . В то время как днем на высоте 2 5 см разности
д о х о д и л и д о 5°, в 4 часа и 2 0 часов они составляли 0 , 6 — 0 , 7 ° . На высоте
1 5 0 см разности невелики как днем, так и вечером.
.106
Н о при однородности минимальных температур склоны различаются',
по своей м о р о з о о п а с н о с т и . Наиболее морозобойными склонами считаются?
восточные и юго-восточные по причине резкого подъема температурь®
Т а б л и ц а 58
Средняя температура воздуха за 9 дней иа южном
и северном оголенных
склонах (крутизна склонов
около 20°). Батуми (Ботанический сад), IX—X 1935 г.
Высота,
Склон
50
25
см
10 0
150
22,6
22,0
0,6
22,0
21,8
21,9
-од
21,6
21,8
-0,2
13 часов, ясно
28,0
23,8
4,2
Южный .
Северный
Разность
25,2 | 23,8
22,6 ; 22,2
2,6 I 1,6
21,8
0,2
13 часов, пасмурно
Южный
Северный
Разность
24,4
23,4
1,0
. . . .
. . . .
23,0
22,4
0,6
22,5
22,1
0,4
Перед восходом солнца, ясно
Южный
Северный
Разность
17,7
16,8
0,9
. . . .
. . . .
18,8
18,0
0,8
19,3 !• 19,6
18,9
19,1
0,4 1 0,5
19,8
19,4
0,4
Перед восходом солнца, пасмурно
Южный
Северный
Разность
. . . .
. . . .
20,1
19,7
0,4
20,4
20,0
0,4
П р и м е ч а н и е . Днем
ветер, ночью — восточный.
20,7
20,3
0,4
20,9
20,4
0,5
21,0
20,6
0,4
преобладал западный
Т а б л и ц а 59>
Температура воздуха на южном и северном склонах. Саблино,
16/VII 1938 г.
Ч.сы
8
6
12
14
16
18
32,6
31,2
1,4
35,8
30,8
5,0
32,6
28,6
4,0
26,5
25,0
1,5
30,9
30,6
0,3
30,1
29,6
0,5
25,4
24,1
1,3
10
20
На высоте 25 см
Южный
Северный
Разность
. . . .
. . . .
14,9
14,3
0,6
19,7
21,8
-2,1
. . . .
. . . .
14,9
14,6
0,3
19,3
20,7
-1,4
28,4
27,8
0,6
32,0
31,4
0,6
На высоте 150
Южный
Северный
Разность
26,7
27,1
-0,4
30,4
29,9
0,5
см
30,4
30,5
-0,1
в утренние часы и связанного с ним быстрого размерзания растительных:
тканей, вызывающего их повреждения.
107,
На рис. 4 6 представлены изоплеты температуры воздуха на восточн о м и западном склонах по наблюдениям В. А . Смирнова. В утренние
•часы 23/И 1 9 3 5 г. в районе Сухуми на восточном склоне у ж е в 8 ч. 2 0 м.
^наблюдается инсоляционяый тип распределения температуры по вертижали: у земной поверхности 9 ° , а на высоте 1 , 5 м 6 ° , на западном же
-склоне в э т о время имеет место еще инверсия температуры, и у почвы
температура равна 3°. К 9 ч. 2 0 м. на восточном склоне температура
_у земли достигает 12°, а на западном — лишь 5°. Этот пример х о р о ш о
^иллюстрирует быстрый рост температуры утром на восточном склоне
то сравнению с западным.
Рис. 46. Изоплеты температуры в приземных слоях воздуха на
различно ориентированных склонах Абхазии. Совхоз „Ильич",
1935 г.
А — восточный склон; Б — западный склон.
Оказывая непосредственное воздействие на термический режим возд у х а и почвы, экспозиция склонов тем самым регулирует и влажность
воздуха.
Т а б л и ц а 60
Как видно из табл. 6 0 , сущеОтносительная влажность (в %).
ственные разности влажности также
Батуми (Ботанический сад),
сентябрь—октябрь 1935 г.
приурочиваются лишь к самым при13 час., ясно
земным слоям воздуха.
Влияние экспозиции склонов на
Высота, см
микроклимат
является хорошим приСклон
мером взаимодействия
физико-гео25 50 100 150
5
графических факторов. Особенности
микроклимата склонов определяют их
54 63 64 69 70
Южный . ' . .
почвенный и растительный покровы,
70 71 72 72 72
Северный . .
последние, в свою очередь, у с у г у б Разность . . . —16 —8 —8 —3 —2
ляют различия микроклимата. Отсюда
можно сделать вывод, что преимущ е с т в а и недостатки микроклимата склонов можно усиливать и ослаблять, изменяя растительность и почву.
Для повышения термического преимущества южных склонов в северн ы х условиях необходимо выбирать участки со слабыми скоростями
«ветра или искусственно защищать их от ветра.
.108
Вывод о преимущественном влиянии экспозиции склонов на м и к р о климат самых приземных слоев воздуха и почвы не противоречит тому,
что экспозиция склонов (например, в Средней Азии) оказывает р е ш а ю щее влияние на древесную растительность. Нормальное развитие ореховых и кленовых лесов на северных склонах Гиссарского хребта, приполном их отсутствии на южных, определяется обеспеченностью влагой,
которая аккумулируется в мощном почвенном слое (до 2 м ) за счетосадков холодного периода, в то время как скелетная почва южных
склонов не способна сохранить эту влагу.
Следовательно, наличие леса на северных склонах в данном случае?
определяется климатом почвы и прилегающих к ней слоев воздуха..
Глава
11
СНЕЖНЫЙ ПОКРОВ И ЕГО МИКРОКЛИМАТ
Характер залегания снежного покрова находится в непосредственной; 1
зависимости от местных условий. На него оказывает влияние не толькодревесная растительность, холмы и овраги, но и остатки травянистой
растительности, гребни и борозды на пашне. Снег легко сдувается^
с участков, подверженных большим скоростям ветра, и, наоборот, накапливается в местах затишья, причем решающую роль оказывает скорость,
ветра непосредственно у самой снежной поверхности. Последнее обстоятельство имеет большое практическое значение, так как позволяет пр№
искусственной регулировке снежного покрова ограничиваться изменением.,
скорости ветра в самых нижних слоях воздуха.
Рассмотрим распределение снежного покрова на некоторых элементарных формах рельефа при условии преобладания определенного направления ветра. На рис. 4 7 представлены схемы распределения снегонакопления у отвесной стенки (обрыва), во рву с отлогими склонами, у узкой;
гряды с крутыми и пологими склонами, у отдельно стоящей небольшой,
возвышенности (по Г. Д . Рихтеру).
У основания наветренной отвесной стенки вследствие завихрения?
образуется жолоб выдувания. Снег из жолоба выбрасывается навстречу^
ветру, образуя сугроб. Над краем обрыва мощность уменьшается
благодаря сдуванию (рис. 4 7 , А).
У края подветренного обрыва;(рис. 47, Б) образуется клювовидный снежный козырек, иногда и з о гнутый книзу. У основания обрыва образуется тоже сугроб, наметенный;,
вихрями.
Ров с пологими склонами (железнодорожная выемка, долина ручья,
речки) на подветренном склоне имеет сугроб с козырьком-завитком, наветренный склон лишен снега. Нарастание сугроба на подветренном.)
склоне может привести ров к полному его заносу (рис. 4 7 , В). Но г л у бокие выемки могут считаться практически незаносимыми, так как возникающие в глубоких выемках завихрения выбрасывают из них:
снег. Для различных районов глубина таких незаносимых
выемок;
различна.
С пологого наветренного склона узкой гряды (рис. 47, Г ) снег с д у вается, у вершины подветренного крутого склона образуется карниз*,
основание крутого склона заносится снегом.
109,
Небольшая отдельная возвышенность (холм, бугор, стог сена) с под«етренной стороны имеет ж о л о б выдувания, а за ним плоский языкообразный сугроб. С наветренной стороны также обычно имеется ж о л о б
'выдувания (рис. 4 7 , Д).
Снежный покров по преимуществу сглаживает неровности рельефа,
«в том числе террасообразные уступы на склоках долин, мелкие западины
т т. п.
Для количественной характеристики мощности снежного покрова
в различных формах рельефа можно привести результаты наблюдений
В . П. Мосолова на трех склонах в Камско-Устьинском районе Татарской
А С С Р в 1 9 4 0 г. (табл. 61).
Верхняя часть склона имеет наименьший снежный покров. В нижней
•части склона и в долине мощность его больше.
Щ В климатологических справочниках при характеристике залегания
«снежного покрова приняты термины „защищенный" и „открытый" участок.
„Защищенным" считается закрыТ а б л и д а 61
тый от ветра участок в саду, в населенном пункте, на поляне. „ОтВысота снежного покрова на
крытым" называется участок, до3 склонах (в см)
ступный влиянию ветра. В табл. 6 2
Склон-ы
в
качестве
примера
приводится
Местоположенйе
мощность снежного покрова на двух
1
•2
таких пунктах,
расположенных
в
з
непосредственной близости друг от
друга и отличающихся,
следова31
23
^Водораздел . . .
25
тельно, лишь местными условиями.
16
Верхняя часть . .
24
17
•Средняя
„ . .
22
16
30
На защищенном участке мощность
•Нижняя
„ . .
31
33
18
снежного покрова в среднем почти
60
94
28
в 2 раза больше,
чем на
открытом.
Излишнее накопление снега, снежные заносы играют отрицательную
роль, особенно для транспорта. Борьба со снежными заносами построена
® основном на принципе задержания снега в стороне от дороги различ-
аю
ными преградами (заборами, щитами, живыми изгородями). Н а и б о л е е
распространены сквозные щиты, состоящие из деревянных
планок
с просветами. Они устойчивы и собирают большие сугробы снега по
Т а б л и ц а 62
Высота снежного покрова на 15-е число каждого месяца
(в см)
Участок
XI
XII
I
11
III
IV
Защищенный . . . .
Открытый
. . . .
4
3
16
10
31
16
46
26
50
26
19
3
о б е стороны от себя. С наветренной стороны щита накапливается широкий плоский сугроб. В непосредственной близости от щита снегонакопления не происходит (рис. 4 7 а ) .
На подветренной стороне щита
происходит наибольшее снегонакопление,
причем
сугроб
имеет
обычно
клювовидный
гребень. Когда гребень на подветренной стороне достигает 3 / 4
или полной высоты щита, на- Рис. 47а. Схема снегонакопления у сквозчинается заполнение
выемки
ного щита.
щита, и снег б у д е т переходить
через препятствие. В о избежание этого, при больших накоплениях снега
щиты переставляют на вершину с у г р о б а .
Действие живых изгородей аналогично кулисам, а также лесным
полосам. Накапливая в с е б е снег, они тем самым предохраняют от
снежных заносов железные, шоссейные и прочие дороги.
Влияние леса и полезащитных полос на мощность снежного покрова
рассматривается в соответствующих главах. В главе 17 мы рассмотрим
метеорологическую эффективность специальных мероприятий по снегозадержанию. Сейчас же обратим наше внимание на климатообразующую
роль снежного покрова, его влияние на термический и радиационный
режим приземных слоев в о з д у х а и о с о б е н н о почвы.
Большая отражательная способность снежного покрова освещена
в главе 1. Эта особенность снега играет большую роль в его тепловом
режиме и препятствует его прогреванию и таянию. Именно этим обстоятельством можно объяснить тот факт, что в процессе таяния снега
адвективное тепло может конкурировать с радиационным.
Увеличение рассеянной радиации за счет отражения от снежного
покрова приводит к увеличению радиационного баланса соседних поверхностей, не покрытых снегом, и тем еще больше увеличивает контраст
в их нагревании. Таяние снега идет интенсивнее у ствола дерева,
у стеблей травостоя, при этом в снежном покрове образуются своеобразные „воронки таяния".
111,
Снежный покров не только отражает, но и пропускает сквозь себя
солнечную радиацию. Прозрачность снега меняется в зависимости о т
его структуры, воздушных вкраплений, их формы и размеров, степени
заполнения водою. Имеются основания предполагать, что на прозрачность
н е к о т о р о е влияние оказывает также температура снега, так как с температурой связано содержание водяного пара в воздушных полостях.
Коэфициент прозрачности снега Р определяется П. П. Кузьминым
по формуле / г = / 0 Р г , где / 0 — напряжение радиации, вошедшей в снежный покров через его верхнюю границу; 1 г — радиация, пропущенная
снегом ниже уровня z. По данным Н. Н. Калитина, для с у х о г о снега
коэфициент прозрачности порядка 0 , 9 0 , для мокрого снега 0 , 6 5 .
Таблица 6 3 характеризует послойное поглощение суммарной солнечной радиации при разных значениях коэфициента прозрачности (по
П. П. Кузьмину). В первом 5-сантиметровом слое снега в зависимости
от коэфициента прозрачности поглощается от 3 4 до 8 8 ° / 0 солнечной
энергии, вошедшей в снег. Десятисантиметровый слой поглощает от 5 6
д о 9 8 % . При самых неблагоприятных условиях радиация проникает не
глубже 2 0 см. При наиболее благоприятных условиях радиация поглощается в слое д о 6 0 см, и, следовательно, при большей мощности
снежного покрова все ниже расположенные слои снега и поверхность
почвы можно считать почти полностью изолированными от влияния
солнечных лучей. ~
Т а б л и ц а 63
Послойное поглощение суммарной солнечной радиации, при различных
значениях Р , в процентах от радиации, вошедшей в снег
Р
Д2
0,92
0,90
0,88
0,86
0,84
0,80
0,75
0,70
0,65
0-5
34,4
41,0
47,2
53,0
58,0
67,2
76,3
83,2
88,4
5—10 1 0 - 1 5 15—20 2 0 - 3 0 30—40 40—50 5 0 - 6 0 > 6 0 см
22,4
24,2
24,9
24,9
24,3
22,0
18,1
14,0
10,3
14,9
14,2
13,2
11,7
10,2
7,3
4,3
2,3
1,2
9,7
8,5
6,9
5,5
4,2
2,3
1,0
0,4
0,1
10,7
7,9
5,6
3,8
2,6
1,1
0,3
4,6
2,8
1,6
0,9
0,4
0,1
2,0
1,0
0,4
0,2
0,1
0,9
0,3
0,1
0,7
ОД
ОД
—
од
—
—
Значительно большей прозрачностью отличается лед. Его коэфициент
прозрачности 0 , 9 6 — 0 , 9 8 . Так, лед, толщиною в 7 см, пропускает сквозь
себя более 7О°/ 0 солнечной радиации. Так как лед даже в тонких пластинах совершенно не прозрачен для длинноволновых лучей, то о б р а зование ледяной корки на поверхности снега или земли при наличии
солнечной радиации создает условия, способствующие оттаиванию снега
и почвы и ее прогреванию.
На озимых полях такие ледяные корки, особенно если они лежат
непосредственно на травостое и сверху не прикрыты снегом, содействуют
преждевременному п р о б у ж д е н и ю жизнедеятельности озимых культур, что
может привести к их повреждению.
.112
Н а д снежным покровом наблюдается преимущественно инверсия т е м пературы, которая возрастает в ясную тихую погоду (температура возд у х а над снежным покровом вкратце освещена в главе б). При температуре в о з д у х а свыше 0 ° , которая над снежным покровом наблюдается
при адвекции теплого воздуха, инверсия температуры тем больше, чем
выше температура воздуха. На рис. 4 8 представлено изменение инверсии
температуры в слое 2 0 — 1 5 0 см в зависимости от температуры на высоте
1 5 0 см. Эта инверсия называется снежной, так как она непосредственно
связана с наличием с н е ж н о ю покрова,
температура
которого
не
может быть свыше 0 ° .
Снежный покров является своего
рода термоизолятором, причем ведущ у ю роль в этом отношении, кроме
его мощности,
играет
плотность.
Плотностью снега называют отношение объема воды, полученной из
снега, к взятому о б ъ е м у снега. Плотность свежевыпавшего снега зависит
от температуры воздуха при снегопаде (табл. 6 4 , по В. Н . Оболенскому). Чем выше температура, тем
плотнее снег.
П о Б. П. Вейнбергу, плотность
в течение месяца в среднем на 1О°/ 0 .
снега на 15-е число каждого месяца
в нескольких точках СССР.
-1,0
Рис. 48. Влияние температуры воздуха <150 на
величину инверсии
^20—150' Цифры У т о ч е к — число случаев.
снежного покрова увеличивается
В табл. 6 5 приводится плотность
по наблюдениям Б. П. Вейнберга
Т а б л и ц а 65
Т а б л и ц а 64
Средняя плотность снежного
покрова
Плотность свежевыпавшего снега
в зависимости от температуры
Температура
воздуха
при снегопаде
ниже —10°
от —10 до — 5
. —5 .
0
»
0 „ +2
свыше -f-2
Плотность свежевыпавшего снега
сред- макси- минималь- мальняя
ная
ная
0,07
0,09
0,11
0,18
0,20
0,23
0,30
0,45
0,53
0,59
0,01
0,01
0,04
0,07
0,16
Сыктыв- Боровое
лесниче- Саратов
кар
ство
Дата
15/XII
15/1
15/11
15/III
15/1V
0,20
0,22
0,25
0,26
0,37
0,18
0,20
0,22
0,25
0,23
0,25
0,28
0,30
По Абельсу, коэфициент теплопроводности снега X пропорционален
квадрату его плотности d, а именно:
X = 0,0067 д? кал\см2 сек град.
Таким
образом,
при
плотности
снега
0,20
(20)
теплопроводность
его
0,0003 кал\см2 сек град, при плотности 0,30—0,0006 кал/см2 сек град.
8
С. А. Сапожникова
113
Для сравнения напомним, что теплопроводность минеральной почвы
порядка 0,002—0,005 кал\см* сек град, т. е. в 10 раз больше, и лишь
совершенно сухие, рыхлые почвы приближаются по своей теплопроводности к снегу.
Покрытие почвы снегом и, следовательно, перенос деятельной
поверхности на ббльшую высоту само по себе ослабляет колебания
температуры почвы. Малая же теплопроводность снега усиливает этот
эффект.
В табл. 66 приводятся средние месячные температуры почвы, покрытой снегом и оголенной, типичные для западной части лесной зоны
{по Г. А. Любославскому).
Т а б л и ц а 66
Температура почвы под снегом (I) и оголенной (II) (в среднем за IS лет)
Глубина, м
Месяцы
0,0
0,1
0,2
0,4
0,8
1,6
Высота
снежного
покрова,
см
Ноябрь
I
II
Д
0,1
—1,6
1,7
1,3
—0,6
1,9
1,9
0,6
1,3
2,8
2,0
0,8
4,5
3,8
0,7
6,0
6,0
0,0
8,0
Декабрь
I
II
Д
-1,8
-6,5
4,7
-0,2
—5,6
5,4
0,4
—3,9
4,3
1,3
—1,9
3,2
2,9
0,9
2,0
4,4
3,9
0,5
21,0
Январь
I
II
Д
-1,5
-8,0
6,5
-0,4
—7,3
6,9
0,0
—6,1
6,1
0,8
—4,2
5,0
2Д
—1,2
3,3
3,4
2,2
1,2
37,4
Февраль
I
II
Д
-1,6
-8,8
7,2
-1,0
-8,0
7,0
—0,6
—6,9
6,3
0,2
—5,2
5,4
1,6
—2,3
3,9
3,0
1,3
1,7
55,3
Март
I
II
Д
-1,2
-4,7
3,5
—0,9
-4,5
3,6
-0,6
-3,7
3,1
0,1
-2,9
3,0
1,2
-1,6
2,8
2,6
0,9
1,7
60,7
Апрель
I
II
Д
1,8
3,8
-2,0
0,9
3,0
—2,1
0,8
2,2
-1,4
0,9
1,0
0,1
1,4
0,2
1,2
2,3
0,9
1,4
36,3
Наличие снежного покрова, как следует из табл. 66, повысило температуру верхних слоев почвы в январе и феврале более чем на 6°.
Под снежным покровом промерзание почвы не достигает глубины 0,4 м,
в то время как оголенная почва промерзает более чем на 0,8 м. Но
весною снежный покров задерживает прогревание почвы, и в апреле
верхние слои оголенной почвы оказываются более теплыми.
Таблица 67 характеризует зависимость глубины промерзания почвы
в декабре за отдельные годы от средней месячной температуры воздуха
и средней высоты снежного покрова для западной части лесной зоны
(по И. А. Гольцберг).
.114
Следует указать, что попытки увязать промерзание почвы с температурой воздуха и высотой снежного покрова в другие зимние месяцы
дали неопределенные результаты, что можно объяснить влиянием других
факторов, в том числе почвенной влаги и ее миграции как в жидком,
так и парообразном виде, а также различной плотностью снега.
Т а б л и ц а 67
Глубина промерзания почвы (в см) в декабре в зависимости от средней
месячной температуры воздуха и средней высоты снежного покрова
Средняя
высота
снежного
покрова,
Средняя месячная температура воздуха
см
-1
—2
<10
10
10
10—20
>20
-3
15
—4
—5
15
20
5
не 1рО- < 5 < 5
мер
зает
н
мерза ет
е про
—7
J —8
-9
25
35
45
55
10
15
20
5
-6
< 5
< 5
-10
-11
30
40
55
10
15
20
—12
30
Интересные исследования термического режима самого снежного покрова были проведены А. П. Тольским на полярной станции в Боровом
лесничестве. Рисунок 49, на котором даны изоплеты температуры снежного покрова и почвы по средним пентадным данным, хорошо иллюстрирует уменьшение колебаний температуры почвы по мере роста снежного
покрова.
В верхней части снежного покрова колебания температуры довольно
значительны. А. П. Тольский дает характеристику суточного хода температуры в снежном покрове. На рис. 50 даны изоплеты суточного хода
температуры в снежном покрове (мощность 67 см) по наблюдениям
в Боровом лесничестве в ясную морозную погоду. Плотность верхнего
10-сантиметрового слоя была 0,18, остального же слоя 0,25—0,33.
Наблюдения производились с помощью специально изготовленных спиртовых термометров. На глубине 40 см от поверхности снега суточный
ход сглаживается. Некоторое изменение положения изоплеты —10°,
синхронное с ходом температуры на поверхности, повидимому связано
с ошибками термометров, выступающие части которых могли нагреваться
солнцем.
На поверхности снега суточная амплитуда температуры равняется 30°
(36,8°—7,0°). В 5 см от поверхности снега амплитуда уменьшается
до 16°, в 9 см — до 11,3°, а на глубине 24 см — до 2,7°.
С помощью этих данных можно по формуле (7) определить коэфициент
температуропроводности снежного покрова. Для верхнего слоя, плотностью
0,18, коэфициент температуропроводности получаем 0,002
см2)сек,
а для слоя 9—24 см параллельно с ростом плотности до 0,26 увеличивается и температуропроводность до 0,004 см2/сек. Последняя цифра
совпадает с температуропроводностью почв среднего увлажнения. Следует учесть, что в данном случае мы имеем дело с эффективной температуропроводностью, объединяющей передачу тепла молекулярным и радиа8*
115
дионным путем (за счет проникновения солнечной радиации в глубину
снежного покрова). Эффективная температуропроводность нам нужна при
х а р а к т е р и с т и к е весеннего прогревания и таяния снега. Волны холода
распространяются в глубину снега с помощью одной лишь молекуляр-
? о d» о и
4HMC3HQ
С 9 НО Ц
ной температуропроводности, которая должна быть меньше вышеприведенных величин.
О б р а щ а е т на себя внимание резкое возрастание температуропроводности снежного покрова при увеличении его плотности. Это обстоятельство может быть одной из причин тех трудностей, которые встречаются
.116
при сопоставлении разностей температуры воздуха и почвы под снегом
с мощностью снежного покрова. Дополнительный учет плотности облегчит
решение задачи.
Особый производственный интерес представляет влияние снежного
п о к р о в а на температуру почвы на глубине 3 см. Эта глубина соответствует узлу кущения озимых хлебов. Снижение т е м п е р а т у р ы ниже определенного уровня именно на этой глубине может оказаться губительным
д л я озимых культур.
А. М. Шульгин дает сводку зимних температур почвы на глубине
3 см для УССР. Эги данные показывают, что 5 — 6 см снежного покрова
д о с т а т о ч н о для того, чтобы поддерживать в течение ряда морозных
дней р а з н о с т ь порядка 10° между температурой воздуха и почвы на
глубине 3 см.
Термоизоляционные свойства снежного покрова имеют громадное
п р а к т и ч е с к о е значение, так к а к они оказывают влияние не только на
перезимовку озимых культур, но и на х а р а к т е р весеннего стока. П р е д о х р а н я я почву от промерзания, снежный покров способствует просачиванию талой воды в почву и тем самым уменьшает вредный во всех
отношениях поверхностный сток. В связи с этим искусственное увеличение снежного покрова путем снегозадержания является могучим средством мелиорации климата почвы (см. главу 17).
Р а з д е л IV
МЕСТНЫЙ КЛИМАТ
В отличие от микроклимата, местный климат, как это упоминалось
ранее, определяется факторами более крупного масштаба: мезорельефом,
лесными растительными массивами, близостью водоемов, застройкой территории. Особенности местного климата х о р о ш о заметны на высоте 2 м
и выше, и потому они могут изучаться приборами и методами, принятыми на сети метеорологических станций 1 .
Местный климат необходимо учитывать при планировке населенных
пунктов, особенно курортов, санаторий, при выборе участков под сельскохозяйственные культуры вблизи климатической границы их распространения. Наконец, местный климат интересует нас со стороны возможного
его изменения.
Особенности местного климата, мы рассмотрим по отдельным ведущим элементам, за исключением климата леса и города, которые целесообразнее охарактеризовать комплексно.
1Г л a B&[12J
ВЛИЯНИЕ
ОСОБЕННОСТЕЙ
МЕСТОПОЛОЖЕНИЯ НА ВЕТЕР
В условиях пересеченной местности воздушный поток деформируется.
Д е ф о р м а ц и я особенно резко выражена у поверхности земли и затухает
по мере подъема, что нарушает нормальное изменение ветра с высотою.
Последнее, в частности, выражается в нарушении логарифмической закономерности изменения ветра с высотою при равновесном состоянии
атмосферы.
На рис. 51 представлено в полулогарифмических координатах изменение с высотою умеренного А и сильного Б ветра на равнине Я и на
холме X . В первом случае, как и следовало ожидать, мы имеем прямую
линию, во втором — кривую. Последняя и указывает на отсутствие логарифмической закономерности.
Рассмотрим раздельно влияние формы рельефа в чистом виде и воздействия защищенности места растительностью и зданиями.
Обычно различают два вида деформаций воздушного потока: динамическую и термодинамическую.
В первом случае мы имеем дело с деформацией в узком смысле
этого слова. Воздушный поток, встречая препятствия, обтекает их, происходит схождение и расхождение линий тока и, кроме того, о б р а з у ю т с я
области завихрения. П р и этом скорость ветра, т . е. скорость направленного воздушного потока, параллельного земной поверхности, местами
.118
возрастает за счет сужения поперечного сечения потока, местами же,
наоборот, ослабевает (аэродинамическая тень, расход кинетической энергии на трение и вихреобразование). Завихрения как с горизонтальной,
так и с вертикальной осью являются отличительной особенностью ветра
в пересеченных условиях.
Характеристика структуры воздушного потока в пересеченной местности представляет большие трудности, так как непосредственных измерений вертикальной составляющей ветра очень мало.
Косвенную характеристику обтекания ветром препятствий можно получить по отложениям снега, поскольку последний легко переносится ветром.
На приведенном ранее рис. 47 представлены схемы снегонакопления
и обусловливающие их возможные структуры воздушных потоков на
некоторых элементарных формах
рельефа.
Наблюдаемый у основания обрыва, обращенного к ветру, жолоб
выдувания свидетельствует о завихрении потока по схеме, изображенной на рис. 47, А. Клювовидный снежный козырек у верхнего края заветренного обрыва,
сугроб у его основания, отделенный жолобом выдувания от второго сугроба, наметенного ветром
с обрыва, также указывает на
наличие вихря с горизонтальной
осью (рис. 47, Б). Аналогичные
завихрения образуются и во рву
с относительно пологими стенками Рис. 51. Деформация вертикального профиля ветра над холмом ( п о А. И. Баи на крутых склонах возвышенранову).
ностей (холмов, дюн), вытянутых X — холм; Р|—равнина; А — слабый вегер; Б—>
сильный ветер.
перпендикулярно ветру (рис. 47,
в, Г, Д).
Образование вихрей у крутых наветренных и подветренных склонов
подтверждается инструментальными наблюдениями Б. А. Айзенштадта
над вертикальной составляющей ветра, причем, согласно его наблюдениям,
максимум восходящих течений на наветренном склоне приурочен к границе
между склоном и вершиной. На подветренных склонах образуется аэродинамическая тень, характеризующаяся незначительными скоростями
ветра, которые мало зависят от скорости ветра на наветренном склоне.
Для выяснения характера аэродинамической тени Б. А. Айзенштадтом
были вычислены коэфициенты корреляции г между скоростями на крутых наветренных и подветренных склонах возвышенностей^ для трех
высот: 1,5; 4 и 8 м. Результаты оказались следующими:
г 1 Ь = 0,45 ± 0 , 1 1 г 4 = 0,59 ± 0 , 0 9 и г 8 = 0,78 ± 0 , 0 6 .
Низкие значения ксэфициентов корреляции на первых двух высотах
указывают, что здесь господствует неупорядоченный турбулентный режим
ветров. Более высокий коэфициент корреляции для высоты 8 м свидетельствует, что зона повышенной завихренности лежит ниже этой высоты.
119,
Пологие холмы обтекаемой формы при крутизне склонов порядка 6°
не дают сколько-нибудь заметных завихрений, что, в частности, подтверждается более высокими коэфициентами корреляции между скоростью
ветра на наветренных и подветренных склонах — порядка 0,8—0,9 (последнее не мешает относительному уменьшению скоростей на подветренном
склоне).
Интенсивное вихреобразование происходит чаще всего на подветренном склоне. Обычно эти вихри на известной стадии развития отрываются и уносятся воздушным потоком, а на их месте возникают новые.
Но в некоторых случаях возникают стационарные вихри, которые держатся около возвышенности длительное время.
По Б. А. Айзенштадту, развитию стационарных вихрей на подветренном склоне способствует наличие сверхадиабатических градиентов на
наветренном склоне при более низких температурах и особенно инверсии на подветренном склоне.
Последнее явление лежит на грани между динамическими и термодинамическими деформациями воздушного потока.
К числу динамической деформации следует отнести и наименее изученную фильтрацию воздушного потока через продуваемые препятствия
(древесную растительность, группы строений). В этих случаях воздушный поток разбивается на мелкие струи, которые в отдельных местах
могут давать даже повышенные скорости, но суммарная направленная
скорость потока значительно ослабевает не только за счет образования
вихрей, но и за счет расходов кинетической энергии на трение. О величине этих вихрей можно косвенно судить по раскачиванию деревьев и
повреждению строений, вызываемых сильным ветром.
Деформация воздушного потока в пересеченных условиях зависит от
термической стратификации приземных слоев воздуха.
При сверхадиабатических градиентах завихрения образуются и на
сравнительно не крутых склонах. При инверсии температуры, особенно
в зимнее время, когда, благодаря снежному покрову, деятельная поверхность сглаживается и динамическая турбулентность ослабевает, завихрения не образуется даже на склонах крутизною 15—20°. Воздушный
поток ламинарно обтекает препятствия, не изменяя своей вертикальной
стратификации, причем отдельно стоящие возвышенности обтекаются
преимущественно по горизонтали (с боков, а не по верху).
При инверсии температуры как зимой, так и летом пониженные
участки могут попасть в зону полного штиля (если там не возникнет
самостоятельной циркуляции). Подобное явление неоднократно наблюдалось в Государственном Крымском заповеднике, в верховьях долины
р. Альмы. Тем же следует объяснить отмеченные К. П. Курской-Пахневич ночные перерывы суховеев (штиль, резкое падение температуры
и повышение относительной влажности) в глубоких долинах предгорий
Западного Закавказья при круглосуточном суховее на рядом расположенных открытых участках. Более легкий теплый и сухой воздух скользит
над долиной, проникновению в которую препятствует наполняющий ее
тяжелый и холодный воздух.
Подобные застои воздуха могут наблюдаться и на полянах в лесу.
/Высота неподвижного воздуха в таких случаях определяется высотою
окружающих возвышенностей и растительности, но вместе с тем зависит и
.120
от погодных условий, от высоты инверсионного слоя. Усиление ветра
уменьшает его высоту, а иногда полностью его уничтожает, ослабление
ветра приводит к его увеличению.
Переходим к количественной характеристике скорости ветра в пересеченных условиях рельефа.
Количественное соотношение скоростей ветра на высоте 2 м над
разными формами рельефа, типичными для равнинной местности, были
получены по наблюдениям экспедиции Главной геофизической обсерватории в районе Саратова. В осредненном виде они представлены в табл 68,
Рис. 52. Изменение скорости ветра в слое от 1 до 5 м, выраженное в отношениях к соответствующим скоростям на ровном месте, в ночные часы при
с к о р о с т и в е т р а 2 — 4 м/сек на в ы с о т е 2 м.
А — холм; Б — лощина с оврагом.
Высота холма 20—30 м, крутизна склонов 6—10°; глубина лощины 20—30 м ; крутизна склонов
~ 6 ° ; глубина оврага 5 м.
На рис. 52 представлены скорости ветра в слое 1—5 м на холме и
в лощине, выраженные в отношениях к скорости ветра на открытом
ровном месте. Чем ближе к земной поверхности, тем больше сказывается влияние рельефа.
Материалы этой же экспедиции позволили установить, что в первом
приближении влияние формы рельефа является логарифмической функцией
высоты, т. е. что
Wt — W 2
_ _ l g Z ) — Ig gg
W-2 — ®3
/21ч
lgz 2 — lgz s '
121,
г д е w Y , ге»2 и w a — о т н о ш е н и я с к о р о с т и в е т р а в д а н н ы х у с л о в и я х р е л ь е ф а
на высотах zv z2 и zs к с к о р о с т и на о т к р ы т о м р о в н о м месте на т е х
ж е высотах. Иначе говоря, влияние рельефа убывает пропорционально
л о г а р и ф м у высот.
Т а б л и ц а 68
Скорость ветра на высоте 2 и 10 м в зависимости от формы рельефа,
выраженная в отношениях к скорости на открытом ровном 1 месте
( w — _ Л ), при скорости на ровном месте более 2
V
V0 /
М/сёк
Форма рельефа
Щ
щ0
Характеристика склонов 2
Вершина крутой возвышенности
1,4-1,6
1,3-1,4
Крутизна склонов 7—12°
Вершина пологого холма
1,1-1,2
1Д
Крутизна склонов 4—6". Разность высот 10—50 mj
j
1 верх
1,3-1,5
Наветренные и па-|
раллельные ветру.» середина 1 , 1 - 1 , 2
склоны холма I
1,0
!
низ
1,2-1,4
Верхняя часть склонов ниже
вершины на 5—10 ж
Возрастающее падение склонов крутизною 6—12°
f
1,1
1,0
Средняя часть склонов ниже
вершины на 10—20 м
Равномерное падение склонов
крутизною 8—10 ч
Нижняя часть склонов
верх
1,2
1,1
середина
А
0,9
0,9
низ
0,6
0,7
Лощина
0,9
0,9
Овраг
0,5-0,6
0,6-0,7
Подветренные
склоны холма
j
|
^
Убывающее падение склонов
крутизною 3—6°
Склоны
лощины
3-4°
крутизною
Е с л и и з в е с т н о о т н о ш е н и е с к о р о с т и ветра в данных у с л о в и я х р е л ь е ф а
на высоте 2 м к с к о р о с т и на о т к р ы т о м р о в н о м месте, т о с о о т в е т с т в у ю щ и е о т н о ш е н и я с к о р о с т е й на высотах 1 , 5 и 10 м (wv
чюъ, w10) м о ж н о
п о л у ч и т ь по с л е д у ю щ и м ф о р м у л а м :
w ^ 1,2И>2 — 0 , 2 ,
а> 5 =
0,8и/2 + 0 , 2 ,
® 1 0 = 0,7да 2 +
П о последней ф о р м у л е и п о л у ч е н ы
в ы с о т е 10 м , п р и в е д е н н ы е в т а б л . 6 8 .
0,3.
отношения
(22)
(23)
(24)
с к о р о с т е й в е т р а на
1
Под ровным местом понимается территория с уклоном менее 2° на площади радиусом в 100 м при расстоянии до ближайшей неровности рельефа
(холм, обрыв) не менее 20-кратной ее высоты.
2
Количественная характеристика рельефа дана на основе учета особенностей рельефа в месте исследования и назначение ее сводится в основном
к уточнению пределов возможной интерполяции ветровых характеристик.
.122
Количественную характеристику влияния особенностей местоположения на скорость ветра можно получить и по данным метеорологических
станций. Первая попытка в этом отношении была произведена в 1933 г.
М. С. Подтягиным. Но М. С. Подтягин в своих „классах" давал ^'суммарную оценку особенностей местности и не пытался разделить влияниеотдельных ее особенностей: рельефа, растительности, характера застройкии др. Критерием для отнесения того или иного типа местоположения
в определенный класс служила ему сама скорость ветра.
Основной недостаток подобной суммарной оценки заключается в трудности физической интерпретации рассматриваемого явления.
По данным метеорологических станций, помимо рельефа, большое
влияние на скорость ветра оказывает защищенность места разной высоты
деревьями, зданиями.
По степени защищенности можно все станции разделить на два типа::
1) окружающие препятствия ниже флюгера, 2) выше его.
В зависимости от количества препятствий эти две группы делятсяна типы.
В табл. 69 приводится типизация местности по степени защищенности..
L
. :
Т а б л и ц а 69
Характеристика местоположения станций по степени защищенности
Флюгер
выше
предметов
окружающих
1. О т к р ы т о е место, отдельные
строения и деревья
2. Среди селения, сада, лесных
насаждений
Флюгер
ниже
предметов
окружающих
3. Деревья, и строения
шают флюгер
превы-
4. Флюгер кругом з а к р ы т зданиями или деревьями
П р и м е ч а н и е . О к р у ж а ю щ и е предметы принимаются во в н и м а н и е в т е х
случаях, если расстояние до них менее 20-кратной их высоты.
В табл. 70 приводится средние годовые скорости ветра как в среднем,
за сутки, так и по срокам, годовые амплитуды (отношение максимальной средней месячной скорости к минимальной) и максимальные суточные амплитуды (отношение скорости в 13 часов к скорости в 21 час)для первых трех типов станций, для средних широт Европейской территории СССР. Годовые и суточные амплитуды даются не в разностях,
а в отношениях, исходя из того, что при теоретических и практических расчетах скорость ветра берется обычно как множитель, а не как
слагаемое, и нам, следовательно, важно знать не абсолютные, а относительные ее изменения.
Как следует из табл. 70, скорость ветра на станциях второго типа.
составляет в среднем 75°/0 от скорости его в открытом местоположении. Для третьего типа станций это отношение равно в среднем 66°/0_
123,
О с о б о г о внимания з а с л у ж и в а е т о д н о р о д н о с т ь г о д о в о г о и с у т о ч н о г о
•хода с к о р о с т е й в е т р а вне зависимости от типа станций. Э т о д а е т о с н о вание у т в е р ж д а т ь , что степень у с т о й ч и в о с т и а т м о с ф е р ы не о к а з ы в а е т
-существенного воздействия на влияние з а щ и щ е н н о с т и м е с т о п о л о ж е н и я ,
Т а б л и ц а 70
2
Открытое местоположение; отдельные деревья и строения (щ) 4,4
Среди селения,
сада,
лесных
насаждений
ниже 10 м (и2) . . . 3,3
"1
:3
«1
J
с<>
4,2
5,3
3,7
1,5
1,6
1,3
2,1
2,0
9
3,0
4,2
2,8
1,5
1,6
1,5
2,1
2,2
8
1,5
1,7
1,3
2,0
1,8
4
V
ЕГ
«13
"21
0,75 0,71 0,79 0,76
Среди селения,
сада,
лесных
насаждений
отдельные деревья и
строения, превышающие 10 м (щ)
. . . . 2,9
Щ
V
С--
13 ч.
1
Средняя
суточная
s
21 ч.
с
Годовая амплитуда Макс,
н
суточмакс
ная
"мин
амплитуда
13 ч.
Защищенность
местоположения
1 Средняя 1
суточная
Средняя годовая
скорость
Число станций
Влияние защищенности местоположения на скорость ветра (в м/бек)
на ровном месте (приведено к высоте 10 м)
2,6
3,5
2,6
0,66 0,62 0,66 0,70
т а к к а к именно различия в у с т о й ч и в о с т и а т м о с ф е р ы ф о р м и р у ю т суточsHbift, а вместе с ним и д е ф о р м и р у ю т годовой ход с к о р о с т и в е т р а .
В табл. 71 приводятся данные станций, расположенных в разных
у с л о в и я х р е л ь е ф а при о д н о р о д н о й степени з а щ и щ е н н о с т и .
С р е д н и е с у т о ч н ы е и 7 - ч а с о в ы е с о о т н о ш е н и я с к о р о с т е й по с т а ц и о н а р ным ( т а б л . 7 1 ) наблюдениям д о с т а т о ч н о х о р о ш о с о в п а д а ю т с э к с п е д и ц и о н н ы м и (табл. 6 8 ) данными. Д л я 13 часов с о о т н о ш е н и я , приведенные
в т а б л . 7 1 , м е н ь ш е о т л и ч а ю т с я о т единицы, чем э т о с л е д у е т по о с р е д « е н н ы м э к с п е д и ц и о н н ы м данным; в 2 1 час, н а о б о р о т , р а з л и ч и я в ы р а ж е н ы значительно р е з ч е . Э т и о с о б е н н о с т и с о о т н о ш е н и й с к о р о с т е й в е т р а
в р а з н о е время суток не случайны. У нас е с т ь все основания с ч и т а т ь ,
ч т о они я в л я ю т с я следствием с у т о ч н о г о х о д а т е р м и ч е с к о й с т р а т и ф и к а ц и и и о б у с л о в л е н н о г о ею т у р б у л е н т н о г о о б м е н а . Х о р о ш и й т у р б у л е н т « ы й обмен в дневную часть с у т о к п р и в о д и т к т о м у , что схождения и
р а с х о ж д е н и я линий т о к а о т н о с и т е л ь н о б ы с т р о в ы р а в н и в а ю т с я по м е р е
у д а л е н и я от земной п о в е р х н о с т и , и в р е з у л ь т а т е на в ы с о т е 10 м мы
наблюдаем соотношения, свойственные относительно большим высотам.
Н а о б о р о т , у с т о й ч и в о с т ь а т м о с ф е р ы ночью и с в я з а н н о е с ней о с л а б л е н и е
т у р б у л е н т н о с т и п р и в о д я т к т о м у , что д е ф о р м и р о в а н н ы й п о т о к в ы р а в -
.124
н и в а е т с я с б о л ь ш и м т р у д о м , и на в ы с о т е т е х ж е 10 м мы имеем»
о т к л о н е н и я , свойственные при р а в н о в е с н о м с о с т о я н и и а т м о с ф е р ы в ы соте 5 м.
Т а б л и ц а 71
Влияние рельефа на скорость ветра (в м/сек) по наблюдениям станций,
расположенных среди селений, садов и лесных насаждений, в отношениях
к скорости ветра на равнине ( и р ) (приведено к высоте 10 м)
«13
«21
1,3
1,9
1,8
4
1,9
1,6
2,9
3,1
3-
1,3
1,6
2,4
3,1
1
"мин
вг-
1,4
1,4
3,0
4,2
2,5
1,6
1,3
0,92 0,94 0,98 0,76
Глубокая долина и г д . . 2,2
" о •• Ир
3,6
V
сN
Число станций
д : «р
4,8
Макс,
суточная
амплитуда
1,14 1,15 1,12 1,20
Долина с пологими склонами и д
3,2
м
3,7
а кс
13 ч.
«в = «р
. 4,0
аCNI
Годовая амплитуда
Средняя
суточная
Пологая вершина м в
V
13 ч.
Форма рельефа
Средняя]
суточная
Средняя годовая
скорость
2,1
2,7
1,7
0,63 0,66 0,63 0,57
С и н т е з и р у я т а б л . 6 8 , 7 0 и 7 1 , получаем и т о г о в у ю т а б л и ц у ( т а б л . 72),.
х а р а к т е р и з у ю щ у ю изменения с р е д н е й годовой с к о р о с т и в е т р а в з а в и с и мости о т р е л ь е ф а и с т е п е н и з а щ и щ е н н о с т и м е с т о п о л о ж е н и я , к р о м е т о г о
в ней п р и в о д и т с я х а р а к т е р и с т и к а с у т о ч н о г о х о д а с к о р о с т и в е т р а . Т а б лица 7 2 , составленная по данным средней части 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 , т р е б у е т , е с т е с т в е н н о , д о п о л н и т е л ь н о й п р о в е р к и при использ о в а н и и ее для д р у г и х т е р р и т о р и й .
И з всего в ы ш е и з л о ж е н н о г о с л е д у е т , что п р и п о л ь з о в а н и и д а н н ы м »
по с к о р о с т и ' в е т р а к л и м а т о л о г и ч е с к и х с п р а в о ч н и к о в н е о б х о д и м о р у к о в о д с т в о в а т ь с я не б л и з о с т ь ю м е т е о р о л о г и ч е с к о й станции к и н т е р е с у ю щ е м у нас п у н к т у , а о д н о р о д н о с т ь ю у с л о в и й м е с т о п о л о ж е н и я .
Н е с к о л ь к о с л о в н е о б х о д и м о с к а з а т ь о б изменении н а п р а в л е н и я ветра;
в пересеченных у с л о в и я х . И з м е н е н и е н а п р а в л е н и я ветра на один р у м б
( 2 2 , 5 ° ) — о б ы ч н о е явление в пересеченных у с л о в и я х р е л ь е ф а , причем*
з и м о й при тех ж е у с л о в и я х р е л ь е ф а о т к л о н е н и я н а б л ю д а ю т с я б о л ь ш и е —
д о двух р у м б о в ( 4 5 ° ) . В р е з у л ь т а т е в д о л и н е у в е л и ч и в а е т с я ч и с л о ветр о в вдоль по д о л и н е , в б л и з и ж е строений, р а с т и т е л ь н ы х массивов и>
о т д е л ь н ы х в о з в ы ш е н н о с т е й у м е н ь ш а е т с я п о в т о р я е м о с т ь в е т р о в со стор о н ы п р е п я т с т в и й , при этом о б ы ч н о у в е л и ч и в а е т с я п о в т о р я е м о с т ь ветр о в смежных р у м б о в .
В к а ч е с т в е п р и м е р а на р и с . 5 3 приводятся р о з ы в е т р о в двух р я д о м
р а с п о л о ж е н н ы х станций ( № 5 и 6) в В е л и к о а н а д о л ь с к о м лесничестве.
125,
Одна из них расположена на северной опушке леса, а другая — в открытой степи. В то время как в открытой степи преобладал северный
ветер, на северной опушке леса наблюдался преимущественно южный
ветер.
Переходим к краткому рассмотрению самостоятельных местных воздушных течений термодинамического происхождения. Эти ветры, обусловленные различными температурами
воздуха склона—долины, суши—
водоема, леса—поля, иногда полностью перекрывают основной ветер,
определяемый общей циркуляцией.
Местные ветры в пересеченной
местности с разностью высот менее
200 м, типичной для Европейской
территории СССР, почти совершенно
не исследованы. Некоторое представление о местных ветрах можно получить путем сопоставления роз
ветров близких друг к другу станций.
В качестве примера на рис. 54 приР и с . 53. Розы ветров. Великоанадольское лесничество, март 1893 г.
водятся данные трех станций При1 — у северной опушки леса; / / — в степи.
волжской возвышенности. В дневные
часы розы ветров сравниваемых
станций сходны между собой, в ночные же часы наблюдается резкое
расхождение.
Отмечаемое при малой разности высот отсутствие местных ветров
в дневные часы—явление не случайное. Различие в дневном и ночном
поведении воздушного потока непосредственно связано с соответствующим различием турбулентности.
Таблица
72
Скорость ветра (в м/сек) в зависимости от рельефа и степени защищенности
местоположения (на высоте 10 м)
Средняя годовая скорость ветра
Максимальная
суточная
амплитуда
"13
среди селе- среди го«21
ния, сада, рода, сада,
(не зависит
лесных на- лесных наот степени
саждений
саждений защищенности)
флюгер выше окружающих предметов
Форма рельефа
Отрицатель-,
ная
открытое
место,
отдельные
строения
и деревья
Флюгер ниже
окружающих
предметов
3,3
2,5
4,0
3,0
2,2
2,6
3,1
Р о в н о е место
4,4
3,3
2,9
2,1
Положительная
4,8
5,5
3,6
4,1
3,2
3,6
1,8
.126
крутая . .
пологая .
пологая .
' крутая . .
3,1
Большой турбулентный обмен в дневные часы быстро сглаживает
небольшие (по сравнению с горным ландшафтом) термические различия
в пересеченной местности и тем самым ликвидирует источники местных
ветров. Ослабленный же ночной обмен не в силах провести этого выравнивания, что подтверждается общеизвестным фактом—-во много раз
большей изменчивостью под влиянием местных условий ночных температур по сравнению с дневными.
58%
Масштаб
10X
Р и с . 54. Р о з ы
ветров.
Июнь—август.
Л —Шиханы (1943 г.); Б — Привольская (1941—1942 гг.); В — Синодское (1941—1942 гг.). Количество штилей дано в процентах.
Ночью воздух, охладившийся у поверхности почвы и потому более
тяжелый, стекает вниз. Местные ночные ветры свойственны долинам,
лощинам, склонам возвышенностей во всех тех .случаях, когда уклон
местности больше 3°. Ночной ветер начинается не с верхней части
склона, а на некотором расстоянии от него, так как для того, чтобы
возник местный воздушный поток, необходима соответствующая площадь воздухосбора и, следовательно, относительно крупные по протяженности и разности высот формы рельефа. Высота местного ветра
является некоторой, пока еще неизвестной, функцией разности высот
местности и может колебаться в значительных пределах. При малой
разности высот рельефа мощность воздушного потока может быть очень
невелика. Так, на склоне той же Приволжской возвышенности в пункте,
127,
р а с п о л о ж е н н о м на 4 0 м ниже в е р ш и н ы , у ж е на высоте 1 5 — 2 0 м отмеч а л а с ь смена м е с т н о г о в о з д у ш н о ю п о т о к а "основным ветром.
В п е р е х о д н о м с л о е м о ж е т н а б л ю д а т ь с я своего р о д а инверсия ветра,
т . е. у м е н ь ш е н и е его с к о р о с т и с в ы с о т о ю .
Н е о б х о д и м ы м у с л о в и е м для о б р а з о в а н и я м е с т н о г о ночного в е т р а
я в л я е т с я т и х а я ясная п с г о д а , о б е с п е ч и в а ю щ а я р а д и а ц и о н н о е выстывание
воздуха.
В горных странах н а б л ю д а ю т с я не т о л ь к о н о ч н ы е г о р н ы е , но и дневные д о л и н н ы е в е т р ы . 1
Г о р н о - д о л и н н а я ц и р к у л я ц и я , по А . X. Х р г и а н у , слагается из склонных в е т р о в и „ г о р н о г о б р и з а " , о б у с л о в л е н н о г о р а з н и ц е й т е п л о в о г о баланса в в е р х н е й и н и ж н е й частях д о л и н ы .
С у щ е с т в е н н ы м моментом в в о з н и к н о в е н и и в е т р а " с к л о н о в в д н е в н ы е
часы я в л я е т с я б о л ь ш е е н а г р е в а н и е в о з д у х а над склонами по с р а в н е н и ю
со с в о б о д н о й а т м о с ф е р о й на т о й ж е в ы с о т е . В р е з у л ь т а т е создается
р е з е р в у а р т е п л о г о в о з д у х а по с к л о н а м , в то время к а к в с в о б о д н о й
а т м о с ф е р е имеется и с т о ч н и к х о л о д н о г о в о з д у х а . В с л е д с т в и е э т о г о и з о б а р и ч е с к и е п о в е р х н о с т и в направлении с к л о н о в п р и п о д н и м а ю т с я , и в в е р х у
п о л у ч а е т с я градиент давления, н а п р а в л е н н ы й к д о л и н е .
В с в я з и с в о з н и к а ю щ и м о т т о к о м воздуха н а в е р х у о т в е р ш и н ы к дол и н е , в н и з у с о з д а е т с я градиент д а в л е н и я в о б р а т н о м н а п р а в л е н и и , что
и о б у с л о в л и в а е т ветер в д о л ь с к л о н а в в е р х . П р и о с о б о сильном р а з витии в п о л у д е н н ы е часы с к л о н н ы е в е т р ы д а ю т н а ч а л о кучевым о б л а к а м (см. главу 14). Д н е в н ы е в е т р ы с к л о н о в з а в и с я т от п р о г р е в а н и я
с к л о н а , и потому на южных склонах они д о с т и г а ю т б о л ь ш и х с к о р о с т е й
п о с р а в н е н и ю с с е в е р н ы м и . Т а к , в верхней части ю ж н ы х с к л о н о в о д н о й
и з д о л и н Г и с с а р с к о г о х р е б т а (в Б о т а н и ч е с к о м саду Т а д ж и к с к о г о ф и л и а л а
А к а д е м и и наук) в д н е в н ы е часы летом с к о р о с т ь ветра достигала 6 м/сек,
а
на северных — всего 2
м/сек.
Н о ч ь ю воздух у склона холоднее свободной атмосферы, что привод и т к о б р а т н о м у т и п у ц и р к у л я ц и и — у земной п о в е р х н о с т и ветер д у е т
в н и з по с к л о н у . П р и ч е м в н и ж н е й части склона ветер п р и н о с и т в о з д у х ,
с и л ь н о о х л а д и в ш и й с я при д в и ж е н и и в д о л ь земной п о в е р х н о с т и , с в ы с о кой о т н о с и т е л ь н о й в л а ж н о с т ь ю , в т о время к а к на верхние части склонов в о з д у х п о с т у п а е т из с в о б о д н о й а т м о с ф е р ы и, б л а г о д а р я нисходящему движению, часто отличается сравнительно высокой температурой
и н и з к о й о т н о с и т е л ь н о й в л а ж н о с т ь ю . Смена д н е в н о г о и ночного в е т р а
и о п р е д е л я е т о с о б е н н о с т ь с у т о ч н о г о хода относительной в л а ж н о с т и
в г о р а х с минимумом не днем, а ночью.
П о д „ г о р н ы м и б р и з а м и " , или горно-долинными в е т р а м и в узком:
смысле э т о г о слова, п о н и м а ю т в е т р ы , р а з в и в а ю щ и е с я в д о л и н а х , с р а в нительно ш и р о к и х , медленно п о д н и м а ю щ и х с я . Э т о явление е щ е малои з у ч е н о . О н о о б у с л о в л е н о р а з л и ч и е м нагревания и о х л а ж д е н и я верхней;
и нижней части д о л и н ы . Г о р н о - д о л и н н ы е ветры н е п о с р е д с т в е н н о с в я з а н ы
с в е т р а м и с к л о н о в . В дневные часы д о л и н н ы й в е т е р ( в в е р х по долине),
к о м п е н с и р у е т о т т о к в о з д у х а в в е р х по с к л о н у , о с у щ е с т в л я е м ы й ветром.
1
Ниже излагаются общт.е сведения о горно-долиньых ветрах, так как п о дробная характеристика приводится в общих курсах метеорологии и климатологии.
128,
склона. Ночью горный ветер выносит вниз по долине холодный воздух, опускающийся со склонов в виде ночного ветра склонов.
Исследования А. X. Хргиана в Цейском ущелье Северного Кавказа
дают следующую характеристику горно-долинных ветров.
В утренние часы наиболее выражены склонные ветры, в дневные
часы они отступают на второй план и преобладающее значение приобретает долинный ветер. Вертикальная мощность долинного ветра—около
1 км. Над потоком долинного ветра имеется всегда довольно интенсивный обратный поток.
Горный ветер, усиливающийся во вторую половину ночи и продолжающийся после восхода солнца, слабее и менее устойчив, чем долинный. Вертикальная его мощность также значительно -меньше. Обратный
поток над горным ветром иногда бывает сильнее последнего.
Взаимодействие между ветрами склонов и горно-долинными нередко
вносит значительные изменения в суточный ход ветра. В середине
узких долин направление ветра резко меняется на 180°. У подножья
склонов широкой долины восходящий ветер склонов появляется на
1—2 часа раньше долинного, затем он сменяется долинным. На смену последнему вечером проходит ветер вниз по склону, позднее его, в свою
очередь, сменяет горный ветер. В результате получается вращение ветра
по часовой стрелке у левых склонов долины (если смотреть вниз по
долине) и в обратном направлении у правых склонов.
Несколько слов необходимо сказать о ледниковом ветре — это сток
холодного воздуха вдоль ледника, не меняющий своего направления ни
днем ни ночью, поскольку и днем и ночью температура поверхности
ледника холоднее воздуха. Мощность его обыкновенно не велика — от
нескольких десятков до сотни метров.
По выражению А. X. Хргиана, проводившего исследования ветрового режима Цейского ледника; ледниковый и долинный ветры — антагонисты.
Ледниковый ветер образует холодный клин, который, сползая с ледника, вытесняет кверху долинный ветер. На нижней границе ледникового ветра часто образуются туманы, которые, по мнению А. X. Хргиана,
следует отнести к туманам смешения, так как здесь действительно происходит энергичное смешение теплого долинного и холодного ледникового воздуха. Долинный ветер несколько тормозит развитие ледникового
ветра в дневные часы, поэтому последний достигает своего максимума
в ночные часы, когда направление его совпадает с горным ветром.
На границе водоемов возникает бризовая циркуляция, охватывающая слой атмосферы определенной мощности. Днем, когда суша теплее
моря, развивается морской бриз, который состоит из нижнего бризового
потока, направленного с моря на сушу, и верхнего, направленного
с суши на море, восходящего потока на суше, на границе бриза, и
нисходящего на море. В ночном береговом бризе обратная картина:
нижний бризовый поток направлен с суши на море и верхний — с моря
на сушу.
Теория и подробная характеристика бризовой циркуляции излагаются
в общих курсах метеорологии и климатологии. Здесь же мы ограничимся рассмотрением влияния местных условий на ра^итие бризовых
ветров.
Чем больше различие в температуре поверхности воды и суши, тем
чаще и интенсивнее развивается бриз. Поэтому на берегах, заболоченных или покрытых пышной растительностью, затрачивающей много тепла
на испарение, дневной бриз будет ослаблен. Наоборот, на пустынных,
скалистых побер)ежьях дневной бриз должен отличаться большей интенсивностью.
Как дневной, так и ночной бриз усиливается в тех случаях, когда
он переходит в горно-долинный ветер, т. е. в местах выхода на побережье горных долин.
Влияние рельефа хорошо иллюстрируется данными В. Келлермана
по повторяемости бризов в Крыму (табл. 73).
Из табл. 73 видно, что в почти
однородных климатических условиях
Т а б л и ц а 73
число бризов существенно меняется
Средняя повторяемость бризов за год
более чем в полтора раза. Наиболее
(число случаев)
часто бризы наблюдаются в Ялте и
Пункт наблюСудаке,
где долины (при разности
День
Ночь
дений
высот более 500 м) выходят на
самое побережье. У мыса Сарыч яйла,
подходящая к самому морю почти
Саки
116
122
отвесной стеной, несколько тормозит
Севастополь . .
148
115
Сарыч
125
121
развитие бризов. Севастополь, распоЯлта
194
190
ложенный в предгорной части Крыма
Судак
190
190
(разность высот 100—200 м), занимает промежуточное положение. И,
наконец, меньше всего бризов в Саки, что может быть объяснено системой озер, которая нарушает контрастность моря и суши.
Для исследования этого же вопроса П. А. Воронцов использовал
трехсрочные аэрологические наблюдения, произведенные одновременно
в трех пунктах на Черном море, из которых первый был расположен
в узкой прибрежной полосе у подножья круто поднимающихся, ориентированных на юго-запад скалистых горных хребтов, идущих параллельно
берегу моря, второй — на низменности, выдающейся на несколько километров в море и покрытой лесом, за которой начинаются холмы, и третий — на низком заболоченном берегу равнинной местности.
В табл. 74 приводятся данные, характеризующие мощность бризового потока в зависимости от характера побережья (по П. А. Воронцову).
Т а б л и ц а 74
Высота (в юм) и повторяемость бризового потока
Характеристика бризового потока
Высота нижнего потока морского бриза .
Число случаев морского бриза за период
наблюдений
Высота нижнего потока б е р е г о в о г о бриза
(20 ч.)
Число случаев б е р е г о в о г о бриза за период наблюдений
130,
Пункт 1
Пункт 2
Пункт 3
0,7
0,4
0,2
8
2
1,2
0,7
8
1
16
1,3
13
Наиболее часто и наибольшей мощности бриз достигал у горных
склонов, ориентированных на юго-запад (пункт 1); низменность, поросшая
лесом, занимает промежуточное положение. На заболоченном же берегу
как дневной, так и ночной бриз наблюдался очень редко (пункт 3).
Бризы наблюдаются и у крупных озер: на Ладожском, Онежском
озерах, на оз. Севан.
Существует смена направлений ветра бризового характера и по берегам больших рек. Так, например, В. Келлерман отмечает для Саратова, расположенного на правом возвышенном берегу р. Волги, 65 дней
с бризом за год.
Следует учитывать, что мелкие водоемы быстро прогреваются, поэтому
дневной бриз на них преимущественно наблюдается в начале лета.
Местные ветры, как горно-долинные, так и бризы, оказывают большое влияние на формирование местного климата в целом, в том числе
и термического режима, рассмотрению которого посвящена следующая
глава.
Глава
13
ВЛИЯНИЕ ОСОБЕННОСТЕЙ МЕСТОПОЛОЖЕНИЯ НА
ТЕРМИЧЕСКИЙ РЕЖИМ И ВЛАЖНОСТЬ ВОЗДУХА
В формировании местных особенностей термического режима и влажности воздуха, помимо особенностей деятельной поверхности, и радиационного режима, большую роль
играет ветер как непосредст- Зима
венно, так и через регулируемый , 20
/
ч чV
- -•
_
им турбулентный обмен.
f/
>
ч
Еще в 1881 г. А. А. Воейков
t/
i
\
указал, что суточная амплитуда
г}
S
температуры в долинах Обычно ~2е
t
2S
больше, чем на равнинах, на рав- ~
i
нинах больше, чем на склонах и ~30
зг
вершинах, потому что днем вер- ~
шины не так сильно прогреваются,
Лето
как долины, благодаря усиленной
отдаче тепла в свободную атмосферу, ночью не так сильно охлаждаются, так как холодный воздух
стекает вниз, В долинах ночью и
рано утром прохладно и влажно,
после полудня тепло и сухо. На
склонах и вершинах, наоборот,
ночью значительно теплее, днем
20 24 часы
же прохладнее, чем- в долинах.
Интересные примеры суточ- Рис. 55. Суточный ход температуры воздуха. Пикан (по 11. И. Колоскову).
ного хода температуры в различдолина,
увал, — • — • — гора.
ных условиях рельефа Амурской
области приводит П. И. Колосков. На опытной станции Пикан производились одновременно наблюдения в открытой долине, на увале и на
горе, возвышавшейся над долиной на 343 м . На рис. 55 представлен
суточный ход температуры на.всех трех пунктах летом й зимой.
—
)
9*
Летом суточная амплитуда на горе была в 2 раза меньше по сравнению с долиной, за счет повышения минимума и понижения максимума
температуры. Зимой в течение круглых суток на горе было теплее, чем
в долине, причем на горе температура держалась на одном уровне, в то
время как в долине суточный ход достигал 10° за счет дневного разрушения ночной инверсии.
Особенности суточного хода сказываются и на средних месячных
температурах воздуха, о чем свидетельствует табл. 75 (по П. И. Колоскову),
в которой приведены разности температур долина—гора, долина—
увал.
Таблица
Разности средних месячных температур долина—гора (I) и долина—увал
Пикан, 1914 г.
I
I
II
III
—6,1 - 8 , 0 - 2 , 1
II
V
IV
VI
75
(II).
VII
VIII
IX
X
XI
XII
1,2
0,8
-0,2
-1,1
-1,0
-1,3
-1,7
—6,4
- 3 , 1 —4,8 —3,0 - 0 , 2 - 0 , 4
-0,3
-0,5
-0,8
-0,6
-1,2
-1,7
-4,8
1,1
Влияние рельефа на температуру воздуха находится в непосредственной
зависимости от скорости ветра и облачности. В табл. 76 приводятся
данные (по П. И. Колоскову), характеризующие изменение разностей ночных температур долина—гора в среднем за весь период наблюдений
в зависимости от скорости ветра и облачности.
Таблица
76
Разности ночных температур долина—гера
в зависимости от облачности и скорости ветра.
Пикан, 1913—1914 гг.
Облачность
в баллах
0-2
3-7
8—10
С к о р о с т ь ветра Mjcett
0—1
2-4
5-9
10
—11,7
-8,0
—1,9
-4,7
-2,9
1,8
1,8
2,1
2,6
3.4 1
Благодаря ветру и облачности разности температур долина—гора
не только уменьшаются, но даже меняют свой знак. На горе становится
холоднее, и падение температуры с высотою достигает 1° на 100 м.
1
.132
Вне зависимости
от облачности.
Следует указать, что средняя годовая скорость ветра в долине была
2,1 м/сек, т. е. значительно меньше, чем в аналогичных открытых пологих долинах на Европейской территории СССР (см. табл. 72); это
можно объяснить общим уменьшением скорости ветра в Амурской
области.
П. И. Колосков охарактеризовал влияние рельефа на температуру
воздуха и по наблюдениям метеорологических станций Казахской ССР
(табл. 77).
Т а б л и ц а 77
Влияние рельефа на температуру воздуха (в отклонениях от температуры
на ровном месте)
Фор.ма
рельефа
I
II
1(1
IV
V
VI
VII
VIII
IX
X
XI
XI!
Склоны . .
3,9
2,5
0,3
4,1
0,1 —0,1 —0,7 —0,7 —0,2
0,9
2,6
1,8
Вершины .
3,0
2,6
1,5
1,3 0,9
2,2
2,0
1,3
2,4
2,7
1,7
1,7
Долины . . —3,3 —3,4 —2,0 —0,8 —0,8 — 1,0
0,2 - 0 , 3 —0,9 - 1 , 7 —2,2 - 2 , 2
Котловины - 9 , 6 - 7 , 8 - 5 , 2 - 2 , 2 - з д - 1 , 3 - 1 , 7 —2,6 - 2 , 9 - 2 , 4 - 4 , 2 - 8 , 4
На Европейской территории СССР, а также в Западном Закавказье
влияние рельефа на термический режим выражено менее резко. Причину этого явления следует искать не только в характере рельефа,
но и в условиях погоды — больших скоростях ветра и в большей облачности.
В табл. 78 приводятся разности средних месячных температур двух
станций Западного Закавказья. Одна из них — Махарадзе — лежит
в широкой долине, вторая — Анасеули — на холме, превышающем долину
на 90 м (аналогично увалу в Пикане). Разности температур, как мы
видим, колеблются в пределах ± 0 , 8 ° .
Т а б л и ц а 78
Разности средних месячных температур долина (Махарадзе)— холм (Анасеули)
I
II
III
IV
V
VI
VII
. VIII
IX
X
XI
XII
-0,7
-0,4
0,5
ОД
0,1
0,2
0,8
0,4
0,0
-0,9
-0,5
-0,8
В холодное время года решающее влияние на разность средних
месячных температур оказывает ночная инверсия температур, в теплое —
перегрев долины в дневные часы.
В ущельях, защищенных отвесными склонами днем от нагревания
солнечных лучей, а ночью—от излучения, суточные колебания температуры значительно меньше по сравнению с относительно более пологими
долинами и котловинами.
Близость водоемов оказывает существенное влияние на термический
режим воздуха прилегающих участков суши. Механизм этого влияния
излагается в общих курсах метеорологии и климатологии. Здесь мы
133,
ограничимся характеристикой количественной стороны явлений, с учетом роли самой суши, характера ее увлажнения.
Непосредственная , близость водоемов изменяет суточную амплитуду температуры. На берегу, как и на холмах, дневные температуры
ниже, а ночные выше по сравнению с участками, удаленными от
водоемов.
И. А. Гольцберг дает (табл. 79) количественную оценку влияния
близости крупных озер и формы рельефа на суточную амплитуду температуры воздуха по данным метеорологических станций северо-запада
лесной зоны Европейской территории СССР (знак -j- означает, что
амплитуда больше, знак —меньше, чем на ровном открытом месте вдали
от водоема).
Т а б л и ц а 79
Изменение средней суточной амплитуды температуры воздуха в зависимости
от местоположения
Местоположение
I
II
j III
IV
VII VIII
V „ VI
IX
XI
X
XII
Побережья
и
острова . . . . —0,5 - 0 , 5 - 0 , 5 - 3 , 5 - 4 , 0 —4,0 —3,0 - 3 , 0 - 2 , 5 —1,5 —0,5 - 0 , 5
Поляны . . . . . + 0 , 5 + 1 , 0 + 1,0 0,0 + 0 , 5 + 0 , 5 + 1 , 0 + 1 , 0 + 1 , 0 + 0 , 5 0,0 + 0 , 5
Долины и заболоченные низины . + 0 , 5 + 0 , 5 + 1 , 0 + 0 , 5 + 1 , 0 + 1 , 5 + 2 , 5 + 2 , 5 + 2 , 0 + 1 , 5 + 1 , 0 + 1 , 0
|
Как видно из табл. 79, влияние близости водоемов значительно
ослабляется в зимние месяцы, когда водоемы покрыты льдом.
О влиянии близости водоемов на термический режим вегетационт
ного периода севера Европейской территории СССР свидетельствует
табл. 80, в которой приведены данные по Карелии и Кольскому полуострову.
Т а б л и ц а 80
Влияние водоемов на термический режим воздуХа в прибрежной зоне
Расстояние
от водоема
Водоем
Онежское озеро
Температура июля
Период
с темпера-
Дата
в ы ш е 10°,
дни
начала
5°
конца
5°
. . берег озера
остров
16,4
15,4
105
96
4/V
15/V
6/Х
10/Х
^эелое море
. . . .
60 км
б е р е г моря
14,6
13,0
79
66
18/V
25/V
29/IX
28/1X
к>з. Имандра
. . . .
1,5 км
0,2 км
13,9
13,2
71
65
22/V
26/V
20/IX
21/IX
<
134,
•
j
Аналогичная картина наблюдается на побережье
в Западном Закавказье (табл. 81).
Черного моря
Т а б л и ц а 81
Влияние Черного моря на термический режим воздуха в прибрежной зоне
Расстояние
от моря
П р и б р е ж н а я зона
60 км
Температура
июля
Период
с температурой
выше 15°,
дни
22,9
23,5
169
184
. . . .
Дата
начала
10°
конца
10°
26/111
19/Ш
25/XI
28/Х1
П. И. Колосков на основе детального исследования климата Казахстана также дает характеристику влияния водоемов на температуру
воздуха (табл. 82). Для характеристики влияния водоемов по картам
определялась: 1) разность температур на берегу водоема и на границе
ареала влияния; 2) расстояние от берега водоема до границы ареала
влияния.
Наиболее значительный температурный эффект дает Каспийское море,
особенно в восточном направлении. С ноября по февраль включительно
оно действует отепляющим образом, с марта по сентябрь — охлаждает.
Максимум отепляющего влияния для всех водоемов приходится на январь,
за исключением оз. Челкар, которое само к этому месяцу замерзает.
Таблица 82
Влияние некоторых водоемов Казахстана на температуру воздуха
4,0
2,0
0
2,0
- 2 , 0 —2,0
-2,0 -1,5
—2,0 —1,5
- 2 , 0 —2,0
-2,5 -2,0
-2,5 -1,5
0
-1,5
0
0
0
1,0
2,0
1,5
- 0 , 5 —0,5
4,0
6,5
2,8
2,8
-1,0
—1,5
-1,2
-0,8
—1,3
-1,0
1,8
2,5
3,0
3,0
0,8
4,5
0,3
0
-1,0
-1,5
-1,8
-1,0
—1,0
-0,5
0
0
0,5
0,5
-0,5
2,3
на С
275
250
250
300
300
300
300
300
200
500
500
125
150
200
200
250
250
200
—
300
300
.—
—
500
, км
j Челкар
5,0
3,0
-6,0
-4,0
—3,0
-3,5
-4,0
-2,5
-1,5
0
3,0
3,5
—0,8
11,5
на В
Арал
на С
Челкар
на В
Каспий
Балхаш
I
11
III
IV
V
VI
VII
VIII
IX
X
XI
XII
Год
Амплитуда
Каспий
Арал
Месяцы
Ширина зоны
температурного влияния
Балхаш
Разность температур
вода — суша
75
—
150
100
50
100
75
50
•до 50 до 10-
—
—
75
75
—
—
—
—
—
—-
.35
-Ь ОШВ ИДУ, чти влияние олизости водоема зависит от характера самой суши. При заболоченности
побережья, как, например, в Западном Закавказье, влияние наименьшее.
На пустынном же побережье Каспийского и Аральского морей влияние последних сказывается особенно резко, так как здесь различия
в тепловом балансе суши и моря особенно велики.
Наиболее существенные влияния водоемов в сторону снижения температуры приурочиваются к весне. Это даже сказывается на замедлении
темпов весеннего развития растительности. Зимой, если водоем замерзает,
его отепляющее действие в наибольшей
мере сказывается до замерзания, т. е.
Июль
в начале зимы. Незамерзающие водоемы
наиболее повышают температуру января.
Влияние, оказываемое водоемом, затухает по мере удаления от него, причем
в первом приближении можно считать это
затухание пропорциональным логарифму
расстояния от водоема.
Апрель
Логарифмический характер убывания
охлаждающего влияния Каспийского моря
на температуру весной (апрель) и летом
/°2
(июль) представлен на рис. 56. Он построен по данным 13 станций Азербайджана, расположенных на Апшеронском
У°2
полуострове, в долине р. Куры и ее;
притоков. Данные осреднены по интервалам расстояния (менее 0,5 км, от 0,5
до 5 км, от 5 до 50 км, более 50 км).
.0,1
1
Ю
юо г км Расположение точек рис. 56 по прямой
в полулогарифмических координатах (отклонение менее 0,2°) подтверждает логаРис. 56.' Изменение средних
месячных т е м п е р а т у р по мере
рифмический характер зависимости расудаления от моря (в полулогапределения температуры от расстояния
рифмических
координатах).
от моря. Аналогичный график (см. рис. 60)
Восточное З а к а в к а з ь е .
характеризует увеличение морозоопасности
пропорционально логарифму расстояния от моря.
Особенно резко проявляется влияние водоемов на температуру воздуха островов и наветренных склонов окружающих возвышенностей.
В качестве примера можно привести влияние оз. Байкал. В табл. 83
привддятся средние месячные температуры для острова и побережья
(по А. В. Вознесенскому).
На острове годовая амплитуда составляет всего 31,1°, а в 25 км
ют берега 44,6°. Кроме того, на обеих станциях оз. Байкал максимум
и минимум годового хода запаздывают на 1 месяц. Особенно велика
разность температур в декабре, когда оз. Байкал еще не замерзло. Но
для растительности наиболее чувствительны более низкие (на 3—6°)
температуры летних месяцев. Поэтому на склонах, окружающих оз.
Байкал, наблюдается своеобразная инверсия растительных зон: леса
средних частей склонов и сверху и снизу окаймлены субальпийским
.поясом.
/
.36
П. И. Колоскову удалось выявить влияние степени увлажнения почвы
на температуру воздуха
Таблица
83
Средняя месячная температура воздуха (оз. Байкал)
Местоположение
I
II
III
IV
V VI
v n j v i i i IX
X
XI
|
XII
Остров
. . . . — lb,6 —17,6 - 1 1 , 6 - 2 , 8 4,4 10,6 12,5 13,5 9.0
1,6 —4,0 - 9 , 7
- 1 7 , 2 - 1 7 , 5 - 1 1 , 4 - 1 , 6 4,6 10,9 14,0 14.3 8,6
Берег
1,3 - 5 , 3 - 1 2 , 4
25 км от б е р е г а . —25,8 —22,7 —12,5 —0,1 8,3 16,5 18,8 16.4 9.1 - 0 , 6 - 1 1 , 2 - 2 4 , 4
Чем больше увлажнена деятельная поверхность, тем больше при
прочих равных условиях будет испаряться воды и, следовательно,
больше будет расходоваться тепла на испарение, что должно привести
к относительному снижению температуры воздуха. П. И. Колосков распределил станции Казахстана на четыре группы по степени увлажнения
поверхности почвы, руководствуясь при этом растительным покровом,
а также наличием орошения, и сопоставил их температуры с температурой, снятой с карты. (При построении карт специфические особенности
отдельных станций во внимание не принимаются.) Эти разности температур представлены в табл. 84.
Таблица
84
Влияние увлажнения почвы на температуру воздуха (разности
температур станции и карты)
Характеристика
увлажнения
Пространства сухие
. . . . .
Пространства с умеренным
естественным увлажнением .
П р о с т р а н с т в а со значительным
естественным у в л а ж н е н и е м .
Пространства
с умеренным
орошением
П р о с т р а н с т в а с интенсивным
орошением
V
VI
VII
VIII
IX
Среднее
0,9
1,5
1,6
1,7
1,7
1,5
0,4
0,9
-0,3
0,1
-0,4
0,1
-1,3
-0,7
-1,3
-1,6
-0,7
-1,1
—0,1
—0,6
—1,7
-1,3
-0,6
-0,9
-1,5
-1,6
-3,1
-2,6
—1,4
-2,0
Сопоставляя данные табл. 84 и 82, мы приходим к выводу, что
интенсивное орошение оказывает в летний период большее влияние на
термический режим, чем близость таких крупных водоемов, как Аральское и даже Каспийское моря (к северу от него).
Наибольшее значение с точки зрения сельскохозяйственного производства имеет влияние особенностей местоположения на морозоопасность. Ночной сток холодного воздуха при тихой и ясной погоде,
а также застой его в защищенных от ветра местах приводит к обра137-
морозоооиных участков, в таол. еэ приводится типизация!
рельефа по характеру стока воздуха и связанной с ним морозоопасности.
аиванию
Таблица
85
Влияние рельефа на сток холодного воздуха и морозоопасность
Форма рельефа
Вершины
и
верхние
части склонов
Равнины и плоские вершины
Ш и р о к и е открытые долины
. . . . . . . .
Узкие извилистые долины
Котловины
Приток
холодного
воздуха
Сток
холодного
воздуха
Степень
морозоопасности
нет
есть
наименьшая
нет
нет
средняя
слабый
слабый
в ы ш е средней
есть
есть
очень слабый
нет
большая
наибольшая
Риг. 57. Термометрическая
съемка но м а р ш р у т у Сочи — Веселое.
1934 г.
А—наибольшие
различия температуры по наблюдениям 2/1 1934 г.; Б — топографический профиль. — — средняя разность температур из 11 серий наблюдений;
наибольшая разность температур по наблюдениям 9 января.
В прибрежных районах морозоопасность уменьшается, что объясняется преимущественно отсутствием застоя благодаря бризовой циркуляции. Особенно велико смягчающее влияние водоемов в конце лета
и осенью.
Для характеристики влияния формы рельефа на минимальные температуры можно привести результаты автомобильных термометрических
съемок (при помощи фототермометра) по маршруту Сочи—Веселое
протяжением около 60 км, проведенных под руководством Г. Т. Селянинова. Как видно из рис. 57, разности температур в отдельных случаях
доходили до 7°.
138-
Наиболее резко влияние рельефа проявляется, как и следовало ожидать, в ясную погоду, т. е. при интенсивном радиационном выхолаживании.
Как видно из табл. 86, в непасмурную погоду (т. е. при сумме
общей облачности за предыдущий вечерний срок и последующий утренний менее 18 баллов) разность минимальных температур на холме и
в долине порядка 5—6°, в то время как при пасмурном небе она редко
достигает 2° (данные приведены по наблюдениям в Сочи на склоне
холма и в Мацесте — долине).
Таблица
Средние разности минимальных температур Сочи — Старая
д л я непасмурных (нп) и пасмурных (п) дней
Мацеста
Февраль
Январь
Годы
86
нп
1931-1932
1932—1933
1933—1934
1934-1935
3,3
3,8
4,6
4,3
1,3
1,3
1,8
0,7
2,6
2,9
2,5
2,2
1,0
1,2
1,2
1,2
Влияние погодных условий на разность минимальных температур
хорошо иллюстрирует рис. 58, на котором представлен суточный ход
температуры воздуха в Гашнерди (холм) и Самтреди (долина р. Риона)„
29—31 /XII 1924 г. при вторжении волны холода, обе кривые идуг
почти соприкасаясь, пока облачно и выпадают осадки, и даже долиннаястанция дает некоторое превышение температуры. Но после прекращения осадков и прояснения, а также пссле ослабления ветра долинна®
станция дает резкое снижение температуры.
Так как наиболее низкие температуры возникают обычно в условиях
радиационного выхолаживания, то понятно, что влияние рельефа на
морозоопасность территории выражено более резко, чем на минимальные
температуры вообще.
Различия в морозоопасности наиболее конкретно выражаются в разной длине безморозного периода и в разной величине абсолютного и
среднего из абсолютных минимумов температуры.
Первый и последний заморозки почти всегда и везде сопровождаются однородными условиями — ясной и тихой погодой. Это обстоятельство позволило И. А. Гольцберг дать общую для всей территории
СССР характеристику влияния местоположения на длину безморозного
периода.
В табл. 87 приводятся (по И. А. Гольцберг) отклонения длины
безморозного периода в условиях пересеченного рельефа от наблюдаемого на открытом ровном месте вне непосредственного влияния водоемов (по данным метеорологических станций умеренной зоны СССР).
В зависимости от особенностей местоположения длина безморозного
периода колеблется в пределах 2,5 месяцев. Для сравнения укажем, что
13а
вертикальный градиент длины безморозного периода составляет в среднем 3—5 дней на 100 м.
Влияние водоемов на длину безморозного периода сказывается лишь
в узкой прибрежной полосе. Так, даже влияние Черного моря не простирается дальше 5—7 км. Что касается Балтийского моря и крупных
озер Ладожского и Онежского, то они увеличивают длину безморозного
периода лишь на островах и вдающихся в водоем мысах. Это объясняется тем, что во время заморозков, которые обычно сопровождаются
жной и тихой погодой, развивается береговой бриз, т. е. приземный
ветер с суши на водоем, парализующий непосредственное воздействие
«одоема. В результате смягчающее влияние водоема сказывается в основном лишь за счет усиления обмена и ослабления приземной инверсии
в непосредственной близости к урезу воды.
Непосредственная близость к крупным рекам также увеличивает длину
•безморозного периода. В этих случаях влияние водного бассейна как
аккумулятора тепла перекрывает влияние отрицательной
формы рельефа.
В макрогеографическом масштабе пестрота в распределении
длины безморозного периода
определяется пересеченностью
рельефа и континентальностью
климата и возрастает с их
увеличением.
Большое внимание измене7 12 217« а TiTzl 7 1 s it7 ,3 3f j 7 ,37SIat!
+
2.0
1
м SI
г 1 з
ниям средних из абсолютных
XIIШЬ
I -(985
минимумов температуры воздуха
у
г
в связи с особенностями местоРис. 58. Инверсия в Западной Грузии.
положения уделяется в субтро1 — Гашнерди; 2 — Самтреди.
пической зоне, где этот элемент
климата является показателем
успешности произрастания ряда ценных сельскохозяйственных культур:
•цитрусовых, эвкалипта, тунга и др.
В связи с этим детальные, с учетом влияния местных условий,
карты средних из абсолютных минимумов температуры воздуха используются для агроклиматического районирования территории. Часть такой
•карты, составленной С. А. Сапожниковой и Г. Т. Селяниновым, изображена на рис. 59. На холмах вблизи моря средний из абсолютных минимумов
выше •—4°. Прибрежная низменность имеет средний из абсолютных минимумов от —4° до —6°, в долинах средний из абсолютных минимумов
ниже —6 Q , а при удалении от моря — ниже —8°.
Так как в формировании абсолютных годовых минимумов температуры известную роль играет адвективный фактор, то влияние водоемов
«а средние из абсолютных годовых минимумов температуры, в частности
® условиях Закавказья, выражено достаточно четко и распространяется
довольно далеко, в отличие от соответствующего воздействия на заморозки. Причем убывание смягчающего влияния моря идет, так же как
и в летний период, пропорционально логарифму расстояния от водоема,
о чем свидетельствует рис. 60.
140-
Рис. 59. Карта средних из абсолютных годовых минимумов температуры.
Таблица
Изменение длины безморозного периода в зависимости от
станций
87
местоположения
Отклонение (в днях) от ровного места
Местоположение
Вершины .
Долины в холмистой местности
Долины в горах
Котловины и замкнутые долины
Острова, косы, побережья . .
среднее
максимальное
минимальное
число
станций
22
— 16
-22
30
-25
-32
15
-11
- 9
8
22
16
—44
30
-65
44
-32
17
9
15
14k
... Сравнительно большое различие средних из абсолютных минимумов
температуры в зависимости от рельефа определяется тем. что в 75°/в случаев
абсолютные минимумы отдельных лет сопровождаются ясной тихой погодой, устанавлиг"
вающейся после адвекции холода, т. е.
2
-4
°\
наблюдаются при радиационном выхолаживании, стоке холодного воздуха и соответJ \о2
ствующей диференциации температур воз-5
духа. При практическом использовании карт
средних из абсолютных минимумов темпе\
-е
ратуры воздуха для оценки морозоопасности территории необходимо иметь в виду
следующее. В 25°/0 абсолютные минимумы
отдельных лет наблюдаются при пасмурной
2®\
и ветреной погоде, и тогда в менее благоприятных условиях оказываются как раз
s
-8
вершины холмов и наветренные склоны, на
которых при той же, а иногда и более низкой
температуре воздуха, чем в защищенных
-9
о /
от ветра местах, выхолаживание растений
будет происходить более интенсивно за
• 2
-10
-1
2 1д г счет большей скорости ветра и, следова1
тельно, более быстрого обмена. Поэтому
юо гкм
10
0,1
при выборе участков под легко повре•РисДбО. Изменение средних из
ждаемые
морозом культуры необходимо,
абсолютных годовых минимукроме учета величины среднего из абсолютм о в т е м п е р а т у р ы по мере удаления от моря (в полулоганых минимумов температуры, принимать
рифмических координатах).
во внимание и защищенность места от соJ — Западное Закавказье; 2— Воспровождающих холодные вторжения ветров.
точное.. Закавказье. Цифры у точек —
число случаев.
Эти замечания о практической оценке
влияния рельефа на морозоопасность следует распространить на весенние и осенние заморозки, а следовательно,
и на длину безморозного периода.
- Для северо-запада Европейской территории СССР изменение средних
<из абсолютных минимумов температуры воздуха в зависимости от условий
\
N
\
\
\
X
\
Таблица
Изменение средних из абсолютных минимумов температуры воздуха
в зависимости от местоположения
Местоположен ие
III
IV
V
VI
VII VIII
IX
XI
XII
'Побережье
острова . . . . + 2 , 5 + 1 , 5 + 1 , 0
0,0 + 2 , 0 + 2 , 5 + 3 , 0 + 3 , 5 + 3 , 0 + 2 , 5 + 2 , 5 + 2 , 5
Поляны .
. . . —2,0 —2,0 - 2 , 0 —2,0 —1,0 2,0—2,5 2,5 - 2 , 0 —2,0—2,5 - 2 , 5
.Долины и низины —3,5 —3,5 —3,5 —3,0 —1,0 —2,0 —4,0 —4,0 - 4 , 0 - 3 , 0 - 3 , 5 —3,5
Л 42
местоположения дает И. А. Гольцберг (табл. 88) (знак + означает,
что температура выше, чем на открытом ровном месте, знак — ниже).
Вышеприведенные данные относятся к климатической оценке морозо•опасности территории и используются при размещении культур на территории хозяйств в пересеченных местностях. Но большая зависимость
минимальных температур от особенностей местоположения должна учитываться и при текущем прогнозе заморозков, и именно в этом направлении должны итти дальнейшие исследования по детализации прогноза
100
30
во
70
^
/
Г
ч
so
so
\
V
„
А
/ \
А 4 V' \ I
/ V
•
40
"
'
/•—
нз
А. «5
чч.-'.>:
*
t°
3
2
1
о
-1
•2
-3
gso
7 'оо
jio
jго ' 7'зо '
' j'so " goo ' gto ' 8го часы
Рис. 61. Одновременные наблюдения в четырех точках по склону долины над температурой, относительной влажностью и ветром. Совхоз „Ильич",
21/11 1935 г. 6 ч. 45 м, — 8 ч. 35 м.
А — скорость ветра; Б — относительная влажность воздуха!
В — температура воздуха.
№ 1 - Я = 0; № 3 — Я = 11 м;
№ 5 - # = 41 ж; № 8 - # = 9 1 м .
этого важного с точки зрения сельскохозяйственного производства элемента погоды.
Остановимся вкратце на некоторых особенностях влажности воздуха,
в той мере, в какой они определяются формой рельефа и близостью
водоемов.
Снижение температуры в отрицательных формах рельефа в ночные
часы, естественно, вызывает повышение относительной влажности. На
рис. 61 представлен ход температуры, влажности и ветра в предутренние часы по наблюдениям в четырех точках, расположенных на склоне
небольшой долины. При разности температуры между крайними точками
порядка 5—6° относительная влажность менялась от 90—95°/ 0 на дне
долины до 50—55°/ 0 на склоне, на высоте 91 м. Интересно, что при
143.
фенах и суховеях относительная влажность в долинах может быть близка
к 100%. На рис. 62 представлен суточный ход относительной влажности и температуры воздуха в суховейные дни по наблюдениям в Хонском совхозе (Западная Грузия), обработанным К. П. Курской-Пахневич.
В то время как на холмах суховей начался в 3 часа ночи резким падением относительной влажности до 50°/0, в долинах влажность порядка
Ю0°/0 держалась до 7 часов утра, когда инверсия температуры была
разрушена солнечными лучами. Еще показательнее повышение влажности
до 90°/0 в обеих долинах ночью с 19 на 20/IX, в то время как на
холмах она не превышала 50—60°/ 0 .
Р и с . 62. Суточный ход относительной влажности (А) и температ у р ы (Б) в суховейные дни при различных условиях рельефа.
Хонский чайный совхоз, 1935 г.
1 — холм;
2 —западный склон поперечного хребта; 3 — продольная
4 — защищенная долина; 5— поперечный хребет.
долина;
На основе этих же наблюдений в табл. 89 приводится повторяемость относительной влажности в продольной и поперечной ветру долиТаблица
Повторяемость относительной влажности по градациям в суховейные
' 1 /IX—20/X 1935 г. (по К. П. Куйской-Пахншич)
Влажность
Пункты наблюдений
Холм
Продольная долина
Поперечная долина
144-
89
периоды
.%
50
40
30
20
100
63
46
100
71
50
100
90
46
100
33
0
нах (расположены в непосредственной близости друг от друга), выраженная в процентах от ее повторяемости на холме.
Как уже указывалось, горно-долинная циркуляция приводит к обратному суточному ходу относительной влажности воздуха в верхних
частях склона. Так, по наблюдениям, организованным А. В. Вознесенским в Крымском заповеднике, ночной минимум относительной
влажности отмечается в Крыму на склонах Бабуган-Яйлы, на высоте
1250 м (табл. 90).
Т а б л и ц а 90
Суточный ход относительной влажности (по гигрографу, в среднем за месяц).
Крымский заповедник (Алабач), август 1929 г.
Часы
Относительная
ность, О/о
влаж-
0
2
4
6
8
10
12
14
16
18
20
22
52
51
52
55
57
58
53
57
59
62
63
56
Близость водоема повышает относительную влажность в дневные
часы. Решающую роль в этом отношении играет бризовая циркуляция.
В табл. 91 приводится относительная влажность в 13 часов и в среднем за сутки для ряда пунктов Рионской долины, расположенных на
разных расстояниях от моря.
Таблица
91
Средняя годовая относительная влажность (в %) на разных расстояниях
от моря
Пункт наблюдений
Поти
Самтреди
Сакари
Расстояние
от моря
Средняя
за сутки
Прибрежная зона
60 км
105 км
76
73
73
Средняя
за 13 час.
.
68
63
56
Сильно выстывающие, удаленные от моря пункты, наоборот, могут
иметь более высокую относительную влажность в ночные часы.
Г л а в а 14
ВЛИЯНИЕ МЕСТНЫХ УСЛОВИЙ НА НИЖНЮЮ ОБЛАЧНОСТЬ
И ОСАДКИ
Большую роль в развитии облаков играет, как известно, поднятие
воздушной массы, которая, в свою очередь, вызывается или конвекцией,
или восходящим скольжением, или волновыми движениями в атмосфере.
Особый интерес представляет развитие кучевых облаков, обусловленных
конвекцией, которая в наибольшей степени связана с местными условиями.
10 С, А. Сапожникова
145
для развития конвективной оолачности необходима неустойчивость
атмосферы. При наличии инверсионного слоя в атмосфере кучевые
облака не образуются вне зависимости от особенностей местности.
Инверсионный слой в атмосфере может быть обусловлен местной
циркуляцией, например бризами. Днем, когда внизу холодный и влажный воздух направлен с водоема на сушу, вверху идет обратный поток,
нередко более теплый. В результате на разделе двух потоков создается
слой замедленного падения температуры или даже инверсия, что и препятствует образованию кучевых облаков. Но на некотором удалении от
водоема, на границе распространения дневного бриза, там, где развиваются сильные восходящие течения, обычно наблюдается значительная
облачность.
Еще А. И. Воейков, а затем А. А. Каминский обращали внимание
на то, что в летний период облачность над водоемами значительно
меньше, а солнечное сияние больше, чем вдали от них. Так, на островах
у эстонского побережья Балтийского моря средняя облачность в июне
падает до 20°/0, т. е. приближается к среднеазиатской, в то время как
на берегу она составляет 50°/0, а в глубине материка — выше 55°/0.
Малая облачность на островах обусловлена неблагоприятными условиями
над морем для возникновения конвекции. Уменьшение днем облачности
на берегу определяется вышеуказанным влиянием бризовой циркуляции
и связанной с ней инверсией температур. Уменьшение облачности
увеличивает солнечное сияние, что благоприятно сказывается на климате
побережья Балтийского моря. Это обстоятельство способствовало созданию густой сети санаторий и здравниц на побережьях Финского
и Рижского заливов. Над водоемами суточный ход облачности в летнее
время обратен суше — максимум нижней облачности наблюдается не
днем, а ночью.
Озера и большие реки летом также неблагоприятны для развития облаков, особенно если вода в них холодная, например Ладожское и Онежское
озера. Кучевые облака образуются только вокруг водоема. Если ветер
направлен на озеро, то увлекаемые потоком облака, повиснув над зеркалом воды, быстро разрушаются: сначала уменьшают свою мощность,
становятся все меньше и, наконец, превращаются в дымку. Влияние
мелких озер на облачность подметить пока не удалось.
В отношении больших рек известно, что при полетах над ними
можно видеть глубокие расселины в однообразном облачном покрове.
В холодное время года водные бассейны, пока они не покроются
.льдом, теплее окружающей суши, поэтому над ними создается и сохраняется неустойчивость, что приводит к образованию облаков и туманов.
В это время года над водоемами часто развиваются кучевые облака.
Но после замерзания и установления снежного покрова условия облакообразования на них не отличаются от суши.
Не касаясь особенностей облакообразования в горных системах, рассмотрим влияние возвышенностей и холмов. Теоретические расчеты показывают, что даже плоские возвышенности должны вызывать смещение
слоев тропосферы до больших высот. Благодаря вызванной орографией
конвекции, нижняя облачность над возвышенностями типа Валдайской,
Приволжской почти всегда больше по сравнению с равниной в среднем
процентов на 10.
146-
Влияние орографии сказывается в течение круглого года, а в холодный период, когда воздушные массы близки к насыщению, оно может
быть выражено и более резко. В холодное время года особенно заметно
снижение нижней границы облаков за счет дополнительной конденсации.
Местные условия оказывают влияние и на образование облаков путем
смешения воздушных масс, которые возникают благодаря турбулентному
обмену на их границе. Это явление наблюдается в прибрежных районах,
например на мурманском побережье.
Изменение облачности сказывается и на осадках.
А. В. Шипчинский, сопоставляя в 1923 г. карты осадков Воронежской губернии с рельефом, прямо указывает на то, что в среднем
большие количества осадков имеются там, где рельеф поднимается с юга
на север и с юго-запада на северо-восток. На обратном склоне отмечается уменьшение осадков.
Более поздние работы Т. В. Покровской и О. А. Дроздова подтвердили влияние рельефа на осадки. Над Средне-Русской, Волыно-Подольской, Донецкой, Приволжской возвышенностями и др. осадков на 100—
150 мм в год больше, чем над окружающими низменностями. Увеличение осадков наблюдается даже на таких небольших высотах, как Невельская гряда и Силурийское плато Ленинградской области.
Т. В. Покровская специально изучала „пятнистость" в распределении
осадков и находит две причины максимумов: во-первых, добавочная
конденсация водяного пара происходит вследствие местного усиления
вертикальных токов и, во-вторых, — вследствие перераспределения осадков
ветром.
Первая причина сводится к увеличению облачности, о которой мы
уже говорили, вторая связывает распределение осадков со скоростью
ветра. Падающие капли дождя и снежинки находятся под действием
двух сил: силы тяжести и ветра. При усилении ветра на наветренном
склоне холмов равнодействующая этих двух сил получает большую
горизонтальную составляющую, и осадки относятся ветром. В тех местах,
где ветер ослабевает, получает преобладание сила тяжести, и осадки
падают на землю вертикально. Таким' образом, в пересеченной местности на участках с повышенной скоростью ветра следует ожидать уменьшения; количества осадков, а на участках с пониженной скоростью
ветра — увеличения.
Если в отношении дождя указанные соображения до некоторой степени оспариваются, то в отношении снега они не подлежат сомнению.
В этом случае диференциация дополнительно усиливается последующим
сдуванием снега с наветренных склонов в защищенные от ветра участки
{см. главу 11). Так как особенности распределения осадков на конкретной территории определяются направлением воздушного потока непосредственно в период их выпадения, то суммарный эффект возрастает
в районах с преобладанием определенного направления ветра при осадках. Уточнив влияние рельефа на выпадение осадков и зная „дождливую
розу ветров", можно будет с большей достоверностью, чем это делается
сейчас, интерполировать результаты наблюдений в отдельных точках на
•окружающую территорию.
• Оказывают влияние на распределение осадков и крупные водоемы.
На островах и плоских побережьях летних осадков меньше. На границе
11 С. А. Сапожникова
147
распространения дневного бриза, там где развиваются сильные восходящие течения, обычно количество осадков увеличивается. В качестве
примера можно привести максимумы осадков вдоль северного берега
Финского залива, представленные на рис. 63. Воздействие бриза здесь
дополнительно усилено влиянием холмов, склоны которых, обращенные
к морю, являются наветренными в отношении преобладающих ветров.
На возвышенных наветренных побережьях уменьшения осадков не
наблюдается. Например, на Байкале средние годовые осадки на острове
не превышают 150 мм, и там произрастает ксерофильная растительность,
в то время как на наветренном юго-восточном берегу, буквально прижатом к горам, осадков более 500 мм.
22
24
2В
28
Р и с . 63. Распределение годовых сумм осадков (в мм)
залива (по Ефимовой).
Глава
30
по берегам Финского
15
КЛИМАТ ЛЕСА
В густом лесу, с сомкнутыми кронами деревьев, деятельная поверхлость совпадает с поверхностью крон. В таком лесу солнечная радиация почти не проникает на поверхность почвы. Основной испаряющей
поверхностью оказываются также кроны деревьев. Эти же кроны сводят
до минимума, вплоть до полного штиля, скорость ветра.
В редком лесу картина несколько иная. Деятельная поверхность
в какой-то части, в зависимости от степени разреженности, приурочивается к почве и травостою. Скорость ветра все же ослабевает. В результате создаются специфические условия теплооборота, благодаря которым
редкий лес по тепловому режиму может приближаться к степным и полевым участкам и имеет мало общего с густым лесом. Можно провести
известную аналогию между лесной и травянистой растительностью. Термический режим поля с редким травостоем также мало чем отличается от оголенных участков.
В формировании климата леса большую роль играет видовой состав
леса, наличие деревьев второго яруса и подлеска. Кроме того, климат леса
.148
находится в непосредственной зависимости от зональных климатических
условий, а также от характера рельефа и почвы. К сожалению, все
эти особенности обычно не учитывались в достаточной мере, чем в значительной степени и объясняется противоречивость выводов отдельных
авторов.
Тем не менее некоторые черты климата леса можно считать
установленными если не с количественной, то с качественной стороны.
Рассмотрим факторы, определяющие теплообмен в лесу.
О радиационном режиме мы уже говорили в главе 1. Солнечная радиация почти полностью перехватывается кронами деревьев. Кроны также
защищают поверхность почвы, моховой покров и травостой от потери
о
0,5
1,0
Спорость
1,5
ветра
2,0
м/сек
Рис. 64.
Изменение скорости ветра с высотою в с о с н о в о м л е с у .
I — лес без подлеска; II— лес со вторым ярусом
и подлеском.
тепла вследствие эффективного излучения. В густом сомкнутом лесу
потеря тепла путем длинноволнового излучения происходит целиком
с поверхности крон деревьев.
Косвенной характеристикой турбулентного обмена служит скорость
ветра. На рис. 64 представлено изменение скорости ветра с высотою
в двух типах соснового Леса: без подлеска и со вторым ярусом и подлеском. До верхней границы крон скорость ветра мало изменяется
с высотою, а над кронами скачкообразно возрастает.
Скорость ветра в редком лесу во всех случаях почти в 2 раза больше
по сравнению с густым лесом. На рис. 65 дается вертикальный профиль
скорости ветра в дубовом тесу, покрытом листвой и оголенном. При
скорости ветра над лесом порядка 4 м/сек,
в облиственном лесу
скорость около 1 м/сек и менее, а в оголенном преобладает скорость 1,5—2,0 м/сек, и лишь у земной поверхности она уменьшается до
1 м/сек.
149.
В редком лесу без подлеска под кронами среди стволов иногда
наблюдается увеличение скорости ветра, и один минимум скорости приурочивается к поверхности почвы, а другой — к кронам деревьев.
Если сравнить скорость ветра в лиственном лесу на высоте 2 м
со скоростью на открытом ровном месте, то в- редком лесу зимой (т. е.
без листвы) она составит 40—60%, а летом — 30—40°/ 0 от скорости
ветра на открытом месте. Для густого леса соответственно будем иметь
зимой 20—30% летом 10—20%.
Того же порядка должно быть в лесу и ослабление турбулентного
обмена. Кроны деревьев как бы изолируют глубину леса от свободной
атмосферы. В дневные часы ослабление
турбулентного обмена под сомкнутыми
кронами деревьев по сравнению с открытым местом должно быть еще больше
24
благодаря отсутствию сверхадиабатического градиента температуры (см. далее)
20
и связанной с ним термической конвекции.
В
Над кронами деревьев турбулентный
обмен,
наоборот, бывает повышен. Завихо
о
рение воздушного потока над лесом хо- 12
•О
рошо заметно при полетах на малых высотах по воздушным толчкам, которые
испытывает самолет.
А. А. Шепелевский (по наблюдениям
Павловской обсерватории на высоте 45 ж
___
над землей) пришел к выводу, что ветры
,1
2
3
4 м/сек со стороны парка (северные и западные)
Скорость
ветра
отличаются большей турбулентностью по
сравнению с ветрами с безлесной стороны
Рис. 65. Изменение скорости (южными).
ветра с высотою в дубовом
На опушке леса в ясную тихую погоду
лесу, покрытом листвою (/)
могут
возникать „лесные ветры", аналои оголенном (//).
гичные бризу. По наблюдениям Г. Н. Высоцкого, днем на теневой опушке прохладный воздух растекается из леса
по направлению к полю. На освещенной солнцем опушке нагретый
воздух поднимается.
Своеобразие радиационного режима и турбулентного обмена приводит к тому, что распределение температуры по вертикали в густом лесу
существенно отличается от открытого ровного места. Ночью чаще всего
наблюдается изотермия, слабо выраженный минимум приурочивается
к верхней части крон, которая является, по существу, деятельной
поверхностью. Выравниванию температуры способствует стекание с крон
вниз охладившегося и, следовательно, более тяжелого воздуха. Днем
обычно наблюдается инверсия, и максимум температуры приурочен
к той же верхней части кроны.
На рис. 66 представлены (по данным Гейгера и Аманна) особенности хода температуры на пяти высотах (3, 11, 19, 23 и 27 м) в дубовом лесу на восходе солнца и в околополуденные часы (в ясный летний
день). Наблюдения производились при помощи сравнительно массивных
электрических термометров (термопары), обладающих большой радиа150-
ционной ошибкой, поэтому приводимые данные соответствуют не столько
температуре воздуха, сколько температуре тонких веточек, листьев
и др. На восходе солнца, т. е. еще при отрицательном радиационном
балансе, изменение температуры по вертикали невелико (в пределах 1°),
с минимумом в верхней части крон. В околополуденные часы изменение
по вертикали весьма значительно — до 9°. Максимум наблюдается на
высоте 23 м, т. е. в кронах, минимум—на 3 м. Температура воздуха,
конечно, не имеет такого различия по вертикали, но общий характер
инверсии температуры сохраняется.
30
л
15° <ъ
- о
. Н
0
. о
. Ч
1
10
Г
25
//
N4- -v'
и V "4 . 1
г-'.Лv .I
1 ,V II» 1
Vv.y V
:";
г'
Ц-^-у
VV
'
20
— " —
15
30 мин.
15
45
30
15
1500 час.
3
2
./
Рис. 66. Ход температуры на различных в ы с о т а х в дубовом
(по Г е й г е р у и Аманну).
лесу
I — на восходе солнца; II— в дневные часы; 1 — 27 м над кроной, 2 — 23 м
в кроне, 3 — 19 м под кроной, 4 — 11 м в подлеске; 5 — Зм над почвой.
Наблюдения В. Н. Оболенского в Лесном (Ленинград) над температурой воздуха среди молодых елок и дубков (в условиях ясной погоды)
подтверждают активную роль поверхности крон (табл. 92).
Таблица
92
Температура воздуха среди лесных насаждений
Температура
Часы
Месяцы
Вид
деревьев
13
VI
VII
Елки
Дубки
19,7
19,2
21
VI
VII
Елки
Дубки
12,5
14,2
у поверхности
почвы
внутри
крон
у верхушек
крон
выше
крон
18,8
20,1
23,2
22,1
20.5
21.6
12,2
13,1
11,8
12,8
13,6
15,0
И среди елок и среди дубков максимум и минимум температуры;
воздуха приурочен к верхней части крон. Ночью различия по вертикали.
151.
сравнительно невелики (0,7—1,4°). Днем же инверсия температуры
в слое от поверхности почвы до верхушек крон измеряется 3.—4°.
Во всех тех случаях, когда кроны деревьев затеняют почву, наблюдаемая в лесу дневная инверсия температуры приводит к тому, что
в нижнем слое воздуха, вплоть до 2 м, максимальная температура ниже,
чем на открытом месте, ночью же, благодаря изотермии, в лесу теплее и, следовательно, минимум выше. Эта особенность леса подтверждается большим эмпирическим материалом, в том числе и данными
А. П. Тольского, относящимися к сосновым насаждениям Бузулукского
бора (Куйбышевской области).
В табл. 93 наблюдения над температурой в лесу сравниваются
с наблюдениями на большой поляне, из-за отсутствия данных для открытого места. Следует учесть, что различия в температуре между лесом
и поляной обычно больше, чем между лесом и полем.
Таблица
93
Пределы колебаний разностей (лес— поляна) температур воздуха в отдельные
часы (на высоте 2 м). Бузулукский бор, 1904—1910 гг.
Полугодие
Разности т е м п е р а т у р
холодное
Средние месячные
. . . .
Средние максимальные . .
Средние минимальные . .
от —0,17
„ -1,08
.•
0,68
до 0,00
„ --0,72
1,02
„
теплое
от —0,40
» -0,70
0,42
»
до - 0 , 6 2
„ -0,92
0,77
„
Особенности различия максимальных и минимальных температур
сохраняются в течение всего года, но различие средних месячных
меняется. В летний период, когда число часов с дневным режимом преобладает, лес в среднем за сутки холоднее поляны, зимой особенности
ночного и дневного режима взаимно уравновешиваются, и в результате
средние месячные температуры близки друг к другу.
По мере приближения к поверхности почвы различия в температуре
воздуха в густом лесу и на открытом месте возрастают за счет различия вертикальных градиентов температуры, особенно в летние дни, когда
>в лесу наблюдается инверсия, а на открытом месте—сверхадиабатические градиенты. В этих случаях температура приземных слоев воздуха
в лесу на несколько градусов ниже по сравнению с открытым местом.
Снижение максимальных и повышение минимальных температур приводят к уменьшению суточной амплитуды температуры в лесу.
С повышением минимальных температур связано увеличение длины
безморозного периода. Известно, что чувствительные к заморозкам молодые ели гибнут от мороза на открытых местах и нормально развиваются под пологом леса.
Еще большее влияние оказывает лесная растительность на температуру почвы. В период прогревания почвы — в теплое полугодие — температура почвы в лесу значительно ниже, чем на открытом месте. Так,
Л 52
по А. П. Тольскому (табл. 94) температура верхнего метрового слоя
почвы в сосновом насаждении на 5° холоднее чем на поляне.
Т а б л и ц а 94
Разности средних месячных температур почвы (лес — поляна) с апреля
по сентябрь. Бузулукский бор, 1904—1910 гг.
Глубина,
см
Поверхность
• 10
25
50
100
200
IV
—3,5
—3,4
-3,6
—2,2
-0,9
-0,2
v
-5,1
-6,0
—6,0
-7,3
—6,0
-3,6
VI
VII
VIII
IX
-5,7
-6,3
—6,9
—7,0
-6,2
-4,8
-6,5
-6,8
-7,4
—7,1
-6,5
—5,3
-4,8
—4,6
-5,1
—5,4
-5,4
-4,9
-3,3
—2,5
-2,7
-3,2
-3,9
-4,1
Для сравнения укажем, что в макромасштабе при одинаковых условиях подобные различия в температуре почвы летних месяцев наблюдаются, например, между Вологдой и Полтавой. ,
Значительно меньше в лесу и суточная амплитуда температуры почвы.
По А. П. Тольскому, на песчаных дюнах Бузулукского бора в лесу,
не тронутом рубкой, суточная амплитуда температуры на поверхности
почвы составляла всего 50—6О°/0 от амплитуды на большой поляне.
Сопоставляя суточный ход теплообмена в почве за летний период,
А. П. Тольский приходит к выводу, что в лесу теплообмен составляет 55—
60°/ 0 от теплообмена на поляне. Таково же приблизительно соотношение и годовых теплооборотов (в лесу ± 1 , 0 б. кал)см2, а на поляне
± 1 , 5 б.кал\сж4-).
Зимой температура почвы в лесу выше, о чем свидетельствует табл. 95.
Таблица 95
Разности средних месячных температур почвы (лес — поляна) с октября
по март. Бузулукский бор, 1904—1910 гг.
Глубина,
см
Поверхность
10
25
50
100
200
X
XI
XII
I
II
HI
-1,5
-0,2
0,1
-0,3
-1,7
-2,7
0,1
0,5
1,1
1,3
0,1
-1,1
0,8
1,0
1,0
1,3
0,5
-0,2
0,7
0,6
0,5
1,3
0,6
—0,3
0,9
0,6
0,1
0,9
0,4
—0,1
ОД
-0,4
0,0
0,5
0,4
-0,1
Большую роль в теплообороте почвы, а вместе с ним и в ее тепловом режиме играет лесная подстилка (опавшие листья и хвоя, моховой
и травянистый покров). Препятствуя прогреванию почвы летом, она
153.
предохраняет ее от выстывания и промерзания зимой. Предохраняет от
зимнего выстывания лесную почву и снежный покров, в большинстве
случаев более мощный и всегда менее плотный, чем вне леса.
Вышеприведенные особенности теплового режима относятся к густому
лесу. В редком лесу условия могут быть существенно иные, так как
некоторое уменьшение в напряжении радиационного баланса за счет
частичного затенения кронами деревьев в известной мере компенсируется ослабленным турбулентным обменом. В результате ослабления
теплообмена с верхними слоями атмосферы в таком лесу днем может
быть даже более высокая температура воздуха, чем на открытом месте.
Переходя к вопросам влагооборота в лесу, прежде всего необходимо
остановиться на осадках.
В течение ряда десятилетий много внимания уделялось вопросу
влияния леса на выпадение осадков, особенно в засушливых районах.
Трудность решения этой задачи усугубляется тем, что показания дождемера в поле и в лесу несравнимы между собой, особенно в зимнее
время. Из дождемеров, установленных на открытых участках, снег обычно
выдувается сильными ветрами. В лесу дождемер защищен от выдувания
благодаря ослаблению скорости ветра.
Кроме того, сами осадки, выпадающие над полем и лесом, не вполне
сравнимы, так как часть осадков, выпадающих над лесом, не достигает земли,
а, задерживаясь кронами деревьев, непосредственно с них испаряется.
Наблюдения в Бузулукском бору показывают, что кроны соснового
леса задерживали 12°/0 осадков в виде снега и 28°/0 в виде дождя.
Сосновые насаждения задерживали в среднем за год всего 12—14°/ 0
осадков, а средневозрастные еловые — 36°/0. По мере увеличения осадков
процент задержания их кронами уменьшается.
Некоторое увеличение количества осадков, особенно в зимнее время,
при низкой облачности, возможно за счет вынужденного поднятия воздушного потока над лесом. Но оно не может быть значительным, так
как высота леса в засушливых районах редко достигает 20—25 м.
Что касается увеличения осадков над лесом за счет дополнительного
увлажнения атмосферы благодаря повышенному испарению с лесных
участков, то оно также не может быть сколько-нибудь значительным,
так как дополнительное по сравнению с травянистой растительностью
испарение идет за счет уменьшения стока, который в интересующих нас
засушливых районах составляет всего 15—20°/0 и менее от годовой суммы
осадков. Кроме того, испарившаяся влага не задерживается на месте,
а переносится воздушными течениями в другие районы.
Большое значение, особенно в некоторых районах, могут иметь так
называемые „горизонтальные осадки", осаждающиеся при тумане на
деревьях в виде изморози и намороси. Наморосью А. Д. Заморский предложил называть осаждение из тумана жидкой воды.
Осаждение воды из тумана имеет особое значение при ветре на опушке
леса, на наветренном склоне и на вершине горы. Количественные характеристики этого явления ограничиваются изморозью, т. е. оседанием тумана
в твердом виде.
По А. Лютницкому, в лесу возможно образование снежного покрова
высотою до 10 см из изморози. И. Никитин описал установление в лесу
санного пути по осыпавшейся изморози.
154-
По наблюдениям Г. Н. Высоцкого в Мариупольском лесничестве,
количество опадающей изморози в каждом отдельном случае составляет
0,7—1,6 мм.
Принимая минимальную цифру Г. Н. Высоцкого 0,7 мм и среднее
число дней в году с изморозью равным 60, получаем 35 мм, что составляет 9°/0 от годовой суммы осадков.
А. Д. Заморский неоднократно наблюдал в лесу дождь от намороси,
в то время как ни одна метеорологическая станция вблизи леса и даже
внутри него не отмечала измеримого количества осадков. Оголенный
лиственный лес даже вдали от опушки дает большое количество намороси. Лес, одетый листвой, быстрее улавливает влагу тумана, поэтому
количество намороси в этом случае резко уменьшается от опушки вглубь
леса.
Особенно велика роль изморози и намороси в горных районах с частыми туманами. Количественный учет горизонтальных осадков — неотложная задача ближайших лет.
Вне зависимости от воздействия на количество выпадающих осадков,
лесные насаждения оказывают существенное влияние на снежный покров,
его мощность, плотность и продолжительность залегания.
Основная причина увеличения мощности снежного покрова в лесу по
сравнению с полем заключается в отсутствии сдувания снега ветром. На
опушках леса высота снежного покрова бывает особенно велика за счет
дополнительного надувания снега с прилегающих открытых участков.
Кроме того, увеличивают мощность снежного покрова и вышеуказанные
„горизонтальные осадки". Причем на долю опушки „горизонтальных
осадков" приходится больше. Но задержание снега кронами деревьев,
особенно хвойными, наоборот, уменьшает мощность снежного покрова,
так как с крон снег интенсивнее испаряется. Благодаря этому обстоятельству, в глубине густых хвойных лесов снежный покров может быть
даже меньше, чем в поле.
Исследования И. С. Нестерова в Петровской даче Тимирязевской
сельскохозяйственной академии (Москва) еще в начале нашего столетия
показали, что запасы снеговой воды в различных насаждениях могут
существенно различаться (табл. 96).
Т а б л и ц а 96
Запас влаги в снежном покрове по данным И. С. Нестерова. Март 1906 г.
Характер лесонасаждения
Запас
влаги,
мм
Молодые посадки 2—4 лет на небольших полянах и лесссеках .
Б е р е з о в о е насаждение 35—75 лет
Д у б о в о е насаждение 25 и 90 лет
Д у б о в о е насаждение 25—30 лет .
Сосновое насаждение 60—90 лет .
Е
L Iл
J Iо
Uв
Dо
Uе
C насаждение
П С И А Л Ч А ^ П П С 25—35
U J лет
J J G 1 . .. . . . . . . . . . .
Сосновое насаждение с примесью березы 65—75 лет
То же, с примесью лиственницы
То же, с елью
Опытное поле
129
128
141
78
81
54
111
79
73
79
155.
Наибольшие запасы снеговой воды скапливаются в лиственных насаждениях, в чистых : хвойных они значительно меньше — на 40 и даже
6О°/0. Примесь березы значительно увеличивает запас воды.
По данным А. П. Тольского для Борового лесничества и Бузулукского бора, снег лежит в лесу на одну неделю дольше, чем в поле.
По наблюдениям в Парфинском лесничестве (около Старой Руссы) и
в Петровской даче (под Москвой), т. е. в более северных условиях,
снег задерживается в лесу значительно дольше — на 2 недели и даже
1 месяц — по сравнению с полем.
Задержка таяния снежного покрова в лесу, имеющая очень большое
значение в отношении регулировки стока, объясняется не только большой
его мощностью, но и ослаблением турбулентного обмена, который играет
ведущую роль при таянии снега за счет адвекции теплого влажного
воздуха. Таяние за счет радиационного тепла в лесу может итти даже
несколько интенсивнее. Значительно меньшее по сравнению со снегом
альбедо стволов деревьев увеличивает поглощение солнечной радиации,
благодаря чему уже в первые солнечные дни снег вокруг деревьев тает,
образуя хорошо всем известные воронки.
Большая мощность снежного покрова и более медленное его таяние
способствуют большему накоплению влаги в лесной почве по сравнению
с полем, особенно при наличии лесной подстилки (опавшие листья и хвоя,
травяной и моховой покров).
Н. Ф. Сазыкин указывает, что почва под подстилкой, даже замерзая,
остается пористой и, следовательно, водопроницаемой. Способствуя просачиванию талых и ливневых вод в глубину почвы, подстилка оказывает
благоприятное влияние на влагооборот, уменьшая поверхностный сток.
В этом по преимуществу и заключается водоохранное значение леса.
По Н. Ф. Сазыкину, скорость впитывания воды в почву при наличии
подстилки увеличивается втрое. Но указанная величина может существенно варьировать в зависимости от характера подстилки. Наиболее
высоким и быстрым водопоглощением отличается моховой и особенно
сфагновый покров. Разрушение подстилки, например, при пастьбе скота
в лесу уменьшает поглощение воды, а следовательно, и снижает водо-.
охранную роль леса.
Повышенный запас влаги в почве может способствовать некоторому
увеличению испарения лесом в целом по сравнению с рядом расположенными полями. Не считая опушек леса, запасы влаги в которых особенно велики за счет прилегающих открытых участков, в самом лесу
увеличение запаса может итти за счет уменьшения стока, который в равнинных условиях редко превышает 20°/0 от годовой суммы осадков
(а в засушливых условиях составляет не больше 10—15°/0) и „горизонтальных осадков", которые могут составить 10°/0 от общей суммы.
Испарение леса (включая в это понятие транспирацию и испарение
как с почвы, так и с поверхности деревьев) определяется характером
лесонасаждения, общеклиматическими условиями и особенностями местоположения.
Широколиственные леса Белоруссии и северо-западной Украины, где
годовая сумма осадков превышает 600 мм, имеют возможность и фактически испаряют значительно больше, чем тайга в Якутии при годовой
сумме осадков менее 300 мм. Особенно мало испаряет саксауловый лес
156-
в пустынной зоне Средней Азии. Эвкалиптовые деревья, наоборот, испаряют очень много, их культивируют специально для осушки болот.
Леса, расположенные в пойме рек и в местах выхода грунтовых:
вод, испаряют больше, чем леса на водоразделах с глубоким уровнем
грунтовых вод. Их испарение лимитируется не осадками, а подтокомгрунтовых вод, а при неограниченном их притоке — тепловой энергией,
необходимой для испарения.
Радиационное тепло обеспечивает летом в лесной и степной зонах;
суточное испарение порядка 5 мм. Большее испарение больших лесных,
массивов возможно лишь за счет адвекции тепла, например при суховеях.
Потенциальные возможности испарения у леса в целом, включая
деревья всех ярусов, подлесок и травостой, могут быть больше, чему травостоя на лугу или в поле, особенно за счет более длинного посравнению с степной и полевой растительностью периода вегетации.
Поэтому лес может иссушать почву по сравнению с степными участками,,
но лишь в том случае, если излишек испарения будет превышать увеличение прихода влаги за счет уменьшения стока и дополнительных,
осадков. Задача агролесомелиораторов заключается в разработке таких,
типов лесных насаждений, которые, способствуя увеличению прихода
влаги, при расходовании ее не выходили бы за определенные пределы..
Исследования И. М. Лабунского в Велико-Анадоле прекрасно подтвердили роль подбора древесных пород в создании леса, соответствующего данным климатическим условиям. Так называемый древесно-теневойтип насаждений, с дубом в виде главной породы и остролистным кленоми липой в качестве подгона, расположенный на водоразделе, оказался'
не только наиболее приспособленным к выживанию в степных условиях,
но и способным кардинальным образом изменить в благоприятную сторону уровень грунтовых вод, а вместе с ним и влажность почвы прилегающих полей.
При лесонасаждении в засушливых районах необходимо сообразоваться с климатическими возможностями или приурочивать лесные насаждения к участкам с подтоком поверхностных или грунтовых вод, например к „падинам". „Падинами" в Прикаспийской низменности называют
понижения рельефа, куда стекает вода при снеготаянии. В таких „падинах" произрастание леса будет обеспечиваться не только местнымиосадками, но и осадками прилегающей территории.
Хотя лес в целом может испарять не меньше, чем поле или луг, нопод пологом леса, благодаря защищенности от солнца и слабому турбулентному обмену, испаряемость, да и само испарение, значительно
слабее по сравнению с полем. Так, по данным А. П. Тольского, испаряемость по эвапорометру Вильда с мая по сентябрь в лесу составляетлишь 40—50°/ 0 от испаряемости на поляне. О меньшем испарении непосредственно с почвы свидетельствует ббльшая влажность поверхностных,
слоев лесной почвы по сравнению с полем и залежью.
Что касается влажности воздуха в лесу и ее изменения по вертикали;,
то она определяется преимущественно испарением с крон деревьев;,
ослабленным турбулентным обменом внутри леса и температурным режимом.
В густом лесу наибольшая абсолютная влажность в дневные чаек;
приурочена к кронам деревьев, что и наблюдалось В. Н. Оболенским
157-
® молодом еловом лесу, .вверх и вниз от крон абсолютная влажность
убывает. Наибольшая относительная влажность в густом лесу чаще
^наблюдается над кронами и у поверхности почвы, так как она приурочена ко времени наступления минимума температуры.
Сравнение абсолютной влажности на высоте 2 м в лесу и в поле,
по данным Борового опытного лесничества, показало отсутствие скольконибудь заметных различий. Относительная влажность на той же высоте
в лесу заметно выше (на 2—4°/ 0 ) по сравнению с полем.
Обобщая все сказанное в отношении микроклимата почвы и прилегающего к нему слоя воздуха в густом лесу, мы приходим к выводу,
что он существенно отличается от микроклимата луга
и поля. Ослабленная освещенность, ровный ход температуры (с малыми суточными колебаниями, с более
длинным безморозным периодом, но зато и с менее
высокими дневными температурами), слабый ветер и
слабая испаряемость создают
совершенно
своеобразные
условия как для почвенных
процессов, так и для произрастания травяного и мохоО
20
40
SO
80 М
Диаметр
гнездовой
вырубки
вого
покровов. Не случайно,
. I
I
I
I I i с I I I I [ I I
0
0,1
0,2
03
OA 0,5 0,6 га
что именно под пологом
Площадь
гнездовой
вырибпи
1
I
Hi
!
_
I
I
леса растительность тундры
0
1
2
3
проникает далеко к югу.
Отношение диаметра вырубки к высоте леса
И неудивительно поэтому,
что после вырубки леса проР и с . 67. В о з р а с т а н и е м о р о з о о п а с н о с т и с у в е л и ч е н и е м п л о щ а д и г н е з д о в ы х в ы р у б о к (по
исходит изменение почвенГейгеру).
ного и травяного покрова.
1 — 17 холодных весенних дней; 2 — 6/VI 1940 г .
Тенелюбивые, не приспособленные к резкой смене температур и большой испаряемости растения
вытесняются луговой и степной растительностью.
Основные особенности климата леса, т. е. ослабление освещенности,
•более ровный ход температуры, меньшая скорость ветра и испаряемость,
сохраняются вплоть до верхней поверхности крон. Все это делает
существенно различными условия развития дерева внутри леса, на его
опушке и. в открытом поле.
Особые условия создаются и на лесных полянах.
Климат лесных полян зависит от их размера и характера опушки.
Маленькие поляны, затеняемые окружающими деревьями, не изолированные от леса густыми опушками из подлеска и кустарников, мало чем
отличаются по своему климатическому режиму от редкого леса, но по
мере увеличения площади поляны и окружения ее плотными опушками
климат полян резко изменяется.
На малых, не отделенных плотными опушками, полянах приход
солнечной радиации, так же как и эффективное излучение, ослаблен за
.158
счет затенения окружающими деревьями. Это сближает их с лесом.
Беспрепятственный же обмен между лесом и такой поляной сглаживает
возникающие различия. На больших полянах затенение окружающими
деревьями играет незначительную роль. Наличие же у поляны плотной
опушки затрудняет обмен между лесом и поляной. Уменьшенная по
сравнению с открытым местом скорость ветра ослабляет на поляне турбулентный обмен. В совокупности все это создает на больших полянах
с плотными опушками своеобразные условия, более отличающиеся от
леса, чем открытое поле. Климат полян имеет много общего с климатом долин и даже котловин.
Прежде всего на таких полянах резко возрастает суточная амплитуда
температуры. Суточная амплитуда температуры увеличивается за счет
повышения дневных температур и особенно за счет понижения минимумов.
На рис. 67 представлено возрастание морозоопасности по мере увеличения диаметра гнездовой вырубки. При увеличении диаметра вырубки
от 20 до 80 м минимальная температура за 17 холодных дней понизилась от 7,5 до 4,0°. Для полян, диаметром 0,5—0,8 км и более,
И. А. Гольцберг дает характеристику суточной амплитуды температуры
и среднего из абсолютных минимумов, выраженные в отклонениях от
значений тех же элементов на открытом ровном месте (табл. 97).
. Таблица
97
Отклонения средней суточной амплитуды А и среднего из абсолютных
минимумов М температуры воздуха на поляне
I
А
М
II
III
IV
V
VI
VII
VIII
IX
X
XI
XII
1,0
0,5
0,0
1,9
1,0
0,0
0,5
0,5
0,5
1,0
1,0
0,5
- 2 , 0 - 2 , 0 —2,0 - 2 , 0 - 1 , 0 —2,0 - 2 , 5 - 2 , 5 - 2 , 0 —2,0 - 2 , 5 - 2 , 5
На полянах длина безморозного периода уменьшается по сравнению с открытым местом на 20—30 дней. Таким образом, климат поляны
оказывается более суровым, чем климат открытого поля, не говоря
уже о лесе. Уменьшение скорости ветра способствует более равномерному распределению снега по сравнению с открытым местом, а также
уменьшению испаряемости. Рельеф (долина, склоны) может усиливать
и ослаблять особенности климата полян.
Глава
16
КЛИМАТ ГОРОДА
Климат города представляет собою сложное явление, определяемое
не только характером застройки, озеленением, но и рельефом местности.
Большую роль играет наличие промышленных предприятий.
Влиянию рельефа и растительности посвящены специальные главы,
и потому здесь мы остановимся лишь на характеристике влияния застройки
и промышленных предприятий.
159-
Газообразные и твердые (дым, сажа) отходы промышленности наряду
с пылью образуют пелену, расстилающуюся над городом. В Лондоне
на 1 м 2 поверхности падает за 1 месяц в среднем более 10 г сажи и
прочих продуктов загрязнения атмосферы. В промышленных центрах
эта цифра может быть в 2 раза больше.
Загрязнение атмосферы уменьшает ее прозрачность, что приводит к
уменьшению прямой солнечной радиации, а также эффективного излучения.
В Ленинграде напряжение солнечной радиации, по данным Г. А. Любославского, в среднем на 17°/0 меньше, чем в Павловске (в 25 км
к югу от города). Различие зависит от направления ветра и при ветре
с моря уменьшается до Ю°/0. Но уменьшение прямой радиации компенсируется в какой-то части увеличением рассеянной радиации и уменьшением радиационного расхода тепла путем эффективного излучения.
В результате дневной баланс если и изменяется, то незначительно. Ночное
радиационное выхолаживание уменьшается более существенно.
При наличии снежного покрова осаждение сажи и дыма способствует
загрязнению его поверхности, а следовательно, и уменьшению его альбедо.
Благодаря этому обстоятельству в городе снег сходит на одну-две недели раньше, чем в его окрестностях.
Типичной деятельной поверхностью в городе являются железные
крыши, каменные стены домов, покрытые асфальтом или камнем улицы.
Испарение с этих поверхностей, а следовательно, и расходы тепла на
испарение незначительны, так как осадки, не задерживаясь, стекают по
водосточным трубам и канализации.
Железо крыш, кроме того, отличается небольшой теплоемкостью,
теплопроводность железа и камня сравнительно велика.
Скорость ветра (см. табл. 70), а следовательно, и турбулентный
обмен в городе ослаблены. Все это в совокупности повышает температуру
Средние месячные
Высота
над уровнем
моря
(в м )
I
11
III
Москва — город (бывший Межевой
институт)
167
—10,2
-8,5
-4,1
Окраина Москвы
мовское)
160
-10,8
-9,1
-4,8
0,6
0,6
0,7
7,6
--7,7
-4,1
— 8,1
—8,3
-4,7
0,5
0,6
0,6
Наименование станций
Разность
(Петровско-Разу-
. . .
Ленинград — город
остров)
(Васильевский
6
Окраина Ленинграда (Лесной институт)
Разность
160-
.
26
-
воздуха города по сравнению с окрестностями, особенно в вечерние
часы, когда здания, сильно нагретые днем, постепенно отдают свое тепло
воздуху. В табл. 98 приведены данные (по Л. С. Бергу) для Москвы,
Ленинграда и их окрестностей, характеризующие средние температуры
воздуха.
.
В среднем в городе теплее по сравнению с окрестностями более чем
на 0,5°.
Выше в городе и абсолютные минимумы. Так, в Москве в среднем
за 1910—1926 гг. средний из абсолютных годовых минимумов составлял —28,0°, а в Петровско-Разумовском —31,2°. В отдельные годы
различие в абсолютных минимумах достигало 6°. В Ленинграде, на Васильевском острове (Главная физическая обсерватория), 25/XII 1892 г. температура спустилась до —34°, а в Лесном до —41°. Несколько меньшие
различия минимальных температур приводит А. А. Каминский для Харькова, Воронежа и Пензы, что объясняется меньшей их застройкой.
Отмечено, что повреждения растений от заморозков в городе происходит
гораздо реже, чем за его пределами.
Повышение температуры в городе по сравнению с окрестностями
растет по мере увеличения города и его застройки. Это обстоятельство
сказалось на вековом ходе температуры воздуха. Во всех крупных городах (Ленинграде, Берлине и др.) температура медленно растет на протяжении столетия, вне зависимости от векового хода ее, определяемого
макропроцессами.
В различных частях города температурный режим неодинаков —
он зависит от наличия зеленых насаждений, ширины улиц, материала
зданий.
Наблюдения в ясные тихие дни показали, что днем особенно сильно
нагреваются широкие замощенные улицы и площади. Бульвары и плоТаблица
98
температуры воздуха
V
VI
VII
VIII
IX
X
XI
XII
4,1
12,7
16,4
18,7
16,5
10,8
4,4
-2,3
-7,5
3,4
11,8
15,6
18,0
15,8
10,1
3,7
-2,8
-8,0
0,7
0,9
0,8
0,7
0,7
0,7
0,7
0,5
0,5
2,8
9,5
14,6
17,5
15,5
10,6
4,7
—0,9
-5,5
2,5
9,4
14,2
16,8
14,7
9,8
4,0
—1,4
-7,0
0,3
ОД
0,4
0,7
0,8
0,8
0,7
0,5
1,5
IV
11 С. А. Сапожникова
161
щади, засаженные деревьями, днем нагреваются гораздо меньше. Узкие
переулки, затененные высокими зданиями, имеют в дневные часы наиболее низкую температуру.
В больших городах как абсолютная, так и относительная влажность несколько ниже благодаря ослабленному испарению. Но поливка . улиц повышает влажность.
Существенную деформацию претерпевает
в городе ветер. В застроенных улицах ветер
по преимуществу направлен вдоль улицы
в ту или иную сторону. Направление его
может быстро меняться и не совпадать с направлением воздушного потока над городом.
На улицах и перекрестках особенно легко
возникают вихри. Вихревая структура ветра
хорошо заметна при метелях, когда на одной
стороне улицы снег выдувается у мостовой,
а на другой — ветер наносит большие сугробы.
Струи ветра, перемещающиеся поперек улиц,
образуют как бы замкнутую циркуляцию
с восходящей ветвью по одной стороне улицы
и нисходящей по — другой.
О характере приземных воздушных течений некоторое представление дает рис. 68,
на котором приведены результаты анемометрической съемки. При основном воздушном
Рис. 68. Воздушные течения
в городе при СВ ветре.
потоке, имеющем скорость 7 м/сек, на улицах
и переулках, расположенных по направлению ветра, скорость его была порядка 4 м/сек.
В переулках, расположенных перпендикулярно к направлению ветра, наблюдается слабое
движение воздуха вдоль этих переулков с постоянной переменой
направления. В узких проходах скорость ветра может усиливаться.
При перегреве городской терриТ а б л и ц а 99
тории над ней возникают конвективные токи, а также система слабых
Число дней с туманом
ветров от периферии к центру.
Своеобразная циркуляция возникает
Сасово
Москва
Годы
и на отдельных улицах. Вдоль стен,
освещенных солнцем, наблюдается
движение воздуха вверх, по теневым
1930
109
39
стенам, наоборот, — вниз. Ночью при
1931
160
39
штиле стекание наблюдается по обеим
33
1932
173
сторонам улицы и подъем — на сере72
1933
144
дине улицы.
Продукты горения являются хорошими ядрами конденсации, благодаря чему количество туманов в городе увеличивается.
В табл. 99 приводится количество дней с туманом в Москве и
в одном из пунктов Московской области, удаленном от промышленных
центров (по А. И. Данилину).
В Москве не всегда было так много туманов. На рис. 69 представлен 35-летний ход туманов в Москве за период 1900 — 1934 гг., хорошо
162-
иллюстрирующий увеличение частоты туманов, что, конечно, связано
с ростом промышленности.
Наличие ядер конденсации, а также конвекция может привести
к образованию над городом кучевых облаков, что, в свою очередь, приводит к уменьшению числа ясных дней. Имеются данные, указывающие
на увеличение осадков над большими городами.
Во время зимних инверсий над промышленными областями, доставляющими в атмосферу большое количество дыма, нередко устанавливается так называемая „инверсионная мгла", имеющая наибольшую
плотность у верхней границы инверсии. Инверсионная мгла,, значительно
ухудшающая видимость, может
держаться неделями и рассеи200г
вается лишь с разрушением
инверсии.
В Восточной Сибири, бла150годаря резко выраженной инверсии температур, подобная мгла
и туманы образуются над сравнительно незначительными наг
100селенными пунктами и наибольшего развития достигают при
усиленной топке печей.
Инверсии температуры, ос50
лабляя турбулентный обмен,
способствуют застаиванию в
приземных слоях воздуха ядовитых отходов промышленности,
что в некоторых случаях, на1907 1908 1910 1316 1918 1922 1928 1930 1935
Годы
пример в долине Рура, приводило к массовым отравлениям. Рис. 69. 35-летний ход числа туманов
в Москве за 1900—1934 гг.
Вредное влияние близости
(по А. И. Данилину).
промышленных предприятий у
нас в СССР учитывается при планировке городов. Заводская и промышленная часть города располагается со стороны направления ветра
наименьшей повторяемости. Кроме того, от жилых кварталов она
отделяется защитной зоной садов и парков. Озеленение производится
и на территории самих заводов. Оно смягчает дневной нагрев, а также
содержание пыли в воздухе. В широкой мере озеленяются и жилые
кварталы.
В южных районах особое значение приобретают древесные насаждения, которые, затеняя улицы от прямых солнечных лучей, смягчают дневной жар. Радиационный режим, а вместе с тем и дневной нагрев регулируются ориентировкой и шириной кварталов.
Ш
а s
н
а
Раздел V
БОРЬБА С ВРЕДНЫМИ ЯВЛЕНИЯМИ КЛИМАТА И
ПОГОДЫ В ПРИЗЕМНОМ СЛОЕ ВОЗДУХА И
В ПОЧВЕ
Как уже указывалось в введении, микроклимат и местный климат
представляют для нас особый интерес благодаря тому, что изменение их
в нужном для нас направлении вполне реально и в ряде случаев вошло
уже в практику народного хозяйства.
Один из наиболее древних приемов изменения местного климата и
микроклимата — орошение — оказывает влияние на водный и на термический режим приземных слоев воздуха и почвы. Особенности последнего охарактеризованы в конце главы 8 и частично в главе 13. Изменение термического режима при орошении можно рассматривать как сопутствующее явление. Основной целью орошения является, как известно,
улучшение водного режима почвы.
В настоящем разделе мы на отдельных примерах ознакомимся с основными принципами тепловой мелиорации климата почвы и приземных
слоев воздуха, борьбы с заморозками, метеорологической эффективностью
полезащитных лесных полос и снегозадержания, причем мы не рассматриваем их производственную эффективность, поскольку последняя определяется рядом экономических факторов, которые не могут быть здесь
учтены.
Наибольший эффект, конечно, дают комплексные мероприятия, охватывающие по возможности все компоненты теплового баланса. При всех
условиях необходимо учитывать общие погодные и климатические факторы, так как последние в значительной мере определяют эффективность
проводимых мероприятий. Например, изменение радиационных свойств
деятельной поверхности оправдывает себя лишь при хорошо выраженном радиационном балансе, т. е. в ясную погоду.
Глава
17
ТЕПЛОВАЯ МЕЛИОРАЦИЯ. ЗАЩИЩЕННЫЙ ГРУНТ
Тепловая мелиорация почвы в северных районах заключается в повышении ее температуры, в южных в ряде случаев, наоборот,— в снижении
ее температуры.
Регулировка термического режима почвы может итти путем изменения радиационных свойств деятельной поверхности, изменения расходов
тепла на испарение, изменения турбулентного теплообмена почва—воз164-
аух изоляционными покрышками (мульчированием) и, наконец, так называемым закрытым грунтом, когда изолируется от свободной атмосферы
«е только почва, но и прилегающие к ней слои воздуха (парники и
теплицы).
Повышение температуры путем изменения радиационных свойств почвы,
например зачернением, дает наибольший эффект на светлоокрашенных
оголенных почвах с большим альбедо (20°/0 и более). В этом случае
зачернение почвы, например угольным порошком, снижающим альбедо
до 5°/0, увеличит поглощение солнечной радиации на 15°/0 и более. Наличие растительности уменьшает, конечно, радиационный эффект зачерне«ия почвы. Невелик эффект и в пасмурную погоду.
Для снижения температуры применяется увеличение альбедо путем
белого окрашивания. Так, побелка стволов и ветвей плодовых деревьев
снижает их температуру, что в свою очередь, задерживает на 4—5 дней
распускание почек и цветение и тем самым уменьшает вероятность повреждения их от заморозков.
Большое влияние на климат почвы оказывает мульчирование, т. е.
покрытие почвы специальной бумагой (мульчей), соломой, битумом,
стеклом. При этом покрывается только почва, и так, чтобы не мешать
развитию сельскохозяйственных культур. Мульчирование во всех случаях
резко уменьшает испарение с поверхности почвы. Тепловой же эффект
бывает различен. Покрытие почвы битумной эмульсией повышает температуру почвы в среднем на 2°. Солома, наоборот, в период прогревания
почвы снижает ее температуру.
Особенно большой эффект дают стеклянные рамы. Покрывая непосредственно почву, они повышают ее температуру на 5 — 7°, что объясняется не только благоприятным радиационным режимом —резким сокращением эффективного излучения, — но и уменьшением расходов тепла
«а испарение.
В естественных условиях своего рода мульчей, задерживающей летом
прогревание почвы, являются дерновина и вообще всякий растительный
покров. Так, согласно исследованиям П. И. Колоскова на Дальнем
Востоке, окультуривание почвы, т. е. снятие дерновины и распашка ее,
приводит к снижению, уровня вечной мерзлоты, особенно при условии
одновременного проведения мероприятий по увеличению снегонакопления и, следовательно, уменьшению зимней теплоотдачи.
Характеристика влияния травостоя на температуру почвы дана
в главе 9. Агротехнические мероприятия, регулирующие мощность травостоя и его сомкнутость (густота посева, удобрения)^ определяют особенности термического режима почвы. Интересные исследования в этой
области были проведены А. М. Шульгиным в Нальчике. Он наблюдал
температуру почвы под озимой пшеницей: 1) сплошного посева — с междурядьями 15 см и расстояниями в ряду 1,5—2 см, 2) с междурядьями
70 см и расстояниями в ряду 3 см, 3) с междурядьями 70 см и расстояниями в ряду 12 см, и для сравнения —на черном пару.
В табл. 100 (по А. М- Шульгину) приведены результаты этих наблюдений для пяти дней,. Наименьшие температуры отмечались на сплошном
посеве пшеницы, наибольшие — на пару. Широкорядные посевы с площадью питания 70 X ^ с м близки по температуре к сплошным посевам,
а широкорядные с площадью питания 7 0 X 1 2 см приближаются к пару.
165.
оолыпое различие в температуре почвы наблюдается и под просом
с различной площадью питания ( 3 0 X 1 , 5 и 60 X 5 см). Разность
в температуре почвы между этими участками в период цветения и спелости в 13 часов достигала в большинстве дней 6—10° на глубине 3 см
Таблица
100
Температура почвы на глубине 3 и 10 ш на посевах озимой пшеницы
при разной агротехнике и на пару в 13 часов. Нальчик, 1939 г.
Дата
наблюдений
3 см
Сплошной
посев
10 см
7 0 X 3 см 70X12 см
Пар
Сплошной
посев
7 0 X 3 см 70X12 см Пар
Июнь
28
29
30
26
26
28
26
30
28
32
34
34
33
38
38
22
22
22
22
22
22
24
24
24
26
28
28
Июль
1
2
28
26
28
28
32
32
34
36
22
23
22
23
24
24
27
28
и 3—0° на глубине 10 см. Наблюдения над озимой пшеницей и просом показывают, что решающее влияние на температуру почвы оказывает
количество растительной массы на единицу площади, степень ее сомкнутости.
Чем больше растительная масса, тем меньше дневной нагрев почвы,
тем меньше вся суточная амплитуда температуры почвы.
П. И, Колосков дает для суточной амплитуды температуры следующую эмпирическую формулу, связывающую амплитуду температуры
почвы, покрытой травостоем (Лт), с температурой оголенной почвы (А о ):
A - A - ^ f ,
(25)
где т — вес воздушно-сухой растительной массы в граммах на 1 м 2 ;
k — коэфициент, значение которого близко к двум.
Таким образом, существенные изменения теплового режима почвы
можно получить, регулируя ее растительный покров.
Для улучшения термического режима почвы и припочвенных слоев
воздуха используется регулировка теплообмена почва—воздух. Ослабление скорости ветра в приземных слоях воздуха, я тем самым и теплообмена, в дневные часы и, наоборот, усиление теплообмена в ночные
члеи способствуют повышению температуры не только почвы, но и прилегающих слоев воздуха: днем за счет уменьшения отдачи тепла в свободную атмосферу, а ночью, наоборот, за счет увеличения его поступления из свободной атмосферы.
Кулисы в виде высоких травянистых или кустарниковых растений
уменьшают турбулентный обмен не только днем, но и ночью. Тем не
менее они все же повышают средний термический режим почвы и приле1ающих слоев воздуха, так как дневной режим играет решающее
значение в общем теплообороте.
166-
М. В. Шохин в Главном ботаническом саду Академии наук СССР
использовал для регулировки теплообмена почва —воздух марлевые
кулисы—полотнища длиной 2 м и шириной 1 м. Днем марлевые кулисы
защищали делянки с сельскохозяйственными культурами от ветра,
а ночью скатывались и не мешали турбулентному обмену. Максимальная температура среди марлевых кулис по сравнению с контрольным
участком в среднем была выше — на высоте 5 см на 2,6°, на 20 см —
1,9°, на 40 см — 0,4°.
Повышенное накопление тепла в дневные часы способствовало и
некоторому повышению минимальных температур (на поверхности почвы
на 0,8°). В результате урожай арбузов среди кулис оказался значительно
выше по сравнению с контролем.
В зимнее время основным приемом борьбы за повышение термического режима почвы и улучшения условий перезимовки озимых является
снегозадержание. Помимо снегозадержания, при помощи лесных полезащитных полос, которым посвящена специальная глава, большой эффект
дает предложенный академиком Т. Д. Лысенко в 1941 г. метод посева
озимых по необработанной стерне яровых культур. Этот способ посева
разрешает проблему внедрения озимой пшеницы в суровые малоснежные
степи Сибири.
Т. Д. Лысенко было установлено, что зимняя гибель озимой пшеницы определяется не непосредственным действием низких температур,
а механическим повреждением надземных и подземных частей растений.
Не покрытые снегом надземные части растений, хрупкие при больших
морозах, ломаются и секутся сильным ветром, подземные же части разрываются крупными кристаллами льда, образующимися при промораживании обработанной, рыхлой почвы. При стерневом посеве жесткие
условия зимовки озимых резко смягчаются. Стерня сама по себе уменьшает скорость ветра, увеличивая шероховатость подстилающей поверхности, и тем предохраняет озимые от механических повреждений. С момента выпадения снега стерня создает равномерный, мощный и постоянный
снежный покров, защищающий озимь как от механических повреждений,
так и от влияния температур. В табл. 101 (по.А. Головлеву) приводятся
сравнительные данные по мощности снежного покрова и по температуре на глубине узла кущения (около 3 см) в зависимости от характера
посева.
Таблица
101.
Снежный покров и температура почвы на глубине узла кущения озимых.
Барнаульская селекционная станция, 1947/48 г.
Характер почвы
10/XI1
20/XII
зо/хи
10/1
20/1
|
30/1
—4,2
-6,4
-4,5
—8,4
-4,9
-12,2
32
12
32
23
36
30
Т е м п е р а т у эа почвы
По стерне
П о пару
-2,5
-8,5
—14,5
—20,5
-11,2
" -10,4
С н е ж н ы й п о к р о в (в см)
По стерне
По пару .
23
14
18
10
34
10
167.
По данным А. Головлева, при посеве на пару гибнет 82—ЮО°/0
озимых, а на стержневых посевах процент гибели не превышает 1,5—
3,5о/0.
Большая мощность снежного покрова способствует увеличению влажности почвы и тем самым компенсирует некоторый недостаток влаги на
стерне осенью по сравнению с паром.
Снегозадержание можно проводить при помощи кулис. В данном
случае кулисы представляют собой ряды высоких однолетних растений
(например, подсолнечник), высеваемых на полях, преимущественно озимых
культур. Высота таких кулис может достигать 1 м и более. Уменьшая
скорость ветра в приземном слое, они тем самым способствуют снегозадержанию.
В табл. 102 приводятся данные А. М. Шульгина, характеризующие
высокую эффективность этого метода. Кулисы задерживают первый же
снег, и в результате к началу сильных морозов в конце декабря —
начале января высота снежного покрова достигает 30—40 см, в то
время как на полях без снегозадержания он не превышал 10—17 см.
Большое различие в высоте снежного покрова сохраняется и во вторую
половину зимы. Кулисы сохраняют свое значение и к концу зимы, когда
среди них остается еще значительный слой снега, в то время как на
открытых полях он уже сходит, и растения могут подвергаться резким
температурным колебаниям. Снег среди кулис сходит на 1 — 2 недели
позже. Промерзание почвы на открытых участках в районе Барнаула
достигало 1,5—2,0 м, а на участках со снегозадержанием—только
50—70 см
Таблица
102
снежный покров на озимых полях с кулисами и без кулис (в см).
Барнаул, 1941—1948 гг.
Вид поля
XI
XII
I
II
III
С кулисами . .
Б е з кулис . .
20
8
38
13
45
17
52
17
53
12
Эффективность кулис определяется расстоянием между ними. По данным А. М. Шульгина, наиболее эффективным оказалось снегозадержание
кулисами с расстоянием между ними в 3,6 м.
Загущенные кулисы особенно резкий эффект дают в зимы с сильлными ветрами. В табл. 103 (по А. М. Шульгину) приводятся данные
по снежному покрову для различной ширины межкулисных полос в ветреную зиму 1942/43 г.
Увеличение снежного покрова, естественно, повышает температуру
лочвы и особенно минимальные температуры благодаря сглаживанию
колебаний. В табл. 104 (по А. М. Шульгину) приводятся данные по
минимальным температурам почвы на глубине узла кущения озимых
(3 см) на открытых полях и на полях со снегозадержанием.
Минимальные температуры среди кулис были всегда значительно
выше, чем на участках без кулис. Причем в наиболее СУРОВУЮ ЗИМУ
168-
1942/43 г. различия оказались наибольшими и превышали 20°. Различие
в термическом режиме сказалось на состоянии озимых культур: на
участках со снегозадержанием процент их гибели не достигал 15, а на
участках без снегозадержания колебался от 60 до 100°/0.
Т а б л и ц а ! 03
Высота снежного покрова на полях с различной
шириной межкулисных полос (в см)
Барнаул, 1942/43 г.
23/XI 29/XII
Вид поля
Без кулис
Кулисы ч е р е з 10,8 м
То ж е 7,2 м
. . . .
То ж е 3,6 м
. . . .
6
8
14
19
20/1
10/11
26/II
3
11
16
30
10
13
27
36
24
31
• 45 .
ео
4
9
: 15
23
Накапливая снежный покров, кулисы, естественно, повышают запас
влаги в почве, о чем свидетельствует табл. 105 (по А. М. Шульгину).
Таблица
104
Влияние снегозадержания на минимальные
температуры почвы на глубине 3 см
Годы
Вид поля
Высота
снега (в см)
1941/42
Кулисы
Б е з кулис
Кулисы
Б е з кулис
Кулисы
Б е з кулис
Кулисы
Без к у л и с
30—58
0-30
20—60
0—24
35-51
0-14
31-50
0-20
1942/43
1943/44
1944/45
Минимальная
температура
-14,0
-26,2
-8,0
—32,0
—15,0
—23,1
—12,9
—18,9
Таблица
105
Влияние снегозадержания на накопление активной влаги в метровом слое
почвы (в мм). Барнаул
1944/45
1943/44
Вид поля
Кулисы
Без кулис
. . . .
осень
весна
115
116
180
131
Д •
65
15
осень
весна
Д
95
98
139
105
44
7
:
16.)
На полях без кулис увеличение запаса влаги за счет зимних осадков
ничтожно — 7—15 мм. Снегозадержание же при помощи кулис увеличивает его в 4—6 раз.
Существуют другие способы снегозадержания, причем все они оцениваются не по одному метеорологическому эффекту, но и с точки зрения
агротехнических требований, на которых мы здесь останавливаться не
можем. Приведенные примеры хорошо иллюстрируют те возможности
в отношении мелиорации климата почвы, ее теплового режима и влажности, которые открывает перед нами регулировка снежного покрова.
В заключение остановимся на климате так называемого „защищенного грунта", к которому относятся парники и теплицы разной конструкции. Проблема защищенного грунта в земледелии приобретает все большее народнохозяйственное значение.
Таблица
106
Температура почвы в открытом грунте и в парнике под стеклом
Глубина 10 см
Поверхность почвы
Месяц и место
наблюдений
21 ч. Среднее
7 ч.
13 ч.
21 ч. Среднее
7 ч.
13 ч.
17,6
19,8
25,8
29,5
14,6
17,9
19.3
22.4
16,5
19,0
19,6
21,5
19,0
21,5
18,4
20,6
9,2
12,6
16,0
21,1
9,0
12,7
11,4
15,4
11,8
14,2
12,3
15,2
12,1
15,6
12,1
15,0
6,2
8,1
9,8
12,8
5,9
8,3
7,3
9,7
7.5
9.6
8,3
10,1
8,2
10,2
8,0
10,0
Август
Открытый грунт .
Парник
Сентябрь
Открытый грунт .
Парник
Октябрь
О т к р ы т ы й грунт .
Парник
Благоприятное действие парника особенно проявлялось при заморозках. При сентябрьских заморозках температура поверхности почвы
в парнике была на 5—6° выше по сравнению с открытым грунтом
(табл. 106).
И. А, Банковский в 1932 г. вблизи Свердловска исследовал метеорологический режим солнечной теплицы без обогрева. Оказалось, что за
период с 21/VI по 20/Х средняя температура воздуха в теплице была
выше по сравнению с открытым воздухом на 3,6°. Средние же максимумы за тот же период отличались на 6,5°, минимумы — на 2,5°. В дни
с заморозками на открытом воздухе, которых за рассматриваемый
период было 44, разность минимальных температур равнялась в среднем 5,5'\ причем лишь в 6 случаях температура в теплице снизилась
ниже 0°. Теплицы отличаются и большей влажностью воздуха, как
абсолютной, так и относительной (в среднем на Ю°/0).
170-
В теплицах с дополнительным обогревом можно создать любой термический режим. . В специальных зимних теплицах обеспечивается и
искусственное освещение (характеристика их особенностей выходит ужеза пределы микроклиматических исследований).
Г л а в а 18
БОРЬБА С ЗАМОРОЗКАМИ
В условиях континентального климата, преобладающего на большей'
части Советского Союза, проблема борьбы с заморозками имеет исключительное значение.
Весною и осенью в средней и южной части СССР, а на севере —
и летом, в районе же субтропиков — зимой, вследствие большой суточной амплитуды температур, дневные температуры обеспечивают нормальную вегетацию растений, ночные же заморозки могут в течение нескольких часов погубить их. Поэтому борьбах заморозками способствует
наиболее полному использованию благоприятных особенностей климата.
На северной границе земледелия в защите от заморозков нуждаются*
картофель и хлебные злаки, в средней полосе — фруктовые деревья,
на юге — хлопок, в субтропической зоне — мандарины, апельсины и другие субтропические культуры.
Защита фруктовых деревьев и виноградников от вредного действия
заморозков при помощи дымового окуривания известна с очень давнихвремен.
Помимо дымления, для борьбы с заморозками применяют специальные грелки. Приводились опыты по повышению температуры во времязаморозков и другими способами: перемешиванием воздуха при помощи»
пропеллера и повышением теплоотдачи из почвы. Кроме того, применяются разного рода покрышки. Перечисленные приемы базируются*
на особенностях погодных условий, сопровождающих заморозки.
Хотя в большинстве случаев заморозки образуются на фоне адвекции^
холрдного воздуха, но решающее значение оказывает ночное выхолаживание за счет интенсивного эффективного излучения. Образующаяся*
при этом инверсия температур ослабляет турбулентный обмен, т. е_
подачу тепла из верхних, еще не успевших остыть, слоев воздуха, и
тем самым дополнительно способствует выхолаживанию приземного слоя*
воздуха и самой деятельной поверхности, в том числе и поверхности'
растений, их листьев, цветов и плодов.
Выделение тепла при конденсации водяного пара, в частности при.
росообразовании, в том случае, если точка росы лежит выше 0°, препятствует образованию заморозков, так же как и хорошая теплопроводность почвы при достаточном ее прогреве в дневные часы. Таким образом, в формировании заморозков играют роль все компоненты теплового
баланса.
. .
..
При дальнейшем рассмотрении мероприятий по борьбе с заморозками мы и будем исходить с точки зрения регулировки каждого
из них.
Малые скорости ветра, являющиеся одной из причин резкого снижения - ночной температуры, в то же время способствуют проведению171.
•большинства мероприятий, которые носят обычно локальный характер,
<и потому успешность этих мероприятий, естественно, связана с малой
•подвижностью воздуха.
Эффективность приемов борьбы с заморозками определяется по разности температур воздуха на обогреваемом участке и на контрольном.
'Так как минимальная температура в естественных условиях очень варьирует, то это обстоятельство может быть одной из причин противоречивых оценок. Кроме того, термический эффект мероприятий зависит
•от особенностей местного климата. Большое значение должна иметь
-степень самостоятельности местного климата, роль его в формировании
.местной адвекции—-стока и притока холодного воздуха, которой до
самого последнего времени не уделялось внимания. ,
Использование разности температур воздуха (обогреваемый участок —
контрольный) в качестве показателя эффективности мероприятий иногда
•может преуменьшить его практическую роль. В конечном итоге необходимо регулировать не температуру воздуха, а температуру самих
растений, которая в естественных условиях ниже температуры воздуха
«период ночного выхолаживания. Поэтому мероприятия могут дать
«практический эффект в смысле защиты растений от заморозков при
условии повышения температуры самого растения и при незначительной
разности температуры воздуха-на обогреваемом участке и контрольном.
Естественно, что наиболее эффективными способами борьбы являются
.комплексные, изменяющие не один, а несколько компонентов теплового
•баланса.,:
...
Рассмотрим наиболее старый метод борьбы с заморозками при
домощи дымления. Теоретический .анализ этого метода был проведен
М. Е. Берляндом и II. Н. Красиковым. При постановке дымовой завесы
ослабление ночного выхолаживания происходит в основном под влиянием трех факторов:
1) уменьшения эффективного излучения благодаря наличию дымового
локрова;
2) непосредственного распространения тепла от источника дыма,
так как обычно образование дыма сопровождается выделением тепла;
3) выделения тепла при конденсации водяного пара на гигроскопических частицах дыма.
По М. Е. Берлянду, ослабление дымлением эффективного излучения А/? может быть приближенно представлено следующей формулой:
Д/?=7?( 1 - е
(26)
-где R
эффективное: излучение на контрольном пункте без дымления;
-р — расход дымового вещества, и — скорость, ветра, а —коэфициент
поглощения, значение которого 1500—«-ЗООО. Формула (26) показывает,
что снижение эффективного излучения Д R тем больше, чем, больше
само R. Кроме Того,: &R возрастает с увеличением расхода дымового
-вещества и с уменьшением скорости ветра.
Тепловой эффект уменьшения эффективного излучения, т.. е. пре•вышение температуры воздуха на задымленном участке по сравнению
с незадымленным за счет уменьшения излучения, определяется не только
.12
уменьшением эффективного излучения в данный момент, но длительностью дымления, скоростью ветра, турбулентным обменом, тепловыми*
свойствами почвы и высотою над деятельной поверхностью.
Тепловой эффект дымления возрастает пропорционально ослаблениюэффективного излучения и примерно пропорционально корню квадратному из времени дымления. С высотою тепловой эффект существеннозатухает. Увеличение скорости ветра и турбулентного обмена, а такжетеплопроводности деятельного слоя также снижает тепловой эффекг
уменьшения эффективного излучения, так как в этих случаях и бездымления выхолаживание приземного слоя сравнительно невелико вследствие интенсивного подтока тепла из почвы и из воздуха. Благодаря»
этому обстоятельству тепловой эффект дымления на участке, покрытом
мощным травостоем, препятствующим поступлению тепла из почвы,
будет больше, чем на участке с несомкнутым травостоем, особенно при<
влажной почве. На торфяных участках тепловой эффект дымления будетбольше, чем на минеральных.
При дымлении с помощью шашек или дымовых куч в процессе
горения выделяется определенное количество тепла. По П. Н. Красикову, при сжигании одной дымовой шашки выделяется 700 б. кал пр№
весе шашки 1,8 кг и времени горения 10 минут, а при сжигании
обычной дымовой кучи выделяется 1000 б. кал на каждый килограмм»
веса кучи при времени горения около 2—3 часов.
Благодаря этому' воздух, окружающий источник дыма, будет нагреваться, причем тепловой эффект примерно обратно пропорционален расстоянию от источника, скорости ветра и коэфициенту турбулентного'
обмена. Уменьшается нагревание и с высотою.
Что касается выделения тепла при конденсации водяного пара, то*
оно может иметь место в том случае, если в состав дыма входят гигроскопические вещества и если влажность воздуха достаточно высока..
Конденсация водяного пара, кроме непосредственного теплового эффекта,,
способствует уменьшению эффективного излучения.
Опыты, проведенные в Главной геофизической обсерватории М. Е. Берлянд и П. Н. Красиковым, показали, что одновременное сжигание
50 шашек белого дыма на 1 га при скорости ветра 1 м/сек на высоте2 м и относительной влажности, близкой к 90°/0 (длительность горения
шашки 10 минут), может создать тепловой эффект порядка 1°, причем
роли указанных трех компонентов приблизительно равные. При относительной влажности менее 80% тепловой эффект снижается, так как.
теплоту конденсации в этом случае можно считать равной нулю.
Повышение температуры существенно зависит от скорости ветра.
При штиле сжигание того же количества шашек повышает температуру
на 2,5°, наоборот — при скорости ветра более 2 м/сек эффект не превышает 0,5°. Тепловой эффект дымовых куч менее значителен (при 100кучах на 1 га, по 100 кг каждая и скорости ветра 1 м/сек возможно"
все же повышение температуры на 1°).
Наиболее эффективным способом борьбы с заморозками в настоящее
время признан открытый обогрев растений. При этом методе нагревание происходит за счет тепла, образующегося при сжигании твердого
или жидкого топлива в специальных грелках. Тепло распространяется
от грелки как турбулентным, так и радиационным путем. По данным173.
В. G. Лаврийчук, производившей опыты в субтропической зоне Западного Закавказья, на плантациях лимонов 100 двухтрубных нефтяных
грелок на 1 га нагревают Еоздух на 2—2,5°, а 400 грелок — на 5°.
Лучшей из существующих является грелка Никифорова. Она состоит
413 бака-резервуара для нефти и цилиндрической трубы высотою около
1,5 м. В зависимости от ширины труба расходует в час 1,2—1,75 кг
горючего.
Наибольший эффект должен дать комбинированный метод использования грелок и дымовых шашек. К сожалению, открытый обогрев
лока применяется лишь в субтропической зоне, что частично объясняется
относительно высокой стоимостью метода, позволяющей применять его
-.только к наиболее ценным культурам.
Для борьбы с заморозками в районах с искусственным орошением
^применяется полив полей перед ожидаемыми заморозками.
В Средней Азии полив хлопковых- полей перед заморозками дает
повышение температуры до 2 и даже 3°. Повышение температуры в этом
случае может определяться двумя факторами: теплотой конденсации, благодаря повышению точки росы, и увеличением теплоотдачи из почвы,
-теплопроводность которой с влажностью увеличивается.
Работы Р. И. Асейкина и др. в Физико-агрономическом институте
•показали эффективность так называемого аэрационного метода борьбы
с заморозками, в частности для посадок картофеля в северных районах.
Он заключается в том, что картофель садят на гребнях высотою 25 —
5 0 см, с широкими междурядьями и большими расстояниями между
•кустами в рядах. При этом способе дневные расходы тепла на испарение— транспирацию для единицы деятельной поверхности уменьшаются,
•что увеличивает дневное прогревание почвы. Ночью почва отдает это
тепло воздуху, который свободно циркулирует среди редкого травостоя
•И компенсирует тепло, теряемое последним в процессе излучения.
К числу методов борьбы с заморозками следует отнести и разного
рода покрышки, которыми на ночь или на более длительный срок покрывают растения. В субтропиках лимоны покрываются светопрозрачными
оболочками на весь холодный период. Г. Б. Надарая разработал этот
метод и показал полную его эффективность. Такие оболочки защищают
ле только от радиационных, но и от адвективных заморозков.
Г л а в а 19
ВЛИЯНИЕ
ЛЕСНЫХ
ПОЛОС НА КЛИМАТ
ПОЛЕЙ
ПРИЛЕГАЮЩИХ
На территории СССР первые опыты лесоразведения в степных условиях для охраны полей от вредного действия засух и суховеев относятся
к началу XIX века. Но лишь катастрофическая засуха 1891 г. и обу-словленный ею большой голод заставили царское правительство обратить
^внимание на разведение лесов в засушливых степных районах.
В 1892 г. под руководством В. В. Докучаева была организована
•специальная экспедиция, задача которой заключалась в испытании и
учете „различных способов и приемов лесного и водного хозяйства
;в степных районах". На водоразделе pp. Днепра, Донца, Дона и Волги
174-
заложены были три опытных участка: Каменностепной (Хреновский)>
Отаробельский и Велико-Анадольский (с 1889 г. Мариупольское опытное лесничество).
Работы экспедиции, возглавляемые талантливым ученым, вскрыли
основные особенности влияния леса и лесных полос на местный климат
и микроклимат полей и повышение урожайности сельскохозяйственных
культур. Но в 1899 г. докучаевская экспедиция была закрыта, опыты
постепенно сворачивались, и лишь при советской власти с 1923—1924 гг.
возникают новые участки с лесными полосами в различных районах
засушливой зоны. Особый интерес представляют наблюдения, поставленные Всесоюзным научно-исследовательским агролесомелиоративным институтом в Тимашевском участке Куйбышевской области, в Гусельском и
Росташевском участках Саратовской области и в Богдинском участке
Сталинградской области, обобщенные в работах Г. И. Матякина и др.
Кроме того, на Украине изучение эффективности полезащитных
лесных полос с учетом метеорологических условий производилось
Украинским научно-исследовательским институтом агролесомелиорации
и лесного хозяйства на Владимировском опытном поле Николаевской
области, в совхозе Богдановка Одесской области и в ряде других
пунктов.
Опыты, заложенные В. В. Докучаевым в Каменной степи, были
успешно развернуты Научно-исследовательским институтом земледелия
центральной черноземной полосы имени В. В. Докучаева.
Все эти исследования, а также непосредственно производственный
опыт колхозов и совхозов в Ростовской и Сталинградской областях
были положены в основу постановления партии и правительства о плане
полезащитных лесонасаждений и других мероприятий по борьбе с засухой и суховеями, опубликованного 20 октября 1948 г.
Согласно этому постановлению, за период с 1949 по 1965 г.
должны быть созданы полезащитные лесные полосы на площади
4172,5 тыс. га, на считая государственных лесных защитных полос
(118 тыс. га), а также насаждений по балкам, оврагам, пескам и др.
(1858,5 тыс. га).
Постановление также предусматривает ширину лесных полос. Ширина
лесных полос, защищающих поля от суховеев в равнинных условиях,—
10—20 м. В пересеченных условиях рельефа лесные полосы, шириной
20—60 м, размещаются поперек склона для прекращения смыва и размыва почвы. Ширина насаждений вокруг водоемов — 10—20 м. В оврагах и балках, кроме полос, рекомендуются сплошные насаждения.
Защитные полосы располагаются на полях в виде клеток, вытянутых
поперек склонов или поперек суховейных ветров. Форма и размер
межполосной территории должны удовлетворять требованиям механизированной обработки сложными сельскохозяйственными агрегатами.
Поэтому длина межполосного поля должна быть более 1000 м, ширина
же — от 200 до 500 м, в зависимости от климатических условий.
Влияние последних проявляется не только непосредственно, но и косвенно, так как климатические условия до известной степени определяют высоту лесных полос, за исключением поливных участков, где
орошение перекрывает роль климата и деревья могут достигать предельно
большой высоты.
175.
^липимическаи эффективность лесных полезащитных полос определяется целым рядом факторов, но ведущим из них, безусловно, является
гидрометеорологический.
Гидрологический эффект проявляется в резком сокращении поверхностного стока воды не только при весеннем снеготаянии, но и во
время летних ливневых дождей. Уменьшая сток, лесные полосы тем
самым способствуют лучшему увлажнению почвы, повышению уровня
грунтовых вод и, следовательно, улучшают условия водоснабжения
растительности. Для регулирования стока полосы должны располагаться
поперек склонов.
Метеорологическая эффективность лесных полос связана непосредственно с их влиянием на скорость ветра, а вместе с ним—и на турбулентный обмен.
Лесные полосы ослабляют сдувание снежного покрова и способствуют более равномерному его залеганию. На межполосных полях
снег скопляется в большем количестве, чем в открытой степи, что
способствует большему увлажнению почвы при весеннем снеготаянии.
Уменьшение скорости ветра уменьшает число пыльных бурь и ослабляет
их действие. При сильных суховейных ветрах полосы уменьшают испарение, хотя общая сумма испарившейся влаги с полос и межполосных
участков больше, чем в открытой степи, за счет большей влажности
почвы и более мощно развитой растительности.
На лесных полосах, особенно на наветренных склонах, конденсируются так называемые горизонтальные осадки: изморозь и гололед.
В условиях пересеченного рельефа эти дополнительные осадки, не улав л и в а е м ы е дождемерами, могут достигать значительных размеров.
Значение лесных полос как непосредственных поставщиков влаги
в атмосферу путем транспирации в засушливых условиях не может и не
должно быть сколько-нибудь значительным, так как усиленная транспирация возможна лишь за счет и без того скудных водных ресурсов и
может повести к снижению уровня грунтовых вод под лесными полосами, что и наблюдалось Г. Н. Высоцким в ряде мест и привело его
к неправильному выводу об иссушении почвы всякой древесной растительностью вообще.
Количество влаги, транспирируемое лесной полосой, находится в непосредственной зависимости от лесных пород, густоты их посадки и других
особенностей произрастания. Задача агролесомелиоратора заключается в
подборе пород деревьев и комплекса агротехники, при которых расход
влаги на транспирацию соответствовал бы климатическим ресурсам.
Переходим к более детальному рассмотрению влияния лесных полос
на ветер и связанный с ним турбулентный обмен.
Еще в 1893 г. Н. П. Адамов, сотрудник В. В. Докучаева, показал, что действие леса на скорость ветра распространяется примерно
на 400 м, полоса же затишья не выходит за пределы 10 м. Эти выводы
нашли подтверждение в последующих работах.
В последние годы наиболее обстоятельные исследования о влиянии
лесных полос на скорость ветра были проведены во Всесоюзном научноисследовательском агромелиоративном институте Я. Д. Панфиловым и
В. А. Бодровым и в Украинском научно-исследовательском институте агролесомелиорации и лесного хозяйства Ю. П. Бялловичем.
176-
Ветрозащитный эффект лесных полос находится в непосредственной
зависимости от их высоты. Чем выше полоса, тем дальше распространяется ее влияние. Поэтому дальность действия полосы измеряют не
метрами, а отношением расстояния от полосы к ее высоте.
В механизме ветрозащитного действия лесных полос определенную
роль играет расход части кинетической энергии воздушного потока на
трение и колебание крон деревьев. В непосредственной близости от
полосы имеет место и эффект обтекания, который возрастает с уплотнением полосы, образуя зону ветровой тени.
Решающее значение имеет изменение структуры самого воздушного
потока, прошедшего сквозь лесную полосу, которое, по М. И. Юдину,
выражается в разрушении крупных и образовании мелких, быстро затухающих вихрей, что и приводит к ослаблению турбулентного обмена,
а вместе с тем и к ослаблению испарения. О влиянии размера вихрей
на испарение сельскохозяйственных культур указывал еще академик
В. Р. Вильяме.
Мелкие вихри вообще свойственны приземным слоям воздуха,
с высотою размер их увеличивается. Поэтому важно, чтобы через лесную полосу проходили именно нижние слои воздуха, т. е. чтобы полоса
была продуваема в нижней своей части. С точки зрения образования
мелких вихрей действие лесной полосы аналогично действию ряда
аэродинамических решеток.
Суммарный ветрозащитный эффект лесной полосы, включая в это
понятие и дальность ее действия, зависит, во-первых, от того, насколько
будет ослаблен воздушный поток, прошедший через полосу, и, во-вторых, от того, какое количество воздуха пройдет через полосу и как
быстро оно будет смешиваться с верхним, неослабленным потоком воздуха, прошедшим над полосой.
При малопродуваемой полосе воздушный поток, проходящий сквозь
полосу, будет ослаблен до минимума, но одновременно будет уменьшена до минимума и общая масса воздуха, проходящая сквозь полосу.
В результате верхний, неослабленный поток за полосою быстро достигнет поверхности земли, и ветрозащитный эффект аннулируется на близком к полосе расстоянии.
При очень редкой и узкой лесной полосе воздушный поток, прошедший сквозь нее, будет мало ослаблен, и потому, хотя масса воздуха, прошедшая через полосу, будет значительна и полное смешение с верхним, ненарушенным потоком .произойдет на сравнительно
большом расстоянии от полосы, суммарный эффект будет также невелик.
Показателем защитной роли лесных полос является сама скорость
ветра, тем более что при современных методах измерения в нее включаются не только скорость направленного потока, но и скорости вихрей с вертикальной осью.
На рис. 70 представлена ветрозащитная роль полос различной конструкции. Как дальность ветрозащитного влияния полос разных конструкций, так и снижение скорости ветра в различных точках защищенной
зоны значительно варьирует. Наибольший суммарный эффект дает
полоса ажурная вверху и редкая внизу. Наихудшие результаты дает
как сплошь редкая, так и сплошь густая полоса.
11
С.
А. Сапожникова
177
следует указать, что в крупных просветах между деревьями (в самой полосе) скорость ветра может быть такая же, как и в степи, за
счет уменьшения площади поперечного сечения воздушного потока.
направление
ветра
Заветренная сторона
тная vtoco
п
^Засцц
—Г-т."
.(••.'•К'
в
Ч
Si;
у
у/ч
ii
.У
х-
i "ft;..
V-i-'*
У
О
.-rr.j
/
'
^ /
.У
У
У
у 4 -—
10
10
15
20
25
30
Расстояние от полос, выраженное внратности их высоты
1
3
4
S
2
Рис. 70. Влияние лесных п о л о : на скорость ветра в процентах от скорости ветра в степи (по Я. Д. Панфилову).
1 — ажурная внизу, густая вверху; 2 — ажурная вверху, редкая внизу; 3 —
густая вверху и в н и з у ; 4 — редкая вверху и в н и з у ; 5 — густая, шириной
Ш м.
Полоса
-350м
Рис. 71. Влияние
+3 10 25
N10
175м
редкой и густой лесной полосы на скорость ветра
(по Ю. П. Бялловичу).
1 — линия равных скоростей ветра (за 100% принята скорость на высоте 5 ж в открытом
голе; 2 — полоса деревьев и кз'старников.
На рис. 71 представлено влияние двух типов лесных полос на скорость ветра в слое 2—15 м. При одинаковой высоте — около 8 м—•
полоса № 10 имела ширину крон 6,5 м и состояла из 5 рядов ясеня.
178-
Нижние 3 / 4 ее имели ажурность около 80°/^, т. е. легко продувались.
Кроны деревьев располагались в верхней четвгрти насаждения, где
ажурность была лишь 28°/0.
Полоса № 1, состоящая из ясеня с берестом, имела ширину 49 м
и ажурность ее по всей высоте составляла 0—1 °/0.
Наблюдения проводились на пяти высотах, причем анемометры поднимались на требуемые высоты коромыслом типа колодезных „журавлей",
В обоих, в сущности крайних по своей ажурности, полосах скорость
ветра над гребнем снижена, особенно над широкой полосой. Над узкой
поюсой пониженные скорости уступают место повышенным скоростям
уже на высоте 1,5—2 м над кронами. Над широкой полосой ослабление вэтра сохранялось во всем наблюдаемом слое. На подветренной
стороне широкой полосы ргзко выраженный минимум скорости, практически вплоть до полного штиля, находится у основания опушки, скоС%
50
чО
30
20
10
О
31}
60
901/Уо
Рис. 72. Зависимость суммарного ветрозащитного
эффекта лесных полос от ажурности верхних
т р е х четвертей полосы (по А. Р. Константинову).
рость быстро возрастает по мере удаления от нее. У узкой полосы
имеются два минимума: один непосредственно за кронами на высоте
€—8 м, а другой — в приземном слое на расстоянии от полосы, равном 6—7 ее высотам.
А. Р. Константинов обобщил эмпирические данные о зависимости
суммарного ветрозащитного эффекта лесных полос (на расстоянии
тридцатикратном их высоте) от их продуваемости. Как видно из рис. 72,
наибольшая защита о г ветра наблюдается у полос с продуваемостью
около 30°/0. Наилучший эффект дают полосы с максимальной ажурностью в нижней части, которая обеспечивается рядами взрослых
дубов, кленов и других деревьев при отсутствии подлеска. Низкорослый (высотою до полуметра) стелющийся кустарник не снижает ветрозащитной роли полосы.
Разброс точек на рис. 72 определяется главным образом различным
распределением ажурности полос на высоте. Верхние точки относятся
к полосам с максимальной ажурностью в нижнем ярусе. Таким образом, верхняя кривая Константинова соответствует оптимальной конструкции полос. Она дает при 30°/0 ажурности суммарное снижение скорости
ветра на 45°/0.
Что касается оптимальной, с точки зрения ветрозащитного эффекта,
ширины полос, то, согласно исследованиям М. И. Юдина, она лежит
12*
179
в пределах от 10 до 25 м. Дальнейшее увеличение ширины полос уменьшает их продуваемость и тем самым снижает их ветрозащитную роль.
Но оптимальная ширина лесных полос определяется не только их
ветрозащитным эффектом, но и рядом других факторов, в частности
необходимостью обеспечить нормальный рост самих деревьев. Кроме
того, лесные полосы должны предохранить почву от размыва и смыва.
Большую роль играют и чисто экономические факторы. Все эти обстоятельства и были учтены при рекомендации ширины лесных полос
Сталинским планом преобразования природы наших степей.
Абсолютная дальность действия полос в подветренную сторону равняется 30—40 их высотам, в наветренную 10—12 высотам. Таким образом, влияние полос сказывается на расстоянии, равном 40—50 высотам,
т. е. при высоте деревьев в 10 м влияние их скажется на площади
шириною в 400—500 м. Дальность более или менее эффективного
действия (скорость ветра снижена не меньше чем на Ю°/0) простирается
большею частью на 25—30 высот в подветренную сторону и 0—3 высоты в наветренную, всего, следовательно, на расстояние, равное 30 высотам.
Влияние скорости ветра на ветрозащитный эффект полос сказывается по-разному, в зависимости от степени их продуваемости. Для
полос с малой продуваемостью эффективность повышается со скоростью
ветра, для сильно продуваемых, наоборот, уменьшается (сильный
ветер, изгибая ветки, увеличивает продуваемость полос).
С ростом турбулентного обмена эффективность полос уменьшается,
при уменьшении его увеличивается. Поэтому днем наблюдается минимум
эффективности лесных полос, что подтверждают наблюдения Ю. П. Бялловича.
Практический интерес представляет зависимость ветрозащитного
действия полос от угла встречи ветра с полосою. Наблюдения показывают, что отклонение ветра от направления, перпендикулярного полосе,
в пределах 25—30° не оказывает существенного влияния на ее защитный эффект. Полоса, представляющая вертикальную стенку большой
шероховатости, ослабляет и параллельный ей ветер.
В табл. 107 приводятся данные Н. М. Горшенина, характеризующие ветрозащитный эффект лесной полосы при разном направлении
ветра. При уменьшении угла, образуемого направлением ветра с полосою, ветрозащитная эффективность уменьшается, но даже при среднем
угле 11°, т. е. при почти параллельном ветре, суммарное ослабление
ветра составляет почти 50°/0 от ослабления при ветре перпендикулярном.
На рис. 72а изолиниями представлен ветрозащитный эффект клетки,
образуемой лесными полосами, в виде прямоугольника шириной 400 м
и длиной 1200 м, при высоте полос 15 м и продуваемости 30°/0 (по
Константинову). Соответствующий подсчет показывает, что при изменении направления ветра на 90° (от перпендикулярного к основной полосе
на параллельный к ней) ветрозащитный эффект для клетки в целом
уменьшается всего лишь на величину порядка Ю°/0, причем оптимальная эффективность наблюдается не при перпендикулярном к основной
полосе направлении ветра, а при некотором угле к ней.
Одним из непосредственных эффектов уменьшения скорости ветра
является ослабление вредного действия „черных бурь", которые часто
180-
наблюдаются на Украине, на Дону и в Кубани. Сильные ветры при
соответствующих условиях, например в случае больших распаханных плоТаблица
107
Ослабление скорости ветра лесной полосой в зависимости от направления
ветра
Угол
набегания
ветра на
полосу
Средний
угол
Скорость ветра (в % от скорости в
средней части поля между полосами) в
зависимости от расстояния полосы, м
10
30
100
200
425
200
100
30
10
11
12
14
30
27
30
45
61
66
71
81
89
92
93
96
95
100
100
100
100
104
102
105
99
98
98
93
94
89
S1
93
94
80
85
87
86
Средняя ветрозащитная
эффективность, 0/0
до
до
200 м 425 м
о
68 —90q
45-68
23-45
8—23
79
56
34
11
42
37
30
22
22
19
15
12
щадей, еще не успевших покрыться растительностью, выдувают мелкие
частйцы почвы вместе с гумусом и переносят их на большое расстояние.
О
400
800
1200
Рис. 72а. Схематическое представление изолиний
скоростей ветра внутри одинокостоящей клетки
при перпендикулярном и параллельном направлениях ветра.
# = 1 5 Mi q = 30%; 2„ = 20 см.
Уменьшение скорости ветра лесными полосами, естественно, снижает
выдувание, так как подъемная сила ветра, определяющая перенос пыли,
пропорциональна квадрату скорости ветра. Так, например, при уменьшении скорости ветра с 10 до 7 м/сек, т. е. на 30°/0, подъемная
сила уменьшится на 51 °/0.
Влияние лесных полос на залегание снежного покрова общеизвестно.
Уменьшая скорость ветра, лесные полосы препятствуют сдуванию снеж181.
ного покрова с полей. Более мощный снежный покров на межполосных
полях создает лучшие условия перезимовки озимых, повышает зимние
запасы влаги и способствует лучшему их усвоению, так как менее промерзаемая под мощным снежным покровом почва скорее оттаивает и,
следовательно, полнее поглощает талые воды. Влияние лесных полос
на накопление снега находится в непосредственной зависимости от их
конструкции. На рис. 73 представлена мощность снежного покрова на
разных расстояниях от опушек трех разного типа лесных полос. По
Л. А. Голубевой, наиболее равномерное залегание снежного покрова
наблюдается у продуваемой полосы. Непродуваемые плотные полосы,
а также полосы с густым подлеском, собирающие в самом
насаждении и на опушках боль/ \
шие сугробы снега, могут не
только задерживать весенние
1\
полевые работы в приопушеч(\ \
3
l
ной зоне, но и вызывать снего/
лом деревьев и кустарников.
1
J
Увеличение мощности снеж\
л
]
J
\i
/
ного покрова, т. е. рост зим1
\
них запасов влаги, естественно
\
'v
1
повышает влажность почвы,,
V. L -V-s,
особенно в начале вегетации.
ч
*> X
a s
Так, по наблюдениям на Росташевском участке в 1936 г.
20 40
60 80 100 150 200 250 300 350х! у продуваемой полосы до таяРасстояние от полос
ния снежного покрова (в марте)
влажность почвы в слое 0—•
Рис. 73. Влияние на снегоотложение вось150 см на расстоянии 50 и
мирядных лесных полос различной кон500 м от полосы была практиструкции (по Л. А. Г о л у б е в о й ) .
чески одинаковой — 20,5 и
1 — у плотной полосы; 2 — у ажурной полосы; 3 —
у продуваемой 8-рядной полосы.
19,7°/0. После таяния снежного
покрова (в конце апреля)
в 50 j от полосы влажность повысилась до 30,5°/ 0 , а на расстоянии
500 м — всего до 21,4°/0, По мере роста сельскохозяйственных культур
эта разница постепенно стиралась, но полностью не сгладилась до
конца лета.
Ветер, регулируя турбулентный обмен, играет важную роль в переносе тепла и водяного пара. Удаление* водяного пара от испаряющей
поверхности способствует испарению — транспирации. Поэтому естественно, что уменьшение скорости ветра и турбулентного обмена на межполосных участках должно сказаться на температуре, влажности воздуха и испаряемости. Суточная амплитуда температуры между малопродуваемыми лесными полосами должна увеличиться за счет повышения
максимума и снижения минимума. Абсолютная влажность в дневные часы
должна повыситься, и в связи с этим относительная влажность может
оказаться без изменения, а не понизится, несмотря на рост температуры.
Ночью решающее влияние на влажность может оказать падение температуры. Ночная относительная влажность, во всяком случае, должна быть
выше, чем в открытой степи.
\
132-
Но, кроме ветра, на температуру и влажность воздуха оказывает
влияние и характер самой растительности. Потенциальные возможности
транспирации у травостоя межполосных участков должны быть больше,
чем в открытой степи с менее мощным травостоем и меньшим запасом
влаги в почве. Это обстоятельство может, в свою очередь, несколько
повысить дневную абсолютную влажность при одновременном снижении дневной температуры (благодаря большим расходам тепла на транспирацию).
Таблица
108
Температура воздуха в степи и между полосами по наблюдениям на
Росташевском участке. 18/VIII 1934 г.
Срок наблюдений
Средняя за 11, 13, 15 часов
Разность . . . .
Заход солнца 19 ч. 30 м. . .
Разность
Расстояние от полосы, м
Степь
33,8
24,2
10
50
100
200
33,8
0,0
21,0
-3,2
34,8
+1,0
21,5
-2,7
34,8
+1,0
23,0
-1,2
35,0
+1,2
23,0
-1,2
500
870
34,0 33,9
+0,2 +0,1
23,3 24,0
-0,9 -0,2.
Непосредственные наблюдения над температурой воздуха показывают;
что в дневные часы действие обоих факторов в значительной мере
взаимно компенсируется, и разность температуры воздуха в степи и на
межполосных участках невелика. Но в некоторых случаях ослабление
турбулентности оказывает все же решающее влияние, и тогда между
лесными полосами дневная температура заметно выше, чем в степи, как
это видно из табл. 108 (по Бодрову).
Исходя из этого, мы должны притти к выводу, что лесные полосы
сами по себе не предохраняют растения от действия вредных высоких,
температур, в частности от так называемого „запала", который наблюдается при температурах свыше 35°. Следует учесть, что для более
теплолюбивых культур (подсолнечник, кукуруза и др.) несколько повышенный уровень дневных температур может иметь положительное значение.
С заходом солнца положение меняется, и температура воздуха среди
лесных полос ниже, чем в открытой степи, что приводит к некоторому
повышению морозоопасности межполосных участков (табл. 108). Этот
отрицательный эффект непосредственно связан с радиационным выхолаживанием и выражен в полной мере лишь в ясную и тихую погоду
(радиационные заморозки). При адвективных заморозках повреждаемость,
культур от мороза в открытой степи, конечно, будет больше, так как
^ювышенный обмен в этом случае ускоряет охлаждение.
Полосы, особенно плотной конструкции и с подлеском, проходящие
поперек долины, затрудняют сток холодного воздуха. Поэтому на участках долины, расположенных выше полосы, морозоопасность увеличивается. На нижних участках, защищенных полосой от стока холодного воздуха вдоль долины, морозоопасность, наоборот, уменьшается.
183.
Большая ажурность нижней части полос, облегчая сток холодного
воздуха, парализует частично морозобойное действие ослабленной турбулентности. Более резкое снижение температуры на межполосных
участках при радиационном выхолаживании является благоприятным
моментом в дни с суховеями, так как вместе с падением температуры
растет и относительная влажность и тем самым ослабляется вредное
действие суховеев.
Как уже указывалось, общая сумма испаряющейся влаги между
полосами больше, чем в открытой степи, но интенсивность транспирации меньше, особенно в дни с большой скоростью ветра.
Интересные данные по интенсивности транспирации в открытой
степи и между полосами были получены 3. Ф. Самохиной на Каменностепной опытной станции (табл. 109).
Таблица
109
Потеря воды яровой пшеницей в граммах на 1 г
абсолютно сухого вещества (данные 3. Ф. Самохиной)
Место
наблюдений
Открытая степь .
Межполосное поле
Дни учета
27/V
12/VI
30/VI
13/VII
15,44
12,60
9,48
6,44
2,84
2,16
2,92
2,16
В результате коэфициент транспирации 1 под влиянием лесных полос
уменьшается, а продуктивность транспирации2 соответственно увеличивается. Об этом свидетельствует и опыт выращивания яровой пшеницы
в сосудах с одинаковой влажностью почвы.
В Табл. 110 приведены результаты этого опыта (по Г, И. Матякину), являющиеся интегральными показателями „летнего" влияния лесТ а б л и ц а 1:10
Коэфициент и продуктивность транспирации,
вычисленные по данным вегетационных опытов
Расстояние от
полосы, м
Коэфициент
транспирации
Продуктивность
транспирации
10—15
30-35
100-105
150-155
400-405
482
455
483
660
622
2,08
2,20
2,09
1,52
1,61
ных полос на комплекс метеорологических условий, непосредственно
воздействующих на урожай сельскохозяйственных культур.
1
Коэфициент транспирации у к а з ы в а е т количество воды в граммах, израсходованное растением на образование 1 г сухого вещества.
2
Продук1Ивность транспирации — количество сухого вещества в граммах,
образующегося на 1 кг израсходованной воды.
184-
Дальнейшие исследования и опыты должны способствовать повыше-'
нию эффективности лесных полос применительно к различным условиям климата, рельефа и почвы, а также дать детальную количественную характеристику их влияния на элементы климата и погоды.
Микроклимат самих лесных полос приближается к микроклимату леса,
но может существенно меняться в зависимости от структуры полосы,
ее густоты и наличия подлеска. Несколько слов необходимо сказать
о микроклимате лесных полос в первые годы их произрастания в связи
с предложенным академиком Т. Д. Лысенко гнездовым способом их
посева. Гнездовой посев дуба, в количестве 35—40 желудей на 1 м 2 ,
в одном ряду с кукурузой или подсолнечником и между рядами любой
пропашной или зерновой культуры, обеспечивает молодым дубкам благоприятный микроклимат, в первую очередь некоторое затенение и
защиту от ветра. Зимой стебли этих растений способствуют снегозадержанию, что обеспечивает на второй год втагой нормальный рост не
только дубков, но и вновь посаженных вместе с озимой рожью клена
и кустарников.
При посадке лесных полос по методу Т. Д. Лысенко первые четыре
года молодые деревца, особенно требовательные к условиям среды,
находятся под защитой культурной травянистой растительности, которая создает для них благоприятный микроклимат.
Раздел
МЕТОДЫ
ИССЛЕДОВАНИЯ
VI
МЕСТНОГО
КЛИМАТА
И МИКРОКЛИМАТА
Глава
20
ПОСТАНОВКА ИССЛЕДОВАНИЙ
До госледнего времени почти каждый исследователь начинал свою
работу в области местного климата и микроклимата с методических
вопросов, разрешал их применительно к своей задаче и не всегда считал
необходимым увязывать свои методы с другими.
Но по мере развития науки ее достижения становятся доступными
для все более широкого технического использования, и это, естественно,
сопровождается стандартизацией методики. Такая стандартизация намечается и в области методов изучения местного климата и микроклимата.
Ниже приводятся методы, применявшиеся в практике работ бывшего
Агрогидрометеорологического института ВАСХНИЛ, кафедры климатологии географического факультета Ленинградского государственного
университета и Главной геофизической обсерватории.
Раньше чем перейти к рассмотрению конкретных методов, остановим
наше внимание на обших гопросах организации исследований микроклимата и местного климата, учитывая, что успех их зависит не только
от совершенства аппаратуры и точности отсчетов, но в первую очередь
от правильной постановки всего исследования и его целеустремленности.
При постановке исследований необходимо четко сформулировать
поставленную задачу. Комплекс метеорологических явлений очень сложен
и многообразен, также сложно и взаимодействие между климатом и прочими физико-географическими факторами.
Поэтому конкретизация задачи, выделение основного объекта исследования, трудна, но вместе с тем совершенно необходима для получения выводов в кратчайший срок.
Конечный результат каждого исследования — практическое использование— находится в непосредственной зависимости от срока его выполнения.
186-
Поэтому даже приближенное, но своевременное решение задачи*
имеет абсолютное преимущество перед точным, но запоздавшим.
Чем же следует руководствоваться при конкретизации задачи?
Необходимо различать два вида исследований:
1) метеорологические явления изучаются не сами
среда, обусловливающая какие-либо другие явления;
по
себе, a Kaic
2) именно метеорологическое явление рассматривают как основной
объект исследования и выявляют зависимость его от физико-географических условий.
Вторая задача, по существу, является частью первой. Но в отдельных, наиболее трудных случаях или когда явление представляет практический интерес для ряда отраслей народного хозяйства, целесообразно»
бывает выделить изучение явления в виде самостоятельной задачи.
В качестве примера можно привести такое явление, как фен. Ом:
представляет интерес с сельскохозяйственной, лесной и курортной точки-,
зрения, кроме того он оказывает влияние на таяние снега и ледников.
Поэтому более эффективно сначала изучить общие закономерности!
этого явления в зависимости от погоды и физико-географических
условий, но без непосредственного учета его воздействия на те илииные отрасли народного хозяйства, с тем, чтобы уже на базе полученных выводов перейти к конкретным производственным задачам.
При решении первой задачи необходимо прежде всего выяснить,,
какие метеорологические элементы, в какие сезоны года, время суток,
на какой высоте, в воздухе или в глубине почвы, оказывают решающее,
влияние на интересующий нас объект.
Приведем пример. Распространение субтропических культур лимитируется морозоопасностью, причем страшны не весенне-осенние заморозки, которые повреждают лишь урожай, но зимние морозы, под
влиянием которых субтропические культуры (лимоны, мандарины, чай)|
могут погибнуть целиком, если не будут применены соответствующие
мероприятия по защите их от мороза.
Поэтому естественно, что исследование морозоопасности территории,
следует приурочить к зимнему сезону.
Кроме того, основные наблюдения должны быть приуроченык ночному периоду потому, что в субтропиках, благодаря низкойи
широте, и зимой наблюдается хорошо выраженный суточный ход температуры.
Приземная инверсия, образующаяся ночью, в дневные часы разрушается, и на смену большому различию ночных низких температур днем»
устанавливается сравнительно однородный термический режим.
Благодаря этому обстоятельству дневные наблюдения даже в дни.
с морозом не могут вскрыть всего многообразия в степени морозоопасности, и, несмотря на технические трудности, основные метеорологические наблюдения в данном случае следует проводить ночью, в томчисле и в те ночи, когда температура хотя и выше 0°, но сохраняется:
общий характер ее распределения, свойственный критическим морозам,
при ясной тихой погоде.
Установив, какие именно метеорологические элементы подлежатизучениЮ, необходимо сформулировать рабочую гипотезу о закономерностях изучаемого явления, также используя для этой цели весь опыт18?"
«и общетеоретические представления. В рассматриваемом примере надо
•было предположить характер изменения минимальных температур в зависимости от местных условий. На основе анализа станций было предположено, что в Закавказье распределение минимальных температур определяется формой рельефа, расстоянием от моря и высотой. Кроме того,
в качестве рабочей гипотезы было принято, что влияние рельефа на
-минимальные температуры регулируется в основном его воздействием
•ш сток и застой холодного воздуха в период ночных инверсий (т. е.
выпуклой и вогнутой его формой) и что экспозиция склона (южный
и северный склоны) не оказывает непосредственного влияния на распределение минимальных температур. Кроме того, было предварительно
.установлено, что смягчающее влияние моря особенно резко убывает
в непосредственной близости от него.
Задача исследования и заключалась в проверке этих предположений
и в определении их количественного выражения.
Из всего вышесказанного видно, что раньше, чем приступить непосредственно к полевым исследованиям микроклимата или местного
климата, необходимо провести большую подготовительную работу,
.успешное проведение которой на 50°/0 решает успех всей работы
а целом.
Первый этап исследования заключает в себе общее знакомство
•с территорией и ее физико-географическими особенностями путем немногочисленных наблюдений, производимых самим исследователем, опросов
местных работников, общающихся с природой в процессе своей практической деятельности. Это рекогносцировочное полевое исследование способствует окончательной формулировке задачи, выбору места наблю-дений и уточнению объема и методов наблюдений. Все это дает возможность уверенно развернуть исследование на втором, основном его
этапе.
Климатолог изучает не изолированное физическое явление атмосферы, но взаимную связь, взаимную обусловленность этого явления
с прочими элементами ландшафта, поэтому одновременно с метеороюгическими наблюдениями он ведет наблюдения над физико-географическими и биологическими явлениями, с ним связанными. Географические
координаты, высота, форма рельефа, почва и растительность должны
быть описаны с учетом динамики последних.
Описание указанных элементов ландшафта производится с точки
зрения влияния их на изучаемый элемент микроклимата или местного
климата, а при решении задачи первого рода — и с точки зрения возможного климатического воздействия на них.
Изучение физико-географического комплекса завершается его классификацией по кчиматическому признаку. Без этой классификации
результаты полевых климатических исследований будут иметь узко
-местное значение, и выводы их нельзя будет достаточно широко применить для практического использования. Охватить непосредственными
^наблюдениями все сацы, долины, оазисы и пр. физически невозможно.
Мы исследуем типичные местоположения, а затем экстраполируем свои
выводы на аналогичные условия, для установления которых и служит
(вышеуказанная классификация.
188-
Глава
21
ТОЧНОСТЬ И РЕПРЕЗЕНТАТИВНОСТЬ НАБЛЮДЕНИЙ
Вопрос о точности наблюдений непосредственно связан с вопросом
о репрезентативности их.
Следует различать точность отсчета прибора, точность отдельных:
наблюдений, точность средних величин, репрезентативность отдельных
наблюдений как во времени, так и в пространстве, репрезентативность,
осредненных во времени и пространстве данных.
Точность отсчета прибора определяется обычно его шкалой. Лишь при>
быстром изменении элемента во времени последнее сказывается наточности отсчета. В качестве примера можно привести влияние наг
точность отсчета колебаний стрелки гальванометра, соединенного с безинерционным термометром сопротивления. Колебания стрелки в данном^
случае могут быть настолько велики и непрерывны, что глаз не всегда
успевает охватить ее положение в определенный момент.
Точность отдельных наблюдений далеко не всегда совпадает с точностью отсчета, так как всем приборам свойственны ошибки систематические и случайные. Наряду с инструментальными ошибками прибора, связанными с недостаточной тщательностью его изготовления или
тарировки, следует отметить ошибки, обусловленные конструктивными;
особенностями прибора, его установкой и способом его использования.
В виде примера укажем на обычный ртутный термометр. Он, как
и всякий вообще термометр, фиксирует только свою собственную температуру. Для того чтобы он показал температуру какого-нибудь,
другого тела, необходимо, чтобы он в точности принял температуру
этого тела, что не всегда бывает легко достигнуть. Для того чтобьь
он показывал температуру воздуха, его защищают от радиационного
теплообмена, помещая в специальную будку или оправу с вентиляцией<
(вентиляционный психрометр). Но температура воздуха в будке отличается от температуры наружного воздуха: днем и вечером она выше,,
ночью ниже. Еще больше отличаются от температуры воздуха показаниянезащищенного термометра. Так называемая радиационная ошибка егоможет достигать 3° и даже больше. Поэтому точность наблюдения надтемпературой воздуха обычно значительно ниже точности отсчета термометра.
Следует различать случайные и систематические ошибки. Величинаслучайной ошибки, определяемая случайными отклонениями отдельногонаблюдения от истинного значения измеряемого элемента и связанна»
с конструктивной особенностью прибора, обычно не выходит за определенные пределы, свойственные данному прибору или методу. Чем
уже пределы варьирования случайных ошибок, тем выше качество прибора.
Сокращенная формула ошибки среднего арифметического т в том*
случае, если отклонения случайны, имеет следующий вид:
m = =
\ k '
где о — среднее квадратическое отклонение; п — число наблюдений.
(27>
Иначе обстоит дело с систематической ошибкой. Она также связана
^с конструктивными особенностями прибора и бывает двух видов.
Обычно систематическая ошибка отличается постоянством. Осреднение наблюдений с постоянной ошибкой ни в каком случае не снижает
>«е искажающего влияния.
Ко второму виду систематических ошибок относятся ошибки, меняющие свое значение закономерно. К числу изменяющихся систематичегких
ошибок относится радиационная ошибка термометров. Днем она обычно
/положительна, ночью отрицательна. При ясном небе она больше, при
тасмурном —• меньше. В данном случае осреднение может быть полезно
только в отдельных случаях. Например, при подсчете средней суточной
температуры положительная ошибка дневных наблюдений частично компенсируется отрицательной ошибкой ночных. Но при определении
•суточной амплитуды по максимальной и минимальной температуре
осреднение наблюдений ни в какой мере не уменьшает радиационную
•ошибку.
В том случае, когда нам нужны не абсолютные величины, но их
-разности (производные, диференциал), постоянная систематическая
•ошибка нивелируется. При вычислении разностей она автоматически
•снимается:
(Л + /и) — +
= А-Б,
'
(28)
?.где т — постоянная систематическая ошибка.
Несколько хуже обстоит дело с отношением величин, например
с отношением скоростей ветра при характеристике их изменений с вы-сотой, так как
<
2 9
>
В этом случае искажающее влияние ошибки будет тем больше, чем
'(больше отношение ~ отличается от единицы.
а
При характеристике методом отношений выгоднее, чтобы сохранялась
-относительная величина ошибки, т. е. чтобы
тх
А
вгде т а — ошибка А, /п2 — ошибка В, так как в этом случае
4 ^ - = 4 -
(зо)
В качестве примера сохранения постоянной относительной ошибки
(в процентах от абсолютного значения измеряемой величины) можно
привести ошибки, связанные с переводными множителями для перехода
• от числа делений прибора, например гальванометра, к абсолютным величинам, например калориям. Абсолютная ошибка в этом случае растет
-вместе с увеличением числа делений, относительная же остается без
^изменения.
Л 90
Постоянство систематических ошибок имеет большое значение во
всех тех случаях, когда определение их величины и введение соответствующих поправок почему-либо невозможны.
Практически сохранение постоянства поправок может осуществляться
использованием для всей серии наблюдений одного и того же прибора,
или, по крайней мере, приборов одной и той же конструкции, а также
соблюдением, насколько это возможно, однородности сопутствующих
явлений.
Именно из этих соображений недопустимо определять вертикальный
градиент температуры, используя на одной высоте термометр, установленный в психрометрической будке, а на другой — вентиляционный психрометр.
При использовании приборов разчой конструкции нам приходится
сталкиваться не только с ошибками приборов в прямом смысле слова,
но и с такими особенностями приборов, благодаря которым сами по
себе точные наблюдения оказываются несравнимыми между собою. Большую роль в этом отношении играют инерция прибора и связанный с нею
масштаб осреднения.
Термометр психрометра, установленного в будке, значительно более
инертен, чем термометр вентиляционного психрометра. В результате
отдельные отсчеты по обоим приборам, даже при введении поправки
на радиационную ошибку, будут не сравнимы, Так как они дают температуры, осредненные за разные интервалы времени. Та же каргина
наблюдается и при параллельном использовании психрометра и безинерционного платинового термометра сопротивления.
Представленный на рис. 30 (стр. 68) параллельный ход показаний
обоих термометров наглядно иллюстрирует не только разный размах
колебаний, но и относительное запаздывание показаний вентиляционного
психрометра. Но и у приборов одной и той же конструкции систематические ошибки могут быгь разные. Вот почему следует по возможности пользоваться одним и тем же прибором, применяя, если это необходимо, перестановку приборов.
Перестановка приборов производится, в частности, при наблюдениях
над изменением скорости ветра с высотою. Напрлмер, при более точном определении отношений скоростей ветра на 1 и 2 м
проводят две следующие друг за другом серии наблюдений, причем
после первой серии приборы меняются местами. Скорости для каждой
высоты получаются путем осреднения отсчетов обеих серий, при этом
автоматически осредняюгся, а следовательно, и выравниваются ошибки
сопоставляемых скоростей. Правда, как указывалось выше, при отношениях величин равные ошибки полностью не снимаются. Р. Э. Соловейчик, исходя из теории вероятно:ти, показал, что подобные перестановки выгодны в смыслэ пэвышения точности во всех тех случаях,
когда отношения скоростей (или других элементов) лежат в пределах
3
от ! /з
Все ошибки, вне зависимости от их природы, могут быть представлены в абсолютном и относительном виде. Абсолютная ошибка выражается в тех же единицах, что и измеряемая величина, а относительная
вычисляется как отношение абсолютной ошибки к измеряемой величине
191-
и ооычно дается в процентах. Б некоторых случаях правильнее вычислять относительную ошибку в отношениях не к абсолютной величине
измеряемого элемента, а к величине возможного его изменения. Так,
например, мы измеряем давление с точностью до 0,1 мб, что дает
относительную ошибку порядка 0,01°/0, но на поверхности земли давление изменяется приблизительно в пределах 100 мб, и по отношению
к возможному изменению давления относительная ошибка будет в 10 раз
больше и составит 0,1°/ь.
При выборе метода исследования полезно помнить, что относительная ошибка 8 суммы равна отношению суммы абсолютных ошибок Д
к сумме измеряемых величин:
(31)
но относительная ошибка разьости равняется отношению суммы абсолютных ошибок к разности величин:
(32)
Поэтому при сравнительно малых ошибках уменьшаемого и вычитаемого относительная ошибка разности может быть весьма значительна.
Так, например, невыгодно определять эффективное излучение земной
поверхности как разность между собственным излучением земли и встречным излучением неба. Обе величины довольно значительны, но разность
между ними мала. В результате относительная ошибка разности, в данном случае эффективного излучения, может достигнуть 100% и более
(при 5—10°/ 0 ошибки в определении излучения земли и встречного излучения неба).
Точность измерения еще не гарантирует характерность полученнсй
величины для изучаемого явления. Измеренная величина должна быть
репрезентативна (репрезентативный в точном переводе означает типичный, показательный, характерный).
При определении репрезентативности необходимо исходить из целевого назначения наблюдений. Если изучается местный климат мохового
болота, то участок наблюдений должен быть типичен для болота не
только по особенностям деятельного слоя, но и по структуре прилегающих слоев воздуха, которая мэжет деформироваться окружающими предметами, например близко расположенной железнодорожной насыпью
или деревьями.
Хорошим показателем структуры приземных слоев воздуха является1
вертикальный профиль ветра. На открытом ровном месте в ветреную
пасмурную погоду изменение скорости ветра с высотою следует логарифмическому закону. Отклонение профиля ветра от логарифмического*
обычно бывает связано с местным ослаблением или, наоборот, усилением ветра и, следовательно, турбулентного обмена, что меняет теплои влагообмен почва—воздух, а вместе с ним и весь микроклимат и.
местный климат.
Искажает репрезентативность и местная адвекция, например сток
холодного воздуха с соседнего склона, в том случае, конечно, если ука192-
0,0
0,3 0,7
0,7 0,8
0,3
0,8 -1.5 0,3 ±0,9
19,8
20,1 20,5
20,5 20,6
21,5 20,1
20,6 18,3 20,1
19,8
среднее
занная адвекция не является типичной особенностью, например, котловин, местный климат которых изучается.
К числу нерепрезентативных наблюдений относятся, например, наблюдения некоторых, так называемых „лесных станций", расположенных не
в лесу, а на полянах разного размера.
Такие наблюдения характеризуют местный
климат поляны, который, как известно,
в отношении некоторых элементов кли- и
мата (например суточного хода темпера- er
к и
СО
туры) отличается от климата леса больше, ч 45
\o
чем открытые степные участки.
я
1Л
Нерепрезентативны для культурных, H >
в>
са
обрабатываемых полей наблюдения темI ~
пературы почвы под естественной поверхоо Е
со in
СО
ностью.
см
Но правильный выбор места наблюде2<
«
см
ний еще не обеспечивает репрезентативк
S
C
M
St
,-н СО
ность отдельных наблюдений, которые
—я
о" О
см
могут быть искажены микроколебаниями
как во времени, так и в пространстве.
о
u
S
s
О величине микроколебаний темперао
1С g
туры воздуха во времени свидетельствует
о. о
aв- кКС
вышеприведенный рис. 30.
Ю СО
О О
Для характеристики микроколебаний в
со
00
с н
Г- 1
пространстве можно использовать данvs а1£>
ю со
СО со
ные Н. Н. Транкевича, приведенные в
табл. 111.
,-н
СО
со
сТ о
Все 16 термометров установлены на
см
Ч £§
U
одной площадке, на расстоянии 1 м друг
ах к
ю
от друга. Тем не менее крайние отсчеты
се
и®
0а. Zо
отличаются на 5°. На поверхности почвы
н
колебания температуры достигают еще
§
1
ббльших размеров.
СО
£.3
2 7
2 Ч
Каждый из вышеприведенных отсчетов
ем
правилен, но далеко не все они репрезентативны. Причем само суждение о репрек
S
зентативности требует наличия нескольких
X
отсчетов. .
и
Изменчивость метеорологических элео
о, со
С
ментов во времени и возможная в связи
S
S l
с этим нерепрезентативность отдельного
g - g fщ
1
отсчета давно уже учитываются метеоро
С ч
£ « о
логами. В частности, в „Наставлении
НО
метеорологическим станциям и постам"
указывается, что каждая серия актинометрических наблюдений состоит
из 3—5-кратных отсчетов прибора. Но необходимость учета изменчивости в пространстве не осознана еще в практике метеорологических
исследований, хотя в некоторых случаях она, безусловно, необходима,
в частности, например, при наблюдениях над температурой верхних
слоев почвы.
11
С.
А. С а п о ж н и к о в а
>7
.
!
1
ц
193
Глава
МЕТОДЫ
22
МИКРОКЛИМАТИЧЕСКИХ
ПРИБОРЫ
НАБЛЮДЕНИЙ.
При выборе и оценке приборов для микроклиматических наблюдений необходимо руководствоваться общеизвестными особенностями приземного слоя, а именно: исключительно большими вертикальными градиентами, большой изменчивостью по горизонтали, микроколебаниями
во времени, малыми скоро:тями ветра и ослабленной турбулентностью.
В связи с этим требование повышенной точности (по сравнению с общеметеорологическими приборами) не всегда обязательно.
Мы не будем описывать приборы, так как описание их уже приведено в соответствующих учебниках, но оценим некоторые из них с точки
зрения пригодности для микроклиматических наблюдений, обращая особое внимание на приборы, уже пользующиеся широким распространением.
Ведущими элементами микроклимата является температура приземных
слоев воздуха и верхних слоев почвы, поэтому им мы и уделим свое
внимание. Анемометры будут рассмотрены в главе об анемосъемке.
Требования, которые следует предъявлять к термометрической аппаратуре для приземных слоев воздуха, можно сформулировать следующим образом:
1) прибор (или воспринимающая часть последнего, если она может
быть вынесена на расстояние нескольких метров от остальной части
прибора) должен быть достаточно малым для того, чтобы своим присутствием не искажать изучаемые процессы;
2) прибор должен быть по возможности свободен от радиационной
ошибки;
3) при специальных исследованиях микроколебаний прибор должен
обладать наименьшей инерцией, во всех прочих случаях малая инерция
прибора нежелательна, так как она усложняет наблюдения;
4) во избежание нарушения в процессе наблюдений растительного
покрова, приборы должны быть дистанционными;
5) преимущество имеют самопишущие приборы.
Указанным требованиям наиболее удовлетворяют электрические приборы: термометры сопротивления и термометры с термоэлементами (описание и схемы приборов см. В. Н. К е д р о л и в а н с к и й, Метеорологические приборы, 1947). Особенно важна их дистанционность и возможность регистрации. Кроме того, они незаменимы при характеристике
микроколебаний.
Следует подчеркнуть, что электротермометры, учитывающие микроколебания, имеют обычно незначительную радиационную ошибку. Для
средних характеристик приходится приемную часть прибора делать
более массивной, в связи с чем радиационная ошибка резко возрастает.
Последнее обстоятельство, а также ряд технических трудностей использования прибора в полевой обстановке приводят к тому, что до самого
последнего времени электротермометры не применялись у нас для систематических наблюдений над температурой воздуха и использовались
преимущественно для исследований методического характера, в частности для оценки точности показаний вентиляционного психрометра. По194-
следний в настоящее время является единственным прибором, пригодным
для массового распространения.
Двойная защита резервуаров термометров блестящими никелированными цилиндрами при наличии вентиляции значительно снижает радиационную ошибку вентиляционного психрометра. Но сама по себе вентиляция является источником новых ошибок, связанных со втягиванием
в прибор слоя воздуха довольно значительной мощности.
Остановимся несколько подробнее на этих ошибках, поскольку они
представляют общеметодический интерес. Радиационная ошибка является
следствием нагревания прибора солнечными лучами в дневные часы и
радиационного выхолаживания его ночью. Так как радиационная ошибка
возрастает по мере уменьшения турбулентности, то она будет особенно
велика у поверхности земли, среди травостоя при ясной и тихой
погоде.
При вентиляции психрометра через прибор протягивается довольно
значительный объем 1 воздуха, в результате чего термометр показывает
среднюю температуру некоторого слоя воздуха, измеряемого десятками
сантиметров. Это обстоятельство приводит к тому, что у самой поверхности земли показания психрометра относятся к большей высоте, чем
та, на которой установлен прибор. Ошибка вентиляции увеличивается
по мере приближения к земле и возрастания градиента. Поэтому, хотя
вентиляция почти полностью снимает радиационную ошибку термометров, данные вентиляционного психрометра все же искажают представление о градиентах в самом, нижнем слое воздуха (10—20 см), преуменьшая их.
По своей конструкции вентиляционный психрометр должен при
наблюдении подвешиваться вертикально, но при вертикальном положении прибора отсчитывать его на небольших высотах над почвой
затруднительно, поэтому обычно при микроклиматических наблюдениях психрометр помещается горизонтально. Сравнительные наблюдения показали, что различий в наблюдениях по вертикально и горизонтально расположенным психрометрам не наблюдается, и вопрос сводится
к нормальной работе вентилятора. Если скорость вентиляции в горизонтальном положении сохраняется нормальной, то для использования прибора в этом положении никаких препятствий не встречается. Необходимо
лишь следить за тем, чтобы солнечные лучи не попадали внутрь цилиндрической защиты.
Вентиляционный психрометр является пока единственным прибором,
пригодным для наблюдений над влажностью приземных слоев воздуха.
Для наблюдений над температурой и влажностью воздуха выше
1,5—2 м применяют опрокидывающийся вентиляционный психрометр,
конструкция которого была разработана Н. Н. Зубовым в 1923 г.
В опрокидывающемся психрометре вместо обычных вставлены термометры
с отрывающимся столбиком ртути, устроенные по тому же типу, что
и глубоководные гидрологические термометры с делениями шкалы,
•нанесенными от конца капилляра, противоположного резервуару. Сам
психрометр помещается в специальную раму, в которой он по желанию
1
Последний, между прочим, не зависит от того, помещен ли прибор горизонтально или вертикально.
12*
195
переворачивается. В Главной геофизической обсерватории удачные испытания опрокидывающегося психрометра производились на высотах до 15 м.
Ртутные и спиртовые термометры при затенении их разнообразными
защитами, но без вентиляции, являются наименее точной аппаратурой
для определения температуры воздуха.
Таблица 112
Разности температуры между показаниями вентиляционного психрометра
и незащищенного термометра в ясную (/) и полу пасмурную (II), пасмурную
( 4 1 ) погоду на высоте 1 М. Пушкин, 1934 г.
6 - 9 ч.
Разности
Средние
Наибольшие
. .
Наименьшие
. .
Число наблюдений
1 1 - 1 6 ч.
1 9 - 2 2 ч.
I
II
III
I
II
III
I
II
Ill
-0,9
—2,4
-0,4
36
-0,2
—0,3
0,0
21
0,0
0,6
0,1
18
-1,5
—3,0
-0,8
41
-0,3
-0,5
-0,2
17
-0,4
-1,8
-0,1
17
0,6
0,8
0,4
33
0,1
0,3
0,0
22
0,3
0,4
0,2
20
Как видно из табл. 112 (по Е. В. Концевичу), днем и отчасти утром
(т. е. при наличии солнечной радиации) незащищенный термометр показывает более высокую температуру, чем психрометр, вечером же (после
захода солнца) — более низкую, причем величина разностей сильно колеблется и в отдельных случаях достигает 3°.
Таблица
113
Разности температуры между показаниями вентиляционного психрометра
и защищенных термометров в ясную погоду на высоте 10 см
6 - 8 ч.
Защита
Двойная фартушная (латунная) .
Двойная бумажная
Ординарная
бумажная
. . . .
Открытая бумажная (полуконус)
Дисковая горизонтальная (деревянная)
. . . .
Незащищенный
термометр
. .
Число наблюдений
1 1 - 1 6 ч.
1 9 - 2 2 ч.
средн.
Mil КС.
мин. средн. макс.
-1,3
-1,8
-1,8
-2,9
-0,7
-0,9
-2,8
-4,0
-3,0
-5,0
-2,0
—2,6
0,7
0,9
1,1
1,3
0,3
0,4
-1,4
-2,1
-0,6
-2,9
-4,3
-2,1
0,8
1,5
0,4
-1,2
—3,0
-0,7
-2,0
—3,9
-1,2
0,8
1,6
0,4
-1,2
-1,9
-0,7
-2,7
-3,3
-1,8
0,5
0,8
0,2
-1,2
35
—3,0
-0,5
-2,5
-4,1
—1,5
0,9
30
1,3
од
35
мин. средн. макс.
мин.
На меньших высотах отклонения показаний незащищенных термометров от температуры воздуха должны возрастать благодаря уменьшению
коэфициента обмена.
196-
И з табл. 113 (по Е . В. Концевичу) видно, что все защиты в дневные часы дают большие отклонения от вентиляционного психрометра, чем
незащищенный термометр, что и следовало ожидать, т а к как альбедо
их, конечно, меньше альбедо зеркальной поверхности р е з е р в у а р а ртутного термометра, непосредственная ж е близость защиты к р е з е р в у а р у
с п о с о б с т в у е т передаче тепла последнему.
В ночные часы различия уменьшаются, и наименьшую о ш и б к у дает
дисковая горизонтальная защита, так называемая упрощенная защита
Борисова. Она состоит из двух дисков диаметром 8 и 12 см, помещенных над резервуаром термометра (см. рис. 81). Предохраняя от непосредственного радиационного обмена между резервуаром термометра и
верхними слоями атмосферы, они не препятствуют радиационному обмену
между резервуаром и поверхностью почвы. Это обстоятельство и способствует более близким к температуре воздуха показаниям термометра
в дисковой защите ночью. Упрощенную защиту Борисова можно рекомендовать для определения миниматьной температуры воздуха среди травостоя.
Некоторые исследователи пользуются при микроклиматических наблюдениях термографами общепринятого образца. И з сказанного в начале
этой главы должно быть ясно, что такой громоздкий прибор, как термограф, т р е б у ю щ и й еще более громоздкого затенения, никак не может
б ы т ь использован для наблюдений среди травостоя. Термограф создает
вокруг себя свой микроклимат.
Основные требования, предъявляемые к а п п а р а т у р е для измерения
температуры почвы, с л е д у ю щ и е :
1) наименьшие нарушения почвенного и т р а в я н о г о покрова к а к
в процессе установки п р и б о р о в , т а к и при наблюдениях;
2) наиболее полный контакт с почвой на заданной глубине при изол я ц и и от термического воздействия смежных слоев почвы и воздуха и
радиационных процессов;
3) достаточная прочность п р и б о р а применительно к исключительной
суровости условий (суточные амплитуды температуры до 4 0 ° , амплитуды
влажности — от воздушно-сухого состояния до п о т н о г о насыщения влагой), а т а к ж е к чисто механическим воздействиям со стороны почвы
при разбухании, растрескивании, замерзании и оттаивании;
4) для массовых наблюдений необходима простота установки и ухода
за прибором.
Наиболее распространены почвенные термометры системы С. И . Савинова, имеющие коленчатую форму, благодаря которой, при установке
верхней части термометра под углом 4 5 ° к поверхности почвы, нижняя
часть термометра вместе с резервуаром принимает горизонтальное положение и, таким о б р а з о м , занимает наименьшее протяжение по вертикали.
При таком положении термометра показзния его в наибольшей степени
соответствуют заданной глубине и, кроме того, непосредственно над
термометром структура почвы остается ненарушенной. Горизонтальное
положение резервуара приобретает особое значение в том случае, когда
он имеет удлиненную форму. Н о в изготовляемых в настоящее время
термометрах Савинова резервуары сильно укорочены — диаметр их равен
или почти равен длине, благодаря чему р е з е р в у а р при любом положении в почве имеет практически одинаковое протяжение и по в е р т и к а л и ,
197.
а следовательно, одно из преимуществ этой системы в значительной
степени теряет свою силу. К числу недостатков этой конструкции следует отнести неизбежные нарушения почвенного и растительного п о к р о в а .
в процессе установки термометра. Н а р у ш е н и е почвенного и растительного покрова особенно отрицательно влияет на последующие п о к а з а н и е
термометров при установке их в р а з г а р или к концу вегетации.
Учтя это обстоятельство, кабинет климатологии Саблинской научноучебной станции ЛГУ в своей исследовательской работе еще в 1937 г.
отказался от общепринятой формы савиновских термометров и у п о т р е б ляет прямые термометры, сохраняющие все остальные особенности термометра Савинова. Прямая форма термометра значительно у п р о щ а е т его
изготовление и уменьшает количество брака производства, что, безусловно, имеет практическое значение. Изменение формы термометра
было в свое время согласовано с автором конструкции С. И. Савиновым.
При установке прямых почвенных термометров употребляется специально изготовленный из деревянной доски угольник, дающий возможность точно фиксировать угол наклона термометра. Термометры обычно
устанавливаются под углом в 6 0 ° и для устойчивости подпираются легкой подставкой. Предварительно специальной металлической штангой
того же диаметра, что и термометры, пробивается отверстие до нужной
глубины. Т а к как термометр устанавливается под углом в 6 0 ° к поверхности почвы, то длина погружаемой в почву штанги, а затем и термометра должна равняться требуемой глубине, деленной на sin 6 0 ° = 0 , 8 7 .
Опыт показывает, что для малых глубин могут быть использованы
и срочные термометры с цилиндрическим резервуаром, и термометрыатташе, и п р а щ и (конечно, без оправы). Все эти термометры р е з к о
реагируют на механические повреждения. Замерзание и оттаивание п о ч в ы
обычно приводят их к гибели, что ограничивает время их применения
периодами с устойчивой температурой выше 0°. Малая теплопроводность стекла обеспечивает сравнительную изоляцию от теплового воздействия к а к вышележащих слоев почвы, так и от солнца.
При походных наблюдениях до глубины 0 , 5 м можно, кроме т о г о ,
пользоваться термометром-щупом конструкции Б. Г. Иванова.
Термометр-щуп представляет собой деревянную штангу, в к о н е ц
которой вделан термометр небольшого размера (типа термометра-праща).
На р е з е р в у а р термометра надет металлический колпачок, наполненный
гудроном, который предохраняет термометр от поломки и придает ему
б о л ь ш у ю инертность. Щ у п вставляется в вертикальную скважину, пробитую деревянной или металлической палкой, имеющей ту ж е форму,
что и термометр-щуп. В случае уплотненной почвы палка загоняется
в последнюю при помощи деревянного молотка.
Особенно трудно определить температуру поверхностных слоев почвы
под снежным покровом, в том числе и в узле кущения на озимых
полях, а также самого снежного покрова.
При достаточной мощности снежного п о к р о в а для приближенных
характеристик пользуются вытяжным термометром.
П р и эпизодических круглосуточных наблюдениях над температурой
снежного покрова применяют и обычные срочные термометры, в т ы к а я
их горизонтально в свежий срез снежного покрова, ориентированный
к северу. При этом срез каждый час подчищается.
198.
Н о все перечисленные приборы, к сожалению, не дистанционны.
В этом отношении электрические термометры имеют б о л ь ш о е преимущество. Н о , подобно электрическим термометрам для воздуха, они
с у щ е с т в у ю т пока еще в виде опытных о б р а з ц о в и в большинстве случаев непригодны для длительных наблюдений в полевой обстановке.
Один из крупных недостатков э т и х термометров заключается в т о м ,
что повреждение их, в отличие от повреждения ртутных термометров,
не всегда можно сразу установить. Иногда лишь при окончании наблюдений обнаруживается, что все результаты приходится б р а к о в а т ь из-за
о ш и б к и прибора.
И з электрических термометров чаще всего применяются термометры
сопротивления разной конструкции. Почвенный термометр сопротивления
системы Третьякова представляет собою приемник из медной проволоки,
диаметром 0 , 0 5 мм,
сопротивлением порядка 50 ом,
помещенный
в стеклянную герметизированную т р у б к у диаметром о к о л о 6 мм. Термометр р а б о т а е т по схеме неуравновешенного мостика. Отклонения гальванометра лроградуированы непосредственно в г р а д у с а х Цельсия. С помощью
переключателя производится последовательное подключение к гальванометру приемников, расположенных на разных глубинах. П р и б о р р а б о тает от батареи сухих элементов напряжением в 2 — 4 , 5 в. С помощью
с о о т в е т с т в у ю щ е г о регулировочного реостата сила тока в п р и б о р е устанавливается по красной черте на шкале гальванометра.
Дистанционность электрических п р и б о р о в (вся измерительная часть
может находиться в помещении) делает их незаменимыми не т о л ь к о
зимой, но и летом, когда непосредственные отсчеты термометров на месте
наблюдения сильно повреждают травянистую растительность и тем
самым искажают тепловой режим почвы.
Особый интерес представляют наблюдения над температурой поверхности
почвы.
Именно она определяет теплообмен
почва-^-воздух.
Н а поверхности почвы развиваются микроорганизмы, через нее в почву
проходят стебли растений. Кроме того, температура поверхности почвы
служит косвенным показателем температуры поверхности других тел,
которые, подобно почве, получают и отдают тепло не только турбулентным путем, но и радиационным. Известно, ч т о одна температура воздуха
не всегда обеспечивает х а р а к т е р и с т и к у климата как среды, и н а р я д у
с температурой
„в тени" (так расценивается температура
воздуха
по наблюдениям в будке) на п р а к т и к е требуется температура „на солнце".
В качестве показателя последней и используется температура п о в е р х ности почвы.
В течение ряда десятилетий температура поверхности почвы определялась с п о м о щ ь ю жидкостных т е р м о м е т р о в , с р е з е р в у а р о м , погруженным в почву до половины. И з в е с т н о , что всякий термометр показывает
л и ш ь свою собственную т е м п е р а т у р у . В данном случае дело осложняется
тем, что р е з е р в у а р термометра, являясь трехмерным телом, не может верно
характеризовать температуру двухмерной поверхности почвы, которая п р и
дневном нагревании имеет наивысшую температуру, а при ночном охлаждении — наинизшую. Б л а г о д а р я этому обстоятельству напочвенный термометер д о л ж е н занижать дневную и завышать ночную температуру.
Н о имеется еще другой источник о ш и б о к . Температура резервуара'
напочвенного термометра определяется теплообменом с почвой, осуще2 99--
ствляемым на площади, равной половине всей его поверхности. Верхняя
же половина его поверхности находится в контакте с воздушной ередой и, кроме того, получает и отдает тепло путем радиационного
обмена. Коэфициенты излучения как стекла, так и поверхности почвы
несущественно отличаются от излучения черного тела. Иначе дело обстоит
с альбедо. Альбедо оголенной почвы порядка 15, редко 30°| 0 , зеркальная
поверхность резервуара ртутного термометра отражает более 90°/ 0 . Отсюда
можно заключить, что если ночью ошибка напочвенного термометра
может быть незначительной, то днгм на солнце она должна значительно
занижать температуру поверхности почвы. При влажной поверхности
почвы расходы тепла на испарение, отсутствующие у резервуара термометра, будут снижать ее температуру и в какой-то мере компенсировать
радиационную ошибку. Но в случае сухой поверхности почвы, когда
испарение, как известно, резко сокращается, эта компенсация будет
сведена к минимуму. А так как высокие температуры наблюдаются
обычно при большой сухости почвы, можно утверждать, что для предельно
высоких температур эта компенсация будет наименьшей, и, следовательно, действительная температура поверхности почвы в эти моменты
будет значительно превышать показания термометра.
Температуру поверхности почвы можно получить и при помощи так
называемой термосетки. Последняя представляет собою металлическую
рамку, внутри которой имеются ординарные витки платиновой проволоки
диаметром 0,07 мм, закрепленные на рамке с помощью целлулоидных
пластинок, обеспечивающих должную изоляцию. При измерениях рамка
укладывается таким образом, чтобы витки проволоки целиком лежали
на поверхности почвы. Сетка включается в качестве одного из плеч
в схему уравновешенного мостика. Параллельные наблюдения по термосетке и ртутным термометрам позволили Л. И. Зубенок определить разности между показаниями термосетки и ртутного термометра
6С — в
Последние оказались прямо пропорциональными разностям
между температурой поверхности почвы по ртутным термометрам и
температурой воздуха на высоте 150 см:
в с — 0 р = 0 , 4 0 в р — В 1 5 0 — для песка,
(33)
0 С — 0 р = 0,56 0 р — О 150 — для пашни.
(34)
где в с — т е м п е р а т у р а поверхности почвы по термосетке; 0 р — то ж е ,
по ртутным термометрам; 0 1 5 О — температура воздуха на высоте 150 см.
При обычных в дневные часы разностях температуры по напочвенному термометру и в воздухе порядка 10 — 15°, разность между термосеткой и напочвенным термометром колебалась в пределах 5 — 7 ° .
Если принять, что показания термосетки соответствуют температуре
поверхности почвы, то тогда эти разности можно рассматривать как
поправки к ртутным термометрам. То что показания напочвенного ртутного термометра существенно занижают температуру поверхности почвы,
подтверждается и данными Тбилиссквй обсерватории (рис. 74).
В Тбилисской обсерватории в течение длительного периода велись
ежечасные наблюдения над температурой почвы на поверхности и на
глубинах. Н а рис. 74 представлено в полулогарифмических коорди14с.А.Сапожникова200
« а т а х изменение с г л у б и н о й т е м п е р а т у р ы в е р х н е г о 1 0 - с а н т и м е т р о в о г о
с л о я почвы, с о о т в е т с т в у ю щ е е моменту а б с о л ю т н о г о м а к с и м у м а на п о в е р х н о с т и почвы для к а ж д о г о месяца с января по июнь 1 8 9 0 г. В слое
•от 10 д о 1 см и з м е н е н и е т е м п е р а т у р ы п о в е р т и к а л и в принятых к о о р д и н а т а х б л и з к о к п р я м о л и н е й н о м у . Э г о у к а з ы в а е т , что изменение мак с и м а л ь н о й т е м п е р а т у р ы с г л у б и н о ю п р о п о р ц и о н а л ь н о л о г а р и ф м у глуб и н . Н о в с л о е о т 1,0 д о 0 , 1 см (к г л у б и н е 0 , 1 см у с л о в н о п р и у р о ч е н о п о л о ж е н и е п о в е р х н о с т н о г о т е р м о м е т р а ) н а б л ю д а е т с я п о ч т и изотермия, а иногда, как, н а п р и м е р , в м а р т е , д а ж е о б р а т н ы й х о д т е м п е р а т у р ы .
Е с л и п р е д п о л о ж и т ь , что л о г а р и ф м и ч е с к а я з а к о н о м е р н о с т ь изменения
т е м п е р а т у р ы почвы по в е р т и к а л и с о х р а н я е т с я вплоть д о в е р х н е г о милл и м е т р а , то, э к с т р а п о л и р у я по прямой (см. п у н к т и р н у ю линию), получаем
д л я верхнего м и л т и м е т р о в э г о с л о я почвы т е м п е р а т у р у на 1 0 — 1 5 ° б о л е е
в ы с о к у ю , чем по п о к а з а н и я м н а п о ч в е н н о г о т е р м о м е т р а . Э г о т в ы в о д
IgZl
0,1
1,0
г,о
5,0
10,0
Рис. 74. Изменение абсолютного месячного максимума температуры
почвы с глубиною (в полулогарифмических координатах). Тбилиси,
1890 г.
с о г л а с у е т с я с данными J1. И . З у б е н о к , т а к к а к п о и а б с о л ю т н ы х максим у м а х т е м п е р а т у р ы п о в е р х н о с т и почвы р а з н о с т ь м е ж д у п о с л е д н е й и
т е м п е р а т у р о й в о з д у х а на в ы с о т е 1 , 5 — 2 м б о л е е 2 0 и д а ж е 2 5 ° . П о д с т а в л я я . э т о з н а ч е н и е в п р а в у ю часть ф о р м у л ( 3 9 ) и ( 4 0 ) , п о л у ч а е м
поправку к ртутному термометру порядка 10—14°,
П о р и с . 7 4 мы, к р о м е т о г о , можгм у с т а н о в и т ь , что п о к а з а н и я
н а п о ч в е н н о г о т е р м о м е т р а с о о т в е т с т в у ю т т е м п е р а т у р е на г л у б и н е 0 , 5 —
1 см. А н а л о г и ч н у ю к а р т и н у д а от м а т е р и а л ы П а в л о в с к о й и С в е р д л о в ской обсерваторий.
Т а к и м о б р а з о м , мы п р и х о д и м к в ы в о д у , ч т о н а п о ч в е н н ы е т е р м о м е т р ы х а р а к т е р и з у ю т т е м п е р а т у р у не сам эй п о в е р х н о с т и почвы, а верхп е г о ее слоя п о р я д к а 1 см. Сама ж е п о в е р х н о с т ь почвы днем будет
и м е т ь б о л е е в ы с о к у ю т е м п е р а т у р у , а ночью - б о л е е н и з к у ю . Х о г я н а п о ч в е н н ы е т е р м о м е т р ы и не д а ю т т е м п е р а т у р у п о в е р х н о с т и почвы, но о н и
х а р а к т е р и з у ю т т е р м и ч е с к и й р е ж и м самых верхних г о р и з о н т о в почвы,
с у щ е с т в е н н о о т л и ч а ю щ и й с я от т е м п е р а т у р ы в о з д у х а , и п о т о м у их м о ж н о
и с п о л ь з о в а т ь при м и к р о к л и м а т и ч е с к и х н а б л ю д е н и я х .
Кроме указанной выше термосетки для определения температуры
поверхности почвы, применяют термоспаи (приборы Пенкевич, Чудновс к о г о и д р . ) . Н о н а и б о л е е с о в е р ш е н н ы м м е т о д о м д л я о п р е д е л е н и я темп е р а т у р ы д е я т е л ь н о й п о в е р х н о с т и следует с ч и т а т ь
разрабатываемый
в п о с л е д н е е время р а д и а ц и о н н ы й м е т о д .
201.
i л а в a za
ОРГАНИЗАЦИЯ И ПРОВЕДЕНИЕ МИКРОКЛИМАТИЧЕСКИХ
НАБЛЮДЕНИЙ, В ТОМ ЧИСЛЕ СРЕДИ ТРАВЯНИСТОЙ
РАСТИТЕЛЬНОСТИ
М и к р о к л и м а т в е р х н и х слоев почвы и п р и л е г а ю щ е г о к ней в о з д у х а
находится в н е п о с р е д с т в е н н о й з а в и с и м о с т и от у з к о местных о с о б е н н о с т е й
почвы и р а с т и т е л ь н о г о п о к р о в а и потому отличается и с к л ю ч и т е л ь н о й
и з м е н ч и в о с т ь ю в п р о с т р а н с т в е , ч ю наглядно и л л ю с т р и р у е т р и с . 75.
В т е ч е н и е 8 ясных дней в Саблино ( Л е н и н г р а д ) с т у д е н т а м и - к л и матологами Ленинградского государственного университета проводились
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 в 6 т о ч к а х о т к р ы т о й р о в н о й п л о щ а д к и м е т е о р о л о г и ч е с к о й станции, п о к р ы т о й л у г о в о й р а с т и т е л ь н о с т ь ю ,
местами в ы т о п т а н н о й . О д и н у ч а с т о к был оголен от р а с т и т е л ь н о с т и .
В число вышеуказанных точек вошла и основная термометрическая
у с т а н о в к а метстанции под естественным п о к р о в о м , к о т о р а я , к а з а л о с ь
бы, д о л ж н а была х а р а к т е р и з о в а т ь т е м п е р а т у р у п о ч в ы п о д л у г о в о й
р а с т и т е л ь н о с т ь ю . Н о естественный п о к р о в на м е т с т а н ц и и отличался и з р е ж е н н ы м , б л а г о д а р я постоянным н а б л ю д е н и я м , т р а в о с т о е м , высота к о т о р о г о
о к о л о т е р м о м е т р о в была п о р я д к а 5 — 8 см. Почва под ним б ы л а у п л о т нена. В р е з у л ь т а т е ( р и с . 7 5 ) на г л у б и н е 5 см т е м п е р а т у р а почвы п о д
естественным п о к р о в о м почти не о т л и ч а л а с ь о т о г о л е н н о й почвы и была
в дневные часы на 6 — 8 ° в ы ш е , чем под ненарушенным т р а в о с т о е м ,
п о к р ы в а в ш и м б о л ь ш у ю часть м е т е о р о л о г и ч е с к о й п л о щ а д к и и достигавшим в ы с о т ы 7 0 см.
Н а г л у б и н е 10 см п о ч в а п о д естественным п о к р о в о м з а н и м а л а п р о м е ж у т о ч н о е п о л о ж е н и е м е ж д у оголенной п о ч в о й и м о щ н ы м т р а в о с т о е м ,
н о все ж е о т л и ч а л а с ь от п о с л е д н е г о в течение всех с у т о к на 3 — 5 ° .
П о д о б н у ю п е с т р о т у мы можем в с т р е т и т ь на л ю б о м л у г у и в п о л е ,
не г о в о р я у ж е о том, ч т о мы можем сами ее в ы з ы в а т ь , н а р у ш а я р а с т и тельность в процессе наблюдений.
Таблица
114
Влияние нарушения травостоя пшеницы на температуру воздуха.
Агрогидрометинститут, 1939 г.
Дата
8/V1II
9/V11I
Время
наблюдений
14 ч. 2 8 - 5 5 м. .
14 ч. 33 м,—15 ч.
Юм
Ненарушенный
травостой
Нарушенный т р а в о с ю й
0 см
2/3 роста
150 см
0 см
/з роста
150 см
24,1
23,6
23,6
21,9
23,2
23,8
25,0
23,5
23,4
22,3
23,3
23,5
2
В т а б л . 114 п р и в е д е н ы с р а в н и т е л ь н ы е д а н н ы е для п л о щ а д к и с н е т р о н у тым т р а в о с т о е м и для п л о щ а д к и , на к о т о р о й т р а в о с т о й п ш е н и ц ы б ь ш
несколько нарушен в результате предшествующих наблюдений. У поверхности п о ч в ы н е н а р у ш е н н ы й т р а в о с т о й д а в а л в оба дня б о л е е н и з к у ю
'202
(на 2 , 2 и 2 , 7 ° ) температуру,
чем в ы т о п т а н н а я п л о щ а д к а . Сам з н а к
в е р т и к а л ь н о г о г р а д и е н т а на сравниваемых п л о щ а д к а х был р а з н ы й . Среди»
нарушенного травостоя наблюдался сверхадиабатический градиент, в н е н а р у ш е н н о м ж е — инверсия т е м п е р а т у р ы .
Рис. 75. Температура почвы на метеорологической площадке. Саблино. ЛГУ, 7 - 1 4 / V I I 1938 г.
А — глубина
5 см; Б — глубина 10 см. I — оголенная почва; 2 — естественный
покров; 3 — вытоптанный луг; 4 и 5 — луг.
Н а „ п л е ш и н а х " среди м о щ н о г о т р а в о с т о я м о ж н о п о л у ч и т ь т е м п е р а т у р ы б о л е е высокие, чем на черном п а р у , т а к к а к при о д н о р о д н о с т и
у с л о в и й в о т н о ш е н и и р а д и а ц и о н н о г о б а л а н с а на „ п л е ш и н а х " з н а ч и т е л ь н о
у м е н ь ш а е т с я обмен воздуха по с р а в н е н и ю с о т к р ы т ы м и у ч а с т к а м и черного п а р а .
20*.
При изучении микроклимата культурной растительности необходимо
"полное соблюдение принятой в производстве агротехники. Репрезентат и в н о с т ь площадки и ее травостоя в отношении производственных условий
д о л ж н а быть в центре внимания не только при выборе площадки, но
•и в течение всего п е р и о д а наблюдений.
Особенности микроклимата того или иного травостоя мы оцениваем
путем сопоставления с микроклиматом оголенной поверхности почвы
«(черным паром). Черный пар является стандартом, сравнение с котор ы м позволяет сопоставлять разновременные наблюдения над м и к р о •климатом различных растительных ассоциаций и сельскохозяйственных
культур.
Участок черного пара должен находиться о к о л о участка с изучаемым травостоем. Необходимо строго следить за тем, чтобы они
были однородны во всех прочих, кроме растительности, отношениях
(рельеф, почва, увлажненность), т а к как только при этих условиях
м о ж н о утверждать, что отмеченные различия определяются наличием
т е х или других особенностей растительного покрова. При близости
у ч а с т к о в их может обслуживать один наблюдатель. Одновременно возникает вопрос о минимальном размере участка, который обеспечивал бы
репрезентативность результатов наблюдений для производственных условий.
Ясно, что нельзя установить стандартный минимальный размер. Р а з м е р участка будет зависеть от характера о к р у ж а ю щ е й местности. Чем
•больше особенности деятельного слоя о к р у ж а ю щ е й т е р р и т о р и и будут
отличаться от деятельного слоя изучаемого участка, тем последний
д о л ж е н быть больше. Так, при сравнительном изучении поливных и
неполивных участков пшеничного поля размер каждого из участков,
конечно, должен быть значительно больше, чем, например, при изучении климата пшеничного поля в том случае, когда участок последнего
р а с п о л о ж е н среди участков, близких по своим микроклиматическим
•особенностям ржи, ячменя и других культур.
Для характеристики влияния удаления от края поля на микроклимат
можно привести рис. 7 6 , построенный по наблюдениям Е . С. Панкевич
« а колхозном поле. По мере удаления от края поля температура воздуха снижается как внутри травостоя, так и над ним.
Малые р а з м е р ы участков черного пара искажают тепловой режим
почвы благодаря ослаблению турбулентного теплообмена п о ч в а — в о з дух. Подтверждением этого положения являются данные т а б л . 115,
•заимствованной из работы Е. С. Панкевич.
Среди луга (высота травостоя о к о л о 1 м ) были оголены от растительности по три площадки указанных в.таблице, размеров (всего 9 площ а д о к ) . Как видно из таблицы, в среднем из трехкратной повторности
температура почвы на глубине 5 см была днем тем выше, чем меньше
площадки.
Б о л ь ш а я неоднородность верхних горизонтов почвы,
кротовины,
включения камней, корневищ, микрорельеф и неоднородность травостоя
приводят к тому, что в некоторых случаях показания двух почти рядом
установленных термометров на глубине 5 см могут различаться на 5°
и более. Вышеприведенные (см. стр. 193) наблюдения Н. Н . Транкевича
fio 16 рядом установленным термометрам на глубине 5 см показали,
204.
i
что при ясной п о г о д е днем л и ш ь п я т и к р а т н а я п о в т о р я е м о с т ь о б е с п е чивает т о ч н о с т ь = t l , 0 ° . Н о по наблюдениям под Л е н и н г р а д о м ужет р е х к р а т н а я п о в т о р я е м о с т ь д а е т на г л у б и н е 5 см т о ч н о с т ь т о г о ж е
п о р я д к а . П о м е р е у г л у б л е н и я в п о ч в у пестрота, естественно, сглажи~
вается.
см
Рис. 76. Изменение температуры воздуха с удалением от края пшеничного поля. Овцино, АГМИ, 23/VII 1937 г.
Таблица
115
Изменение температуры оголенной почвы на глубине 5 сМ на делянках
разной величины. Овцино, 23/VII 1936 г.
Размер
делянки,
м
1,5X1,5
2X2
8ХЮ
Часы
10
И
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
19,2 20,3 22,6 24,4 26,01 27,5, 28,4 29,1 29,0 28,5 27,9, 26,6 25,3 24,1
19,0 20,2 22,5 24,0' 25,5 27,2 28,0 28,5 28,7 28.2 27,9, 26,8 25 24,5
19,8 20,2 21,9 23,1 24,5 25,8 26,8 27,3 27,6 27.3 27,1' 26,6 25,6 25,0
I
I
i
I
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 воздуха при п о м о щ и вентиляционногопсихрометра, благодаря протягиванию довольно большого объема возд у х а , о т л и ч а ю т с я б о л ь ш е й р е п р е з е н т а т и в н о с т ь ю в п р о с т р а н с т в е , но з д е с ь
мы в с т р е ч а е м с я с другим и с т о ч н и к о м в о з м о ж н ы х неточностей, а именнос м и к р о к о л е б а н и я м и во времени, к о т о р ы е при н а б л ю д е н и я х с п о м о щ ь ю
в е н т и л я ц и о н н о г о п с и х р о м е т р а не п о л н о с т ь ю н и в е л и р у ю т с я .
В о и з б е ж а н и е и с к а ж а ю щ е г о влияния м и к р о к о л е б а н и й , следует отсчеты
п р о и з в о д и т ь хотя бы в т р е х к р а т н о й п о в т о р н о с т и . О б ы ч н о , при н а б л ю д е н и я х над т е м п е р а т у р о й в о з д у х а на р а з л и ч н ы х в ы с о т а х , п о л ь з у ю т с я
одним п с и х р о м е т р о м , к о т о р ы й п о с л е д о в а т е л ь н о д в а ж д ы и д а ж е т р и ж д ы
п е р е м е щ а ю т (снизу — в в е р х , с в е р х у — вниз, снизу — в в е р х ) .
205.
Из всего вышесказанного можно сделать следующий важный и с практ и ч е с к о й и с теоретической точки зрения вывод.
Точность микроклиматических наблюдений, несмотря на предвзятое
•представление некоторых исследователей, в ряде случаев меньше точн о с т и макроклиматических наблюдений. И для того, чтобы повысить
эту точность, необходимо внедрение в практику микроклиматических
«исследований не столько более точных приборов, сколько их повторных
установок и отсчетов. Н о даже при наличии повторностей мы лишь
приблизимся к точности макроклиматических характеристик. В связи
с этим становится излишним требование повышенной точности для спегциальной микроклиматической аппаратуры. Исключение составляет анемометрическая аппаратура (см. ниже). При отмеченной выше неоднородности микроклимата в пределах одного поля ясно, что характеристика
:микроклимата с точностью до одной десятой градуса теряет реальное
• значение.
При постановке микроклиматических наблюдений большое значение
«имеет правильный выбор для воздуха высоты, а для почвы — глубины
^наблюдений.
При выборе высоты (глубины) установки приборов необходимо,
-с одной стороны, исходить из особенностей изменения
изучаемого
^элемента по вертикали, а с другой — учитывать специфику задания. Так,
например, при наблюдениях, проводимых для изучения экологии вредителей, приборы следует устанавливать на высоте (глубине) наибольшего
«их скопления.
При отсутствии травостоя температура, влажность, ветер меняются
•с высотой в первом приближении пропорционально логарифму высот,
в е р т и к а л ь н ы е градиенты всех этих элементов убывают пропорционально
^высоте. В связи с этим равномерное распределение пунктов на высоте
•(например, на высотах 0,50, 100, 150 и 2 0 0 см) неправильно. В интерв а л е между 50 и 150 см температура меняется очень незначительно,
'и потому высота 100 см может быть свободно опущена; наоборот,
в слое д о 5 0 см следует добавить промежуточную высоту. Н а и б о л е е
^распространенными высотами наблюдений над оголенной поверхностью
или поверхностью с небольшим травостоем являются следующие: 5, 20,
-50 и 150 см. Если приходится ограничиваться двумя высотами, то
-оставляют 2 0 и 150 см. Эти высоты в последнее время приобретают
-значение стандартных, к которым привязываются все остальные наблю-дения. Стандартизация этих высот определяется тем, что на 20 см
^радиационная и вентиляционная ошибки вентиляционного психрометра
•в среднем компенсируют друг друга. 150 см выбраны потому, что эта
• высота доступна для непосредственных отсчетов, без дополнительных
подставок и лестниц, которые совершенно необходимы при наблюден и и на высоте 2 0 0 см — стандартной высоте общеметеорологических
наблюдений в С С С Р . Вместе с тем температура на этой высоте почти
не отличается от температуры на 2 0 0 см. Э т о т факт является непосредс т в е н н ы м следствиеи логарифмического закона изменения метеорологических элементов с высотою в приземном слое воздуха и подтверждается большим эмпирическим материалом (из архива отдела сельскохозяйственной метеорологии Всесоюзного института растениеводства),
часть которого приведена в табл. 116.
306.
j
С л о ж н е е о б с т о и т д е л о при в ы б о р е высот н а б л ю д е н и й с р е д и т р а в о с т о я . В этом с л у ч а е н а б л ю д е н и я п р и у р о ч и в а ю т к тем высотам, где
м о ж н о о ж и д а т ь перелома в х о д е и з у ч а е м о г о м е т е о р о л о г и ч е с к о г о э л е м е н т а ,
Т а б л и ц а 116
Средние разности температуры воздуха на высоте 150—200 см по наблюдениям
в будке Селянинова. Тбилиси, 1932 г.
Облачно (3 - 6 )
Ясно ( 0 - 2)
часы
Месяцы
V
VI
VII
VIII
IX
X
XI
Пасмурно (7 - 1 0 )
7
13
21
7
13
21
7
0,1
0,1
0,0
од
0,0
-од
0,0
0,0
0,1
0,1
0,2
0,2
од
од
-од
—од
—од
-0,2
-0,2
-0,2
0,0
0,0
-0,1
од
0,0
-од
од
0,0
0,0
од
од
од
од
од
од
—од
-од
-од
—0,2
—0,2
-од
0,0
-од
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
13
—
-од
—
од
0,0
.0,0
21
0,0
-0,2
0,0
-0,2
—од
-ОД
0,0
п р и ч е м верхней т о ч к о й о с т а ю т с я те ж е 150 см. П е р е л о м к р и в о й в е р т и кального распределения температуры воздуха приурочен к поверхности
т р а в о с т о я и к высоте 2 / 3 р о с т а . В н и з у , помимо 2 0 см, о б ы ч н о д о б а в л я ю т в ы с о т у 5 см.
Т а к к а к в почве изменения т е м п е р а т у р ы по в е р т и к а л и , очень р е з к и е
в самом поверхностном слое, с г л у б и н о й з а т у х а ю т , т о и здесь интервалы
м е ж д у т о ч к а м и наблюдений д о л ж н ы в о з р а с т а т ь п о мере у д а л е н и я о т
п о в е р х н о с т и п о ч в ы . О б ы ч н о т е р м о м е т р ы у с т а н а в л и в а ю т с я на г л у б и н а х
0 , 5 и 15 см. Н о для р а с ч е т а т е п л о в о г о б а л а н с а п о ч в ы следует иметь
д а н н ы е и для 10 и 2 0 см.
Сроки наблюдений.
Систематические наблюдения
ограничив а ю т с я двумя-четырьмя с р о к а м и . Кроме т о г о , э п и з о д и ч е с к и п р о в о д я т с я
к р у г л о с у т о ч н ы е н а б л ю д е н и я через к а ж д ы е ч а с или 2 часа.
П р и в ы б о р е с р о к о в н а б л ю д е н и й н е о б х о д и м о иметь в виду, что з н а к
в е р т и к а л ь н о г о г р а д и е н т а т е м п е р а т у р ы в о з д у х а в течение с у т о к о б ы ч н о
м е н я е т с я . В р е м я п е р е х о д а о т дневных 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 о в
к ночной и н в е р с и и меняется в о с н о в н о м в зависимости от ш и р о т ы
•и времени года (см. т а б л . 8 ) .
Характер вертикального градиента температуры определяет собою
весь метеорологический комплекс. С установлением инверсии резко
у м е н ь ш а е т с я т у р б у л е н т н ы й обмен, п о ч т и п р е к р а щ а е т с я и с п а р е н и е , вплоть
д о п е р е х о д а в о б р а т н ы й п р о ц е с с — к о н д е н с а ц и ю ( р о с а , иней), у м е н ь шается скорость ветра.
В дневные часы н а и б о л ь ш и й г р а д и е н т н а б л ю д а е т с я о к о л о полудня
• ( 1 2 — 1 3 часов). Именно к э т о м у м о м е н т у ц е л е с о о б р а з н о приурочить,
наблюдения,
тем б о л е е ч т о он с о в п а д а е т с о б щ е м е т е о р о л о г и ч е с к и м
•сроком.
В ы б о р с р о к а ночных н а б л ю д е н и й н е с к о л ь к о з а т р у д н и т е л е н , т а к к а к
л е т о п р е д е л е н н о г о , момента с м а к с и м а л ь н о й и н в е р с и е й . В т е х случаях,
207.
когда наибольший интерес представляет именно вертикальный градиент,
тогда наблюдения производят в 1 час ночи. Преимущества этого с р о к а ,
т а к ж е к а к и 13-часового, заключаются в том, что они совпадают
с общеметеорологическими сроками. В том случае, если наибольший
интерес представляет минимальная температура и условия, ее с о п р о в о ждающие, то следует проводить наблюдения непосредственно перед восходом солнца. Этот срок имеет технические преимущества, основное и а
которых заключается в том, что в э т о время у ж е можно обходиться
без искусственного света. . Общеметеорологические сроки 7 и 19 ч а с о в
неприемлемы для наблюдений в приземном слое воздуха, т а к как ббльшую часть года они приходятся на переходные моменты р а з р у ш е н и я
и установления инверсии и отличаются большой изменчивостью хода
почти всех метеорологических элементов.
Для х а р а к т е р и с т и к и суточного хода метеорологических элементов
необходимо эпизодически проводить круглосуточные наблюдения ч е р е з
каждые 2 часа.
В тех случаях, когда наблюдатель обслуживает два пункта (основной
и контрольный), сначала наблюдения производятся на основной площадке, затем на контрольной, а затем опять на основной.
Если основная задача заключается в изучении термического режима
почвы, т о в экспедиционных условиях, когда пункты
наблюдений
отстоят друг от друга на большом расстоянии и наблюдатель не может
отсчитывать показания термометров точно в срок на всех пунктах,
естественно возникает вопрос о сдвиге сроков наблюдений к периодам
наименьших изменений т е м п е р а т у р ы , т. е. к периодам максимальных
и минимальных температур.
Перенос сроков наблюдений на эти периоды дает возможность,
с одной стороны, без особого у щ е р б а для точности и сравнимости данных проводить наблюдения в течение относительно длительного промеж у т к а времени (до одного часа и даже более) и, с другой, обеспечиваетсравнение термического режима в наиболее актуальные моменты крайних
температур.
В табл. 117, составленной по круглосуточным наблюдениям ч е р е з
2 часа в солнечные летние дни под Ленинградом (метеорологическая
станция Ленинградского государственного университета), в графе „ Ч а с ы "
у к а з а н ы периоды, в которые температура отличается от максимальной
и минимальной не б о л е е чем на 0 , 3 ° . Чем больше глубина, тем, естественно, этот период длиннее. В общем, при наблюдениях в 6 — 7 часов
все варианты на всех глубинах были бы охвачены температурой, близкой к минимальной. Л и ш ь скошенный луг на глубине 2 0 см имеет в э т а
время температуру на 0 , 4 ° выше минимальной.
При наблюдениях в 1 6 — 1 7 часов температура могла быть зафиксирована близкой к максимальной, за исключением глубины в 20 см,
так как на этой глубине в 1 6 — 1 7 часов температура отличается о т
максимальной на 0 , 3 — 0 , 6 ° , но зато она очень близка к средней суточной
(разности 0 , 0 — 0 , 3 ° ) .
При
указанных
сроках
вычисляется по формуле
макс
наблюдений
-+
мин
:-
средняя
суточная
температура
Расхождение со средней суточной
температурой, подсчитанной по круглосуточным наблюдениям, как видно.
208.
i
и з т а б л . 1 1 7 , в среднем не п р е в ы ш а е т 0 , 1 — 0 , 2 ° и л и ш ь в одном с л у чае достигло 0 , 3 ° .
'
Т а б л и ц а 117
Характер
растительного
покрова
Оголенная почва
Естественный
покров . . .
Клевер
. . . .
Скошенный луг
Злаково-бобовый луг . .
Глубина'
см
|
Средние температуры почвы под разным травостоем за период с 7 по
14/VII 1938 г. Саблино
Средняя за сутки
Средняя
из 12 макс.+мин. максимальная
сроков
2
Часы
Средняя
минимальная
Часы
5
10
19,7
19,5
19,8
19,6
23,8
22,9
16
16-18
15,7
16,2
4-6
4-6
5
10
20
19,5
18,3
17,4
19,7
18,4
17,5
23,2
20,0
18,3
14-16
16-20
18-24
16,1
16,6
16,6
4-6
6-8
6-12
5
10
20
15,6
15,3
14,7
15,5
15,3
14,7
. 17,0
16,2
15,1
16-18
16-22
16—24
13,9
14,3
14,2
4—8
5
10
20
19,8
19,3
18,2
20,1
19,4
18,1
23,2
21,4
18,8
16
16-18
18-24
16,9
17,4
17,4
4-6
6-8
8-12
5
16,0
15,6
16,0
17,2
16,4
15,5
14—18
16-22
16-2
14,4
14,8
2-6
4-8
6—12
10
20
15,2
15,6
15,2
14,8
4-6
6-14
А н а л о г и ч н ы й а н а л и з с у т о ч н о г о хода т е м п е р а т у р ы п о ч в ы был п р о и з веден Н . Н . Т р а н к е в и ч е м по данным Д а л ь н е в о с т о ч н о й а г р о м е т е о р о л о г и ческой станции. Его выводы в отношении двухсрочных
наблюдений
(в 6 и 16 часов) с о в п а д а ю т с в ы ш е п р и в е д е н н ы м и . О п ы т р а б о т ы с т о р ф я н ы м и почвами п о к а з а л , что на последних, в связи с запаздыванием
с у т о ч н о г о х о д а т е м п е р а т у р ы , о б а с р о к а д о л ж н ы б ы т ь сдвинуты на
1 час.
Т а к к а к д л я получения р е п р е з е н т а т и в н ы х д а н н ы х по т е м п е р а т у р е
воздуха нельзя о г р а н и ч и в а т ь с я о д н о к р а т н ы м и отсчетами, т о о б ы ч н о на
к а ж д о й в ы с о т е п р о и з в о д я т по д в а и д а ж е т р и о т с ч е т а . М о ж н о о д н о временно у с т а н а в л и в а т ь в е н т и л я ц и о н н ы й п с и х р о м е т р на всех в ы с о т а х . Н о
при недостатке приборов, учитывая необходимость параллельных наблюд е н и й на к о н т р о л ь н о м у ч а с т к е , и ж е л а т е л ь н о с т и н а б л ю д е н и й в двухк р а т н о й п о в т о р н о с т и , о б ы ч н о и с п о л ь з у ю т о д и н и т о т ж е п с и х р о м е т р на
двух и д а ж е ч е т ы р е х высотах, п о с л е д о в а т е л ь н о его перемещая с в е р х у
в н и з 2 или 3 р а з а .
П о д о б н ы й с п о с о б н а б л ю д е н и й имеет д а ж е н е к о т о р ы е п р е и м у щ е с т в а ,
т а к к а к п р и э т о м д о с т и г а е т с я р а в е н с т в о систематических о ш и б о к .
П е р е д н а б л ю д е н и я м и п с и х р о м е т р (весь п р и б о р ) д о л ж е н иметь температуру, близкую к температуре воздуха, для этого обычно достаточно
2 0 - м и н у т н о г о п р е б ы в а н и я п с и х р о м е т р а на воздухе. Следует
учесть,
что, н а х о д я с ь д л и т е л ь н ы й п е р и о д времени на с о л н ц е б е з в е н т и л я ц и и ,
14
с . А. Сапожникова
209
психрометр может сильно перегреться. В таких случаях перед наблюдениями необходимо его предварительно провентилировать в течение
10 минут. Объективным показателем достаточности вентиляции является
отсутствие устойчивых изменений в определенном направлении. Колебания
же температуры около определенного уровня —• явление естественное, и освободиться от него можно, только увеличив инертность
прибора. Вода для смачивания также должна иметь температуру,
близкую к температуре воздуха. При соблюдении этих условий психрометр можно отсчитывать через 3 минуты после смачивания и заводки.
Остальные отсчеты можно делать через 1 — 1 , 5 минуты. Одного смачивания хватает днем на 8 — 1 0 минут, ночью — на 20 минут. После каждого
отсчета рекомендуется дополнительно заводить психрометр, так как
после 3-й минуты скорость вращения вентилятора начинает ослабевать.
При достаточной близости контрольной площадки наблюдатель, отсчитывая психрометр на одной площадке, устанавливает прибор на следующую высоту, а сам переходит на вторую площадку и делает там отсчет.
Температура почвы отсчитывается либо в перерывах между наблюдениями по психрометру, либо после окончания их.
Для физического обоснования тех или иных особенностей микроклимата, хотя бы с качественной стороны, все микроклиматические наблюдения сопровождаются характеристикой облачности, ветра и состоянием
увлажнения деятельной поверхности.
Характеристика облачности совместно с датой и часом наблюдений
дает нам приближенный радиационный баланс деятельной поверхности.
П о ветру можно косвенно судить о турбулентном обмене, а оценка увлажнения деятельной поверхности, в том числе и гидрометеорами, дает
величину возможных расходов тепла на испарение.
Направление ветра, облачность (общая и нижняя) и гидрэметеоры
определяются до и после отсчетов. Для определения скорости ветра
ручной анемометр включается на 10 минут, на период отсчетов вентиляционного психрометра. Особо отмечается время фактического восхода
солнца для пункта наблюдений. Кроме того, в дневные сроки при переменной облачности обязательно у каждого отсчета термометра отмечается
условными значками: наличие солнца (О), отсутствие его ( 0 ) и просвечивание солнца сквозь облака ( j o j ) . Последние отметки позволяют оценивать каждое наблюдение в отношении типичности для данных условий
погоды.
Г л а в а 24
М Е Т О Д Ы ИЗУЧЕНИЯ МЕСТНОГО КЛИМАТА.
АНЕМОМЕТРИЧЕСКАЯ И ТЕРМОМЕТРИЧЕСКАЯ
СЪЕМКА
Для изучения местного климата применяют стационарные и поход
ные методы наблюдений. Походные наблюдения, а иногда и непосредственно связанные с ними стационарные обычно объединяют под понятием „ с ъ е м к а " (термометрическая, анемометрическая, снегомерная и др.).
П о снегомерной съемке имеются специальные инструкции, и потому
мы здесь ограничиваемся рассмотрением анемометрической и термометрической съемки.
210.
Анемометрическая съемка
Задача анемометрической съемки — дать характеристику деформации
основного воздушного потока и формирования местных ветров в зависимости от пересеченности местности, наличия водоемов, растительности,
в том числе специальных лесных насаждений (полезащитных лесных
полос), и застройки.
Исходный, ненарушенный поток наблюдается на некоторой высоте
над поверхностью земли ( 2 0 0 — 5 0 0 м). У земли он деформируется
в зависимости от особенностей подстилающей поверхности в данном
месте. Известную роль должна играть и предшествующая деформация
потока, а следовательно, и особенности подстилающей поверхности по
пути его движения.
Если при типизации рельефа учитывать особенности местности, лежащие по пути движения воздуха в данной точке, т. е. если, например,
различать подветренный и наветренный склоны и т. п., то тем самым
мы будем частично учитывать историю потока. Сам исходный поток недоступен нашим обычным методам наземных наблюдений. В связис этим
в качестве его условного показателя пользуются ветром на тех же высотах, что и в исследуемых пунктах, но на специально выбранном открытом
ровном месте.
Д л я количественной характеристики деформации потока применяют
отношения скорости ветра в исследуемой точке к ветру на открытом
ровном месте, а для направления — соответствующие разности румбов
(в 16-румбовой шкале).
Так как и формирование местных ветров и деформация основного
воздушного потока зависят от степени устойчивости атмосферы и определяемого ею турбулентного обмена, то оба явления должны зависеть
от погодных условий, времени года и суток.
Деформация воздушного потока приблизительно обратно пропорциональна логарифму высот. Наибольшая внизу, она затухает с высотою.
Все перечисленные особенности ветрового режима должны быть
учтены при организации анемометрической съемки.
Для характеристики скорости ветра от 1 м/сек
и более вполне
пригодным прибором является ручной анемометр. В случае необходимости
о н может быть заменен ветромером Третьякова.
Большая часть наблюдений над скоростью ветра в приземном слое
воздуха ; производилась и производится при помощи ручного анемометра.
Принцип его устройства и внешний вид прибора описаны в работе
В. К. Кедроливанского. Счетчик анемометра может быть включен
и выключен на расстоянии нескольких метров, что дает возможность
устанавливать его на шестах высотою до 5 м и даже выше. Анемометр тарируется, начиная от одного деления в секунду. В переводе
на м/сек
это дает скорости ветра, начиная с 1 , 0 — 1 , 4
м/сек.
Последнее обстоятельство является одним из основных недостатков приб о р а и практически не дает возможности его использовать для высот
ниже 1 м.
Д а ж е на высоте 1 м для некоторых пунктов в ночные
часы скорость ветра была неизмерима ручным анемометром в 50°/ 0
всех случаев.
15 с. А. Сапожникова
211
Переводный множитель
следовательно, формально
в пределах до 10 м/сек
анемометра дается с точностью до 0 , 0 1 и,
обеспечивает вычисления скорости ветра
с точностью 0,1
м/сек.
Практически о ш и б к и анемометра при р а б о т е в полевых условиях
значительно больше. Часть о ш и б о к связана с особенностями самой конструкции прибора. Как и все анемометры с крестом Робинзона, ручной
анемометр дает некоторую среднюю сглаженную скорость, причем эта
средняя скорость обычно б о л ь ш е средней арифметической, и тем больше, чем чаще ее пульсация и больше ее амплитуда. П р и скорости
п о р я д к а 1 м/сек,
когда ветер, ослабевая, оказывается ниже порога
чувствительности и анемометр совсем останавливается, пульсация может
дать, наоборот, снижение средней скорости. Это обстоятельство при
слабых ветрах может привести к систематическим преувеличениям вертикальных градиентов ветра, т а к как оно, естественно, будет сказываться по преимуществу на нижнем анемометре с меньшей скоростью
ветра. Благодаря близости корпуса счетчика к воспринимающей части
п р и б о р а , его показания зависят от положения к о р п у с а в отношении
направления ветра. П о э т о м у , во избежание лишних ошибок, следует
устанавливать анемометр т а к , чтобы счетчик был перпендикулярен ветру,
так как именно в таком положении прибор тарируется.
Все о ш и б к и , связанные с особенностями конструкции п р и б о р о в ,
в первом приближении можно принять постоянными. Сказываясь в полной мере на абсолютной величине результатов и з м е р е н и я , ' э т и о ш и б к и
могут быть до известной степени, снивелированы при сравнительной
оценке методом отношений или разностей, но при условии, что все
исследования производятся п р и б о р а м и одного типа. Это обстоятельство
необходимо учитывать при постановке наблюдений.
Значительная часть о ш и б о к наблюдений по ручному анемометру
связана с неустойчивостью тарировочной кривой, поэтому ручные анемометры нуждаются в систематической поверке непосредственно в полевых условиях.
При наблюдениях скорости ветра по ручному анемометру направление ветра обычно определяют по вымпелу — у з к о й полоске белого
батиста длиною в 7 0 см, укрепляемой на 2-метровом шесте. Д л я удобства
отсчетов направления ветра перед наблюдениями можно вокруг ш е с т а
установить 8 к о л ы ш к о в с обозначением румбов. Румбы разбиваются
с учетом магнитного склонения, в связи с чем, если магнитное склонение
превышает 5°, на компасе делается соответствующая отметка (отмечается
деление, с которым должна совпасть магнитная стрелка при правильной,
ориентировке по странам света).
Ветромер Третьякова, ш и р о к о применяемый в настоящее время,
в оперативной р а б о т е , дает направление и скорость ветра, причем,
последняя характеризуется отклонением металлической пластинки от
вертикального положения.
Точность показаний ветромера 0 , 5 м/сек
в пределах скоростей
от 1 д о 6 м/сек
и 1 м/сек
при больших скоростях. Ветромер часто'
используют совместно с ручными анемометрами для определения направления ветра.
При организации наблюдений следует р а з л и ч а т ь о б щ у ю и частнуюанемометрическую съемку. Первая для своего выполнения требует н е
212.
менее полугода и должна захватывать, хотя бы частично, и теплое
и холодное время года. Она должна проводиться и днем и ночью при
разных погодных условиях и на разных высотах над поверхностью
почвы, т а к как все перечисленное оказывает непосредственное влияние
на деформацию в о з д у ш н о г о потока (см. главу 12).
Частная анемометрическая съемка ставит своей задачей определение
деформации воздушного потока на к а к о й - л и б о определенной высоте
и при определенных погодных условиях. Частной анемометрической
съемкой можно, например, довольствоваться
при решении
задачи
о деформации фенового ветра применительно к запросам садоводства.
В последнем случае наблюдения приурочиваются к определенной высоте
(высота плодовых деревьев), условиям погоды и сезону.
Кроме того, следует различать с ъ е м к у конкретных участков, для которых т о л ь к о и будут использованы результаты съемки, и с ъ е м к у для
определения закономерностей деформации воздушного потока в зависимости от особенностей местоположения, с целью использования полученных закономерностей для любых территорий с аналогичными формами
рельефа, растительностью, з а с т р о й к о й .
Если и в первом случае выявление р о л и отдельных компонентов
местных условий (рельефа, растительности) может представлять практический интерес, учитывая возможное изменение некоторых из них (например, расчистку опушки лесонасаждения), то во втором случае учет роли
каждого из компонентов комплекса представляет особое значение.
Определив влияние отдельных элементов комплекса, например ширины и высоты лесных полос, можно затем с помощью х а р а к т е р и с т и к
влияния этих отдельных элементов перейти к оценке влияния их
сочетаний, например в/шяния лесных полос определенной ширины и
высоты.
Н о комплексы, представляющие специальный интерес,
например
ширина и продуваемость полезащитных лесных полос, должны учитываться и в целом, так как суммарное влияние их д а л е к о не всегда представляет алгебраическую сумму воздействий к а ж д о г о из компонентов
в отдельности.
В приложении дан ряд практических указаний п о проведению анемометрической съемки.
Термометрическая съемка для определения морозоопасности
территории
И з всех характеристик местных особенностей температурного режима
наибольшее практическое значение имеет характеристика м о р о з о о п а с ности территории. Оценка морозоопасности имеет значение не только
для сельского хозяйства, но и для других отраслей народного хозяйства,
т а к как морозобойные участки одновременно отличаются наибольшей
суточной амплитудой температуры, низкой относительной влажностью
воздуха и застоем его в ночные часы.
Основная задача термометрической съемки заключается в определен и и , насколько морозоопасность изучаемого участка больше или меньше
по сравнению с ближайшей метеорологической станцией, т а к как окон213.
ча!ельние количественное заключение может Оыть д а н о только при
наличии соответствующего сопоставления с наблюдениями на пункте,
имеющем климатическую х а р а к т е р и с т и к у на основе многолетних р я д о в
наблюдений.
Термометрическая съемка осуществляется при помощи стационарных
и походных наблюдений. Как один, так и другие носят временный
характер и производятся только в ту часть года, в течение которой
морозоопасность местности представляет практический интерес. В частности, в субтропической зоне наблюдения производятся в зимнюю часть
года (с ноября по март включительно), на севере — в течение лета,
в средней полосе С С С Р — в весенне-осенние месяцы.
Сеть стационарных термометрических пунктов располагается л и б о
в основных типах местоположения, характерных для данного климатически однородного района, либо на участках, представляющих непосредственный интерес (например, хлопковое поле, чайная плантация), вне
зависимости от типичности их для окружающих территорий. В обоих
случаях организационным центром термометрической сети является ближайшая метеорологическая станция.
При выборе места наблюдений желательно предварительное проведение двух-трех походных термометрических съемок (метод
съемки
см. далее), для того чтобы убедиться, что выбранные т о ч к и не повторяют друг друга и х а р а к т е р и з у ю т типичные условия.
Основные наблюдения на термометрических пунктах производятся
на высоте 1 , 5 — 2 м в будках нормального образца или упрощенных.
В качестве дополнительных могут проводиться наблюдения в самом- приземном слое и на поверхности почвы. Приуроченность основных наблюдений к высоте 2 или 1,5 м, поскольку температура на этих двух
высотах практически одинакова, определяется необходимостью увязки
с основной метеорологической сетью. Кроме того, температура в самом
приземном слое воздуха зависит от узкоместных особенностей деятельной поверхности; она является элементом микроклимата, который сравнительно легко может быть изменен при о б р а б о т к е участка. При определении морозоопасности нас интересуют более устойчивые особенности
местного климата, характерные для участков протяженностью в несколько
десятков и даже сотен метров. Особенности морозоопасности таких
т е р р и т о р и й проявляются на высоте 2 м. Естественно, возникает вопрос,
в какой мере различие в морозоопасности на высоте 2 м будет п о к а зательно для высоты т р а в о с т о я . Напомним, что различие в морозоопасности определяется в основном стоком и застоем радиационно выхолаживающегося воздуха.
Рассмотрим три крайних случая. На открытом ровном месте отсутствуют сток и приток холодного воздуха и наблюдается, если можно
т а к выразиться, нормальная инверсия температуры. Н а холме, где
охладившийся воздух будет стекать и вместо него б у д е т поступать
теплый воздух из свободной атмосферы, отклонение стратификации
температуры от нормальной будет определяться двумя факторами: сама!
адвекция теплого воздуха должна увеличивать инверсию, а повышенный
обмен, н а о б о р о т , — у м е н ь ш и т ь ее. В отрицательных формах рельефа
обратная к а р т и н а : адвекция холодного воздуха уменьшает инверсию,
а ослабленный обмен — увеличивает.
'214
j
j
[
j
|
S
j
j
]
,
!
j
В конечном и т о г е , в в и д у взаимной к о м п е н с а ц и и а д в е к ц и и и о б м е н а , мы
вправе ожидать незначительных различий в вертикальной стратификации
т е м п е р а т у р ы у ч а с т к о в р а з н о й м о р о з о о п а с н о с т и . В т а к о м случае р а з л и ч и е
в минимальных т е м п е р а т у р а х р а з н ы х по м о р о з о о п а с н о с т и у ч а с т к о в д о л ж н о
б ы т ь о д н о г о п о р я д к а на всех в ы с о т а х .
,
Этот вывод подтверждается непосред- ~ А
ственными н а б л ю д е н и я м и .
Н а рис. 7 7
представлены разности температур (отклонение о т т е м п е р а т у р ы на с е р е д и н е с к л о н а )
0
по наблюдениям на в ы с о т а х 1,5 и 0 , 5 м
н а д склонами х о л м о в совхоза У р е к и ( З а - -1
падная Грузия). Разность высот между
к р а й н и м и т о ч к а м и п о р я д к а 4 0 — 5 0 м, рас- " 2
с т о я н и е м е ж д у т о ч к а м и 1 0 м. О т к л о н е н и е
о т т е м п е р а т у р ы на середине склона д л я
в ы с о т 1,5 и 0 , 5 м о д н о г о п о р я д к а , но х о д
т е м п е р а т у р ы на в ы с о т е 1 , 5 м о т л и ч а е т с я
большей плавностью.
Все это подтвер- -5
ждает репрезентативность оценки морозоопасности
по наблюдениям
на в ы с о т е
1 5 0 СМ д л я всего п р и з е м н о г о слоя.
Доп о л н и т е л ь н ы е наблюдения в самом п р и В
земном с л о е ж е л а т е л ь н ы в т е х с л у ч а я х ,
2<
когда у ч а с т о к у ж е з а н я т р а с т и т е л ь н о с т ь ю ,
представляющей
х о з я й с т в е н н ы й интерес,
f
Стационарные наблюдения производятся
по минимальным, а д л я к о н т р о л я — п о срочо
ным т е р м о м е т р а м , у с т а н о в л е н н ы м в у п р о щ е н н о й б у д к е т и п а С е л я н и н о в а (рис. 78).
Преимущества этой будки заключаются
в том, что она м е н ь ш е , а п о э т о м у д е ш е в л е
и д о с т у п н е е для и з г о т о в л е н и я по сравне- . 3
нию с п с и х р о м е т р и ч е с к о й . К р о м е т о г о ,
{ 2 з 4 5 б 7 8 9 ю 1112
б л а г о д а р я м а л о м у р а з м е р у она п о м е щ а е т с я
пункты
на одном столбе. Б у д к у С е л я н и н о в а о б ы ч н о
рис
?у
Те
воздуха
у с т а н а в л и в а ю т на высоте 1,5 м, для т о г о
перед восходом солнца на разч т о б ы и з б е ж а т ь п о д с т а в к и - л е с т н и ц ы для
ной высоте над поверхностью
н а б л ю д а т е л я . С п е ц и а л ь н ы е исследования
склона в отклонениях от темп о к а з а л и , что с у т о ч н ы е минимумы по напературы на середине склона.
у
с о в х о з У реки, 1У0т г»
п
б л ю д е н и я м в б у д к е Селянинова на в ы с о т е
i 4 /ii ; в - ™ же, 27/п;
л_маршрут
1 , 5 М с о о т в е т с т в у ю т минимумам В б у д к е
В — то же, 7/II. 1 — 150 см;2-50
см.
нормального образца с точностью порядка
0 , 2 ° . П р и о т с у т с т в и и б у д о к м о ж н о у с т а н а в л и в а т ь минимальный т е р м о м е т р на т о й ж е высоте п о д у п р о щ е н н о й б о р и с о в с к о й з а щ и т о й ( р и с . 7 9 ) .
В этом с л у ч а е с у т о ч н ы е минимумы б у д у т н е с к о л ь к о з а н и ж е н ы по с р а в н е н и ю с н о р м а л ь н о й б у д к о й , и п о э т о м у для с р а в н и м о с т и н а б л ю д е н и й н е о б х о д и м о а н а л о г и ч н у ю у с т а н о в к у с д е л а т ь и на м е т е о р о л о г и ч е с к о й с т а н ц и и , ,
к которой привязываются наблюдения термометрической съемки.
Для характеристики
продолжительности
заморозков
желательна?
д о п о л н и т е л ь н а я у с т а н о в к а т е р м о г р а ф о в . Т е р м о г р а ф ы не могут заменить..
215.
иипимальпые термометры, т а к к а к они я в л я ю т с я п р и б о р а м и о т н о с и т е л ь ными. Т е р м о г р а ф ы нельзя у с т а н а в л и в а т ь в б у д к е С е л я н и н о в а , т а к к а к
они д а ю т в ней искажение с у т о ч н о г о х о д а . П о э т о м у их п р и х о д и т с я помещать в будке нормального образца.
и
о
о.
н
<D
й
55 и
3
СЗ
к
S
5я
О
3
а.
v
ь
х
3
к
5
«й
3к
м
2 Ǥ
ас
*ее ^
?
3
Q.S
Я S
X
«
м
3
а?
сSи оОst
В
^ о
я 5 «Ч йО)
к
5
S3 8 5 с S
*
S
4)§ IJ3
ч§§
й5 I
<3 С—IО (J
О.Я S
м
« К
§
8 5
\о я &S
Я•ю и1 еCU
2
ч« н
чч
К
to
V :( a я
Я !
Ui 8®
н сев
о
о
В
ч
о
Ог-u
а,
о
CQ*S
s
щ
&
о
о.
и
>5
К
я,
с:
о ан»
Q,
Ж -и
о5
VO О
«S
cf
C
3« 4н
»U
П р и н а л и ч и и т е р м о г р а ф а м и н и м а л ь н ы й и срочный т е р м о м е т р ы у с т а н а в л и в а ю т с я в т о й ж е б у д к е на с п е ц и а л ь н о й п р о в о л о ч н о й п о д с т а в к е .
В р е м я н а б л ю д е н и я на т е р м о м е т р и ч е с к и х п у н к т а х , в о т л и ч и е
от
Метеорологических станций, не у с т а н а в л и в а е т с я точно, т а к к а к о т с ч е т
14с.А.Сапожникова6
срочного термометра во время наблюдений используется только для
контроля минимального термометра и термографа и самостоятельного
значения не имеет. Ввиду э т о г о один наблюдатель может о б с л у ж и т ь
несколько пунктов.
Наблюдения могут быть односрочные и д в у х с р о ч н ы е .
Односрочные наблюдения производятся около полудня — с 11 д о
15 часов, учитывая, что за это время суточный минимум обычно не
наблюдается и, следовательно, наблюдатель з а ф и к с и р у е т минимум предыдущей ночи и подготовит термометр (подведет ш т и ф т и к к мениску
спирта) к минимуму последующей ночи. П р и двухсрочных наблюдениях
наблюдатель обходит пункты 2 раза в сутки: утром и вечером. П е р в о е
наблюдение делается в период, возможно близкий к фактическому минимуму температуры, с тем, чтобы отсчет срочного термометра мог
д о известной степени к о н т р о л и р о в а т ь величину минимума, и, к р о м е
130
П К
(-1
о
->
ш
) 15
Рис. 79. Упрощенная защита Борисова.
того, для т о г о , чтобы иметь суждение об облачности и ветре в э т о т
критический момент, а также з а ф и к с и р о в а т ь наличие инея и повреждение растений от з а м о р о з к о в . Цель второго наблюдения—подготовить минимальный термометр к последующей ночи (подвести штифтик). К числу
преимуществ двухсрочных наблюдений следует отнести и б й л ь ш у ю
точность в определении дополнительной поправки к минимальному
термометру, к о т о р а я будет получена по температурам, близким к минимуму.
П о х о д н ы е наблюдения над температурой в определенных точках ранее
выбранного м а р ш р у т а являются дополнением к сети стационарных пункт о в наблюдений. Основная их цель — охарактеризовать [изменения температуры между стационарными пунктами. Кроме того, они используются
как способ предварительного рекогносцировочного обследования, в частности при выборе места стационарных наблюдений.
В зависимости от способа пзредвиженил термометрические съемки
могут быть пешеходными, автомобильными и верховыми.
Возможность походных наблюдений над распредэлением минимальных
температур базируется на том, что в предутренние часы — за 1,5 —
2 часа перед восходом солнца, температура во времени меняется очень
мало; микроколебания, как известно, в это время суток т а к ж е очень
невелики. Д л я проверки возможности использования походных наблюдений
Ф . Ф. Давитая сопоставил результаты одновременных и походных (разновременных) наблюдений в январе и феврале 1 9 3 2 г. для четырех точек
о д н о г о и з м а р ш р у т о в в окрестностях г. Махарадзе (Западная Грузия).
Первый пункт находился на вершине очень крутого склона, второй — на
217.
н е о о л ь ш о м холме в долине, т р е т и й — н а дне д о л и н ы и четвертый — на
открытом холме.
В т а б л . 1 1 8 п р и в о д и т с я с р е д н я я к в а д р а т и ч е с к а я р а з н о с т ь между
п о х о д н ы м и (П) и о д н о в р е м е н н ы м и (О) наблюдениями за 9 дней с ъ е м о к ,
С р е д н я я к в а д р а т и ч е с к а я р а з н о с т ь в о всех с л у ч а я х м е н ь ш е 0,5°.
Наименьшая о ш и б к а , как и следовало ожидать, относится ко дну
Т а б л и ц а 118
Средняя квадратическая разность между походными
(разновременными) и одновременными наблюдениями
(по
формуле д =
|/
Пункты
Д . . . .
1
2
3
4
0,42
0,31
0,21
0,26
д о л и н ы , где б л а г о д а р я з а с т о ю в о з д у х а т е м п е р а т у р а к о л е б л е т с я в весьма
малых пределах.
Учитывая, ч т о р а з л и ч и я т е м п е р а т у р отдельных п у н к т о в в о время
с ъ е м к и о б ы ч н о п р е в ы ш а ю т 3 — 4°, мы п р и х о д и м к выводу, что о ш и б к о й
за счет н е о д н о в р е м е н н о с т и н а б л ю д е н и й м о ж н о п р е н е б р е ч ь .
Д л я т о г о ч т о б ы е щ е б о л ь ш е у м е н ь ш и т ь о ш и б к у за счет н е о д н о в р е менности н а б л ю д е н и й на к а ж д о м пункте, т е м п е р а т у р а о т с ч и т ы в а е т с я
д в а ж д ы — при х о д е „ т у д а " и „ о б р а т н о " . В связи с этим и длина м а р ш р у т а р а с с ч и т ы в а е т с я таким о б р а з о м , ч т о б ы за 1 , 5 часа м о ж н о б ы л о ,
п р о и з в о д я н а б л ю д е н и я , п р о й т и его (или проехать) в о б а к о н ц а .
М а р ш р у т д о л ж е н п р о х о д и т ь ч е р е з д в а к р а й н и х по м о р о з о о п а с н о с т и
пункта с т а ц и о н а р н ы х н а б л ю д е н и й , в п р о т и в н о м с л у ч а е к л и м а т и ч е с к о е
и с п о л ь з о в а н и е р е з у л ь т а т о в с ъ е м к и (см. г л а в у 2 6 ) будет к р а й н е з а т р у д н и т е л ь н о . О т д е л ь н ы е т о ч к и м а р ш р у т а (их м о ж е т б ы т ь д о 1 5 ) в ы б и р а ю т с я и з р а с ч е т а м а к с и м а л ь н о о б л е г ч и т ь и н т е р п о л я ц и ю данных с т а ц и о н а р н ы х п у н к т о в на о к р у ж а ю щ у ю т е р р и т о р и ю .
Н а р и с . 8 0 д а н а схема р а с п р е д е л е н и я п у н к т о в с т а ц и о н а р н ы х и п о х о д ных н а б л ю д е н и й в пересеченных у с л о в и я х р е л ь е ф а в б л и з и в о д о е м а .
К а к у ж е у к а з ы в а л о с ь , п о х о д н ы е наблюдения п р о и з в о д я т с я в преду т р е н н и е часы, начиная за п о л т о р а часа до восхода солнца и д о начала
п о д ъ е м а т е м п е р а т у р ы , к о т о р ы й о б ы ч н о наблюдается н е п о с р е д с т в е н н о
после восхода с о л н ц а . П р и н о р м а л ь н о м суточном х о д е в э т о время темп е р а т у р а д о с т и г а е т своего минимума и д е р ж и т с я у с т о й ч и в о .
Д л я н а б л ю д е н и й в ы б и р а ю т с я ясные ночи, при с к о р о с т и ветра на
о т к р ы т о м месте менее 3 м/сек.
Н а л и ч и е в ы с о к о й о б л а ч н о с т и (Ci, Cist,
A s t ) не п р е п я т с т в у е т п р о в е д е н и ю с ъ е м к и . О с о б е н н о в а ж н о п р о и з в о д и т ь
съемки в дни, удовлетворяющие вышеуказанным требованиям в периоды
х о л о д н ы х волн, д а ж е не п р и н о с я щ и х м о р о з ы . П р и ч е м с ъ е м к у в а ж н о
'218
д е л а т ь не т о л ь к о в день с н а и б о л е е н и з к и м значением т е м п е р а т у р ы на!
о с н о в н о й с т а н ц и и , но и в с л е д у ю щ и е д н и , когда н е р е д к о п о н и ж е н и е
т е м п е р а т у р ы в о т р и ц а т е л ь н ы х ф о р м а х р е л ь е ф а д о с т и г а е т наибольшей!
величины.
Н а б л ю д е н и я п р о и з в о д я т с я при п о м о щ и в е н т и л я ц и о н н о г о психрометра,,
к о т о р ы й , в крайнем с л у ч а е , м о ж е т б ы т ь з а м е н е н т е р м о м е т р о м - п р а щ о м .
П с и х р о м е т р п о д в е ш и в а е т с я на в ы с о т е 1 5 0 см (до н и ж н е г о к о н ц а п р и б о р а ) , на т р е н о г е или специальном ш е с т е .
Р е к о м е н д у е т с я при наличии д о с т а т о ч н о г о времени в н а и б о л е е о т в е т ственных п у н к т а х п р о в о д и т ь дог.олнительные наблюдения на в ы с о т е
3
Рис. 80. Схема распределения пунктов и маршрутов наблюдений при изучении распределения минимальных температур.
/ — метеорологические станции; 2—метеорологические стационарные пункты; 3— маршруты походных наблюдений.
2 0 см. Н а э т о й в ы с о т е п с и х р о м е т р п о м е щ а е т с я ( п о д в е ш и в а е т с я ) г о р и зонтально.
П а р а л л е л ь н о н а б л ю д а ю т с я облачность,
в е т е р ( м о ж н о поощущению) и гидрометеоры.
П р и к а ж д о м о т с ч е т е отмечается время,
н а б л ю д е н и й . О с о б е н н о т щ а т е л ь н о д о л ж н о быть отмечено время восхода^
с о л н ц а , а т а к ж е п о п а д а н и е его лучей на у ч а с т о к н а б л ю д е н и й .
При»
у п о т р е б л е н и и п р а щ а его в р а щ а ю т над г о л о в о й д о д о с т и ж е н и я у с т о й чивой т е м п е р а т у р ы .
Д л я р е к о г н о с ц и р о в о ч н ы х н а б л ю д е н и й на б о л ь ш о й т е р р и т о р и и незаменимы
автомобильные термометрические
с ъ е м к и . О д и н из результат о в т а к о й с ъ е м к и п р е д с т а в л е н был на р и с . 5 7 .
Автомобильная термометрическая съемка производилась Агрогидром е т е о р о л о г и ч е с к и м институтом под р у к о в о д с т в о м Г . Т . Селянинова. Дляэ т о й цели М . Г. Г о л ь ц м а н о м и А . А . З н а м е н с к и м был сконструирован»
219.
с п е ц и а л ь н ы й ф о т о р е г и с т р и р у ю щ и й термометр, п о з в о л я ю щ и й п р о и з в о д и т ь
н а б л ю д е н и я не о с т а н а в т и в а я м а ш и н ы (схема п р е д с т а в л е н а на рис. 8 1 ) .
Фоторегистрирующий
термометр п р е д с т а в л я е т с о б о ю
обычный
ртутный
термометр, с м о н т и р о в а н н ы й в о д н о
ц е л о е с пленочным ф о т о а п паратом. Прибор состоит из
трех о с н о в н ы х ч а с т е й : к а с сеты с ф о т о п л е н к о й , к а м е р ы
с объективом и термометра
с осветительным п р и с п о с о блением.
Кассета
наглухо
с к р е п л е н а с камерой, имеющей в и д ц и л и н д р а , на д р у гом к о н ц е к о т о р о г о т а к ж е
наглухо п р и к р е п л е н ы осветительное приспособление и
термометр. В камере установлен с в е т о с и л ь н ы й о б ъ е к тив с ф о к у с н ы м р а с с т о я н и е м
5 0 мм.
Н и ж н я я часть т е р мометра — р е з е р в у а р — з а щ и щена о т с л у ч а й н ы х п о в р е ждений редкой
металлической р е ш е т к о й . О с в е т и т е л ь
ш к а л ы с о с т о и т и з трех л а м п о ч е к , у к р е п л е н н ы х на р е ф лекторе. Питание лампочек
п р о и з в о д и т с я о т сухой 4 , 5 в
батареи.
Фис. 81. Схема фоторегистрирующего |термо-мегра конструкции Гольцмана и Знаменского.
Весь п р и б о р на а м о р т и - з а т о р а х укрепляется на м а ш и н е п е р е д р а д и а т о р о м . Н а б л ю д е н и я п р о и з На
•водятся по з а р а н е е р а з р а б о т а н н о м у м а р ш р у т у на х о д у м а ш и н ы .
V^s»
Лё^
t^J5\ л/^ч
Vn&L (У^й.
yjk MA*! A^flfli /V4S*
-
-
1 0
li £
у
VU
Рис. 82. Схема ленты фоторегистрирующего термометра.
'220
/W*. /^ул. л^.
-
-j-
типичных у ч а с т к а х включают освещение и фотографируют ш к а л у и
капилляр термометра. Н а рис. 8 2 представлен о б р а з е ц ленты ф о т о р е г и с т р и р у ю щ е г о т е р м о м е т р а . Каждый снимок занимает около 5 мм
пленки, и на стандартной фотопленке можно сделать о к о л о сотни снимков-отсчетов термометра.
Глава
25
ХАРАКТЕРИСТИКА ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИХ ФАКТОРОВ.
ФИТОИНДИКАТОРЫ
Исключительную роль при изучении местного климата и микроклимата
играет исчерпывающая х а р а к т е р и с т и к а факторов, их определяющих,
а именно: местных особенностей рельефа, растительности, почвенного
п о к р о в а , близости водоемов, застройки т е р р и т о р и и и пр.
Характеристика вышеперечисленных физико-географических ф а к т о р о в
необходима нам не только для понимания причины и физической с у щ ности изучаемого явления, но и для экстраполяции полученных выводовна другие т е р р и т о р и и . В связи с последним климатолог должен уметь нетолько охарактеризовать физико-географические факторы, но и типизир о в а т ь последние, по их влиянию на местный климат и микроклимат.
Примеры подобной типизации приведены в главах 12 и 13.
Х а р а к т е р и с т и к а физико-географических ф а к т о р о в может быть описательной (качественной и количественной) и графической (схемы, профиля,,
планы, карты, фото).
П р и всей своей объективности характеристика
местоположения!
производится с учетом закономерностей ее воздействия на местный
климат и микроклимат. Указанные закономерности являются критерием
при выборе из сложного природного комплекса самого главного и
существенного. В связи с этим характеристика местоположения м о ж е т
производиться только при непосредственном участии самого исследователя.
Характеристика местоположения не д о л ж н а претендовать на у н и в е р сальность. Т а к , при термометрической съемке минимальных температур
основное внимание уделяется тем особенностям рельефа и растительных
массивов, которые определяют сток или застой холодного воздуха
в период инверсии температур.
При изучении температуры почвы,
исчерпывающе х а р а к т е р и з у ю т с я растительный п о к р о в почвы и
ее
влажность.
Схема описания местоположения пунктов наблюдений охватывает
особенности как рельефа, так и растительности и почвы. В каждом конкретном случае, в зависимости от задачи исследования, отдельные разделы схемы наиболее полно учитываются, другие, н а о б о р о т , могут б ы т ь
опущены.
О с о б о е внимание следует уделить учету динамики как растительного, так и почвенного п о к р о в а , а также границ водоемов (паводки,,
летнее высыхание), поэтому нельзя ограничиться описанием, приуроченным к одному моменту времени. Необходимо дополнить его х а р а к т е р и стикой изменений по сезонам. Схема описания дается в приложении 2.
Высота местности ч а щ е всего определяется с помощью б а р о м е т р и ческой нивелировки.
221.
Д л я определения топографического профиля производится ватерпа•совка при п о м о щ и т р е х (а м о ж н о и д в у х ) р е е к и в а т е р п а с а или о т в е с а .
Р е й к и и о т в е с м о ж н о и з г о т о в и т ь самим. Н а р и с . 8 3 п р е д с т а в л е н а
•схема в а т е р п а с о в к и с двумя и т р е м я р е й к а м и .
Д л я о п р е д е л е н и я к р у т и з н ы с к л о н а у д о б н е е всего п о л ь з о в а т ь с я э к л и м е т р о м „ Г е о л о г о р а з в е д к а " , м о ж н о и с п о л ь з о в а т ь д л я э т о й цели д а н н ы е
>ватерпасов,ки. Э к л и м е т р п о л е з е н и при о п р е д е л е н и и высоты д е р е в ь е в ,
-строений.
Высота д е р е в а h м о ж е т б ы т ь вычислена по ф о р м у л е :
h = г t g а -(- а,
(35)
г д е г — р а с с т о я н и е д о д е р е в а ; а — у г о л , п о д к о т о р ы м видна в е р х у ш к а
д е р е в а ; а — высота глаза н а б л ю д а т е л я .
Д л я о п р е д е л е н и я р а с с т о я н и й у д о б н е е всего п о л ь з о в а т ь с я
двухяметровкой — с а ж е н к о й .
Рис. 83. Схема ватерпасовки с двумя и тремя рейками.
В качестве графической характеристики особенностей местоположения
•используются планы у ч а с т к а р а з л и ч н о г о м а с ш т а б а , на к о т о р ы х , п о м и м о
г о р и з о н т а л е й , наносят растительность, строения и место установки
.приборов.
В пересеченных у с л о в и я х местности н а г л я д н о е п р е д с т а в л е н и е о р е л ь е ф е
д а е т т о п о г р а ф и ч е с к и й п р о ф и л ь , на к о т о р о м у с л о в н ы м и о б о з н а ч е н и я м и
д а ю т с я растительность и с т р о е н и я с соблюдением в е р т и к а л ь н о г о м а с ш т а б а .
П р и наличии р а с т и т е л ь н о с т и и с т р о е н и й п о с т р о е н и е п р о ф и л я м о ж е т
•быть п о л е з н о и на р о в н о й местности. Т а к , например, м о ж н о р е к о м е н д о вать построение профилей п о р а д и у с у от т о ч к и н а б л ю д е н и й в с т о р о н у
преобладающего направления ветра.
О с о б о г о внимания з а с л у ж и в а е т о п р е д е л е н и е с т е п е н и
закрытости
•горизонта. З а к р ы т о с т ь г о р и з о н т а (в градусах) л у ч ш е всего о п р е д е л я т ь
при п о м о щ и т е о д о л и т а , но м о ж н о и с п о л ь з о в а т ь к о м п а с (для о п р е д е л е н и я
а з и м у т о в ) и э к л и м е т р (для высоты г о р и з о н т а ) . П р и м е р г р а ф и ч е с к о г о
и з о б р а ж е н и я высоты г о р и з о н т а б ы л представлен на р и с . 4. Н а этой ж е
д и а г р а м м е ж е л а т е л ь н о д а в а т ь и путь д в и ж е н и я солнца для дней р а в н о д е н с т в и я и летнего и зимнего с о л н ц е с т о я н и я или ж е д л я
периода
н а б л ю д е н и й . Эти л и н и и п о з в о л я т у ч и т ы в а т ь з а п а з д ы в а н и е ф а к т и ч е с к о г о
в о с х о д а и п р е ж д е в р е м е н н ы й з а х о д солнца вследствие з а к р ы т о с т и горизонта.
'222
При характеристике растительности полезно учитывать следующие
о с о б е н н о с т и ее в л и я н и я на к л и м а т . Р а с т е н и я , з а т е н я я п о в е р х н о с т ь п о ч в ы ,
о к а з ы в а ю т в л и я н и е на р а д и а ц и о н н ы й нагрев днем и р а д и а ц и о н н о е в ы х о л а ж и в а н и е ночью. Р а с т е н и я являются препятствием д л я д в и ж е н и я в о з д у х а ,
у м е н ь ш а ю т с к о р о с т ь в е т р а , с п о с о б с т в у ю т о б р а з о в а н и ю вихрей, з а м е д л я ю т
сток холодного воздуха, ослабляют турбулентный обмен.
Наконец,
растения обладают транспирационной способностью, которая сильно
в а р ь и р у е т в з а в и с и м о с т и о т вида и д а ж е э к о т и п а , ф а з ы р а з в и т и я и количества з е л е н о й массы. И м е н н о с э т и х т о ч е к з р е н и я и с л е д у е т п о д х о д и т ь
при р а с с м о т р е н и и р а с т и т е л ь н о с т и .
Несколько
слов о х а р а к т е р и с т и к е з е л е н о й р а с т и т е л ь н о й
массы.
Р а с т и т е л ь н а я масса не т о л ь к о х а р а к т е р и з у е т и н т е н с и в н о с т ь т р а н с п и р а ц и и ,
но совместно с в ы с о т о ю р а с т е н и й о п р е д е л я е т степень п о к р ы т и я почвы и
и з о л я ц и ю ее п о в е р х н о с т и от р а д и а ц и о н н о г о нагревания и в ы х о л а ж и в а н и я .
Вес з е л е н о й массы т р а в о с т о я м о ж н о о п р е д е л я т ь с л е д у ю щ и м о б р а з о м .
На участке закладываются 3 полуметровые делянки, с которых травостой полностью срезается ножницами и сразу ж е взвешивается. Получ е н н ы е величины о с р е д н я ю т с я и у м н о ж а ю т с я на 2 д л я п о л у ч е н и я к о л и чества з е л е н о й массы на 1 ж 2 .
В табл. 119 в качестве примера приводятся результаты подобных
и з м е р е н и й (при р а з н ы х у с л о в и я х и р а з н о й а г р о т е х н и к е ) в р я д е п у н к тов СССР.
Т а б л и ц а 119
Фазы
Число случаев
Вес зеленой массы пшеницы на 1 м 2 (в е)
Кущение
. . . .
Колошение
. . .
Восковая спелость
57
44
50
Сорта
В засуш- При достаточМаксиМиниливых
ной
усломальный мальный
Це- Лютесувлажвиях
ненности зиум ценс 062
326
1 822
1 880
24
116
100
312
430
812
708
102
660
642
104
596
568
И з т а б л . 119 видно, к а к сильно может в а р ь и р о в а т ь вес з е л е н о й
массы п ш е н и ц ы , а следовательно, и затенение ею почвы, а т а к ж е р а с х о д ы
влаги и тепла на т р а н с п и р а ц и ю .
Р а с т и т е л ь н о с т ь , к р о м е т о г о , м о ж е т б ы т ь и с п о л ь з о в а н а к а к своеобразный климатический фитоиндикатор.
М е т о д ф и т о к л и м а т и ч е с к и х и н д и к а т о р о в применяется на п р а к т и к е при
о с в о е н и и новых т е р р и т о р и й , к о г д а н е п о с р е д с т в е н н ы е м е т е о р о л о г и ч е с к и е
сведения о ч е н ь о г р а н и ч е н ы или их совсем нет. В этих у с л о в и я х сведения
о наличии р а с т и т е л ь н о с т и , о т р и ц а т е л ь н о р е а г и р у ю щ е й на т е или иные
о с о б е н н о с т и к л и м а т а , н а п р и м е р п о г и б а ю щ е й при м о р о з е определенной
интенсивности, с в и д е т е л ь с т в у ю т о б о т с у т с т в и и у к а з а н н ы х о с о б е н н о с т е й
(в данном с л у ч а е — г у б и т е л ь н ы х м о р о з о в ) .
Э т о т м е т о д применим и при и з у ч е н и и местного климата и м и к р о к л и м а т а . В 1 9 3 4 г. м е т о д ф и т о и н д и к а т о р о в был и с п о л ь з о в а н А г р о г и д р о метеорологическим институтом, проводившим агроклиматическое райони223.
р о ь а н и е с у б т р о п и ч е с к о й зоны, границы к о т о р о й о б у с л о в л и в а ю т с я зимними
м о р о з а м и о п р е д е л е н н о й интенсивности.
Специальная группировка фитоиндикаторов субтропического климата
б ы л а п р о в е д е н а П . С. Р о м а н о в с к и м ( т а б л . 1 2 0 ) .
Т а б л и ц а 120
Группы
Упрощенная группировка фитоклиматических индикаторов,
три основные зоны субтропиков СССР
I
11
III
Наименование зоны
характеризующая
Фитоиндикаторы
Все виды цитрусовых, пальмы (притчардия, финиковая, кокосовая),
эвкалипты, австралийские акации,
агавы, драцены, тунг, олеандр в
виде дерева или высокого куста
благородный,
камфорный,
Зона чая и маслины Лавр
пальма хамеропс, камелия, земляничное дерево, олеандр в виде
низкого куста
Крайняя граница суб- Инжир в виде дерева, японская
тропической зоны
хурма, гранатник, кипарис . . . .
Средние
из абсолютных
годовых
минимумов
Зона цитрусовых
от —2 до —6
.
-7
„
-8
,
-9
„
-11
В последнем с т о л б ц е т а б л . 1 2 0 п р и в о д я т с я средние из абсолютных
г о д о в ы х м и н и м у м о в т е м п е р а т у р ы , х а р а к т е р н ы е для к а ж д о й из т р е х з о н .
С ее п о м о щ ь ю , в частности, были оценены м е с т н ы е к л и м а т и ч е с к и е
о с о б е н н о с т и отдельных м и к р о р а й о н о в на нижних с к л о н а х Т а л ы ш с к и х
гор в районах Ленкорани и Астары. Последующие метеорологические
наблюдения подтвердили правильность микрорайонирования.
Ф и т о и н д и к а т о р ы , к а к косвенный м е т о д х а р а к т е р и с т и к и климата, треб у ю т т щ а т е л ь н о г о анализа всей с о в о к у п н о с т и у с л о в и й , во и з б е ж а н и е
неверных выводов. Особенно осторожно следует подходить к использов а н и ю в к а ч е с т в е и н д и к а т о р о в к у л ь т у р н ы х растений, к о т о р ы е м о г у т
б ы т ь тем или иным способом з а щ и щ е н ы о т в р е д н ы х к л и м а т и ч е с к и х
у с л о в и й и, с л е д о в а т е л ь н о , с у щ е с т в о в а т ь вопреки последним. К р о м е т о г о ,
с л е д у е т р а з л и ч а т ь , чем о б у с л о в л е н о н а л и ч и е т о й или д р у г о й р а с т и т е л ь ности: о с о б е н н о с т я м и м е с т н о г о климата, с в о й с т в е н н о г о
сравнительно
б о л ь ш и м п л о щ а д я м , или м и к р о к л и м а т и ч е с к и м и о с о б е н н о с т я м , например
р а с п о л о ж е н и е м у стены д о м а , и т. п.
Глава
26
ПРИНЦИПЫ КЛИМАТОЛОГИЧЕСКОЙ ОБРАБОТКИ НАБЛЮДЕНИЙ ПО МИКРОКЛИМАТУ И МЕСТНОМУ КЛИМАТУ.
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ УЛЬТРАКОРОТКИХ РЯДОВ НАБЛЮДЕНИЙ
И ПОСТРОЕНИЕ КАРТ КРУПНОГО МАСШТАБА
Специфические
о с о б е н н о с т и явлений
микроклимата
и
местного
к л и м а т а , о т л и ч а ю щ и е с я б о л ь ш о й изменчивостью в п р о с т р а н с т в е , а т а к ж е
м а л а я д л и т е л ь н о с т ь н а б л ю д е н и й над ними п р и наличии о б щ е к л и м а т и ч е с к и х данных о п р е д е л я ю т особенности метода о б р а б о т к и наблюдений*
'224
Помимо так называемой первичной обработки, заключающейся в введении поправок, осреднении повторностей, составления основных таблиц
наблюдений, а т а к ж е критической их поверке, данные по микроклимату
и местному климату должны пройти специальную обработку, обеспечивающую возможность наиболее полного практического использования
результатов наблюдений.
Определенных правил обработки данных по микроклимату и местному
климату нет. Ниже излагаются принципы, которые должны быть положены в основу обработки, и приведены примеры, иллюстрирующие их
применение.
Первая задача обработки заключается в переходе от данных краткосрочных наблюдений к так называемым „нормальным" характеристикам.
Получив „нормальную" характеристику для точки наблюдений, необходимо затем перейти к оценке территорий — это вторая задача обработки.
Элементарный метод линейной интерполяции в данном случае неприемлем,
и для характеристики территорий в отношении местного климата
и микроклимата необходимо использовать закономерности, связывающие
последние с особенностями местности (рельефом, растительностью, почвой,
застройкой и др.).
Используемые в общей климатологии методы приведения к длинному
ряду пригодны для наблюдений, периоды которых измеряются годами,
здесь же нам приходится иметь дело с ультракороткими рядами наблюдений продолжительностью в несколько месяцев, а иногда в несколько
дней. В основе приведения ультракоротких рядов наблюдений к „ н о р м е "
лежит тот же метод разностей или отношений, но общая климатология
ограничивается средней разностью (или отношением) за период одновременных наблюдений на основной и приводимой станциях, исходя из
того, что при большом числе случаев эта средняя будет и наиболее
точной и наиболее характерной.
Для установления характерной разности при малом числе случаев мы
не можем базироваться на законе больших чисел и потому вынуждены
искать ее другим путем. Здесь на помощь приходит наличие сведений
о типичных, характерных общеклиматических условиях, так как именно
от изменения погодных условий зависит изменение во времени указанных
разностей (о влиянии облачности и ветра на особенности микроклимата
и местного климата см. главы 12 и 14).
Приведение к „норме" ультракоротких рядов наблюдений построено
в основном на учете закономерностей зависимости интересующих нас
разностей
от погодных условий и на расчете вероятности
этих
погодных условий, устанавливаемых за длинный ряд наблюдений.
В широком масштабе подобное приведение к „норме" было впервые
использовано при обработке наблюдений над минимальной температурой
в субтропической зоне СССР. Наилучшим показателем морозоопасности
территории применительно к субтропическим, вегетирующим в течение
круглого года растениям является, согласно исследованиям Г. Т . Селянинова, средний из абсолютных годовых минимумов температуры воздуха.
Нормально указанный показатель вычисляется путем осреднения абсолютных годовых минимумов за период нескольких десятилетий или путем
приведения за ряд лет. В результате же специально организованных
наблюдений над минимальной температурой для ряда пунктов Грузии
15
с. А. Сапожникова
225
были получены е ж е д н е в н ы е минимальные т е м п е р а т у р ы в с е г о для двух
м е с я ц е в з и м ы 1 9 3 4 г. Т р е б о в а л о с ь при их п о м о щ и п о л у ч и т ь о ц е н к у
м о р о з о о п а с н о с т и э т и х п у н к т о в , т. е. д а т ь для них с р е д н и й и з а б с о л ю т н ы х
г о д о в ы х минимумов.
Д л я р е ш е н и я этой з а д а ч и б ы л и и с п о л ь з о в а н ы с л е д у ю щ и е з а к о н о м е р н о с т и , у с т а н о в л е н н ы е в п р о ц е с с е а н а л и з а м а т е р и а л а . П р е ж д е всего
была установлена количественная зависимость разности
ежедневных
м и н и м а л ь н ы х т е м п е р а т у р о т о б л а ч н о с т и . В т а б л . 121 в качестве примера
п р и в о д я т с я р а з н о с т и м е ж д у минимальной т е м п е р а т у р о й верхней и нижней
с т а н ц и й в А н а с е у л и . О н и приведены в среднем за все д н и ( с р . ) , за непасм у р н ы е дни (н. п), когда о б л а ч н о с т ь была в сумме з а п р е д ы д у щ и й вечерний
и п о с л е д у ю щ и й у т р е н н и й с р о к м е н ь ш е 18 баллов, за п а с м у р н ы е дни (п),
к о г д а та ж е сумма была р а в н а или б о л е е 18. И з этой т а б л и ц ы видно,
что р а з н о с т и м и н и м а л ь н ы х т е м п е р а т у р не т о л ь к о з а в и с я т о т о б л а ч н о с т и ,
но и что к о л е б а н и я из года в год средних р а з н о с т е й за н е п а с м у р н ы е дни
м е н ь ш е , чем в среднем за все д н и . Б л а г о д а р я э т о м у т о ч н о с т ь п е р в ы х ,
несмотря на м е н ь ш е е число случаев, чем у средней за все д н и , б о л ь ш е ,
чем последних.
Т а б л и ц а 121
Средние разности минимальных температур
Годы
1930-1931
1931-1932
1932-1933
1933-1934
1934-1935
Верхняя станция — Нижняя станция —
январь
февраль
ср.
н. п
п
ср.
н. п
п
4,3
2,4
. 3,3
4,0
3,5
5,9
5,3
5,9
5,8
6,5
2,3
0,9
1,5
1,3
0,5
3,8
1,7
3,3
2,8
3,6
5,0
5,0
5,0
5,0
5,2
1,9
1,0
1,3
0,8
0,6
Д [j П о данным д л и н н о р я д н ы х станций была у с т а н о в л е н а п о в т о р я е м о с т ь
о б л а ч н о с т и п р и а б с о л ю т н ы х годовых минимумах т е м п е р а т у р ы (табл. 122).
Таблица
122
Повторяемость непасмурной и пасмурной погоды при
абсолютных годовых минимумах температуры (в %)
Наименование
станции
Батуми
Поти
Самтреди
Махарадзе
Сакари
Сухуми
Сочи
. . . . .
Среднее . .
26.
Число лет
Непасмурно
Пасмурно
31
26
27
29
41
30
27
61
77
78
86
78
70
81
39
23
22
12
22
30
19
—
76
24
О г с ю д а был сделан в ы в о д , что с р е д н я я р а з н о с т ь Д t д л я с р е д н и х и з
а б с о л ю т н ы х г о д о в ы х минимумов м о ж е т б ы т ь вычислена к а к средняя
взвешенная:
ЯД<„п + тА<я
(3
п
т.
+
'
где п — процент
лет с а б с о л ю т н ы м
минимумом, с о п р о в о ж д а в ш и й с я
н е п а с м у р н о й п о г о д о й в д а н н о м р а й о н е ; т — т о ж е , с п а с м у р н о й погодой;
М н п — р а з н о с т ь минимальных т е м п е р а т у р при н е п а с м у р н о м н е б е ; Д £ д —
то же, при пасмурном.
Д л я в ы ч и с л е н и я с р е д н е г о и з а б с о л ю т н ы х годовых минимумов интерес у ю щ и х нас п у н к т о в п о л у ч е н н а я т а к и м путем р а з н о с т ь п р и б а в л я л а с ь
к с р е д н е м у и з а б с о л ю т н ы х г о д о в ы х минимумов о п о р н о й с т а н ц и и .
В у к а з а н н о м п р и м е р а б ы л о д о п у щ е н о , что At изменяется т о л ь к о
в з а в и с и м о с т и о т о б л а ч н о с т и . Н е о б х о д и м о у д о с т о в е р и т ь с я , к а к велика
• о ш и б к а , получаемая в результате этого допущения. Проверку можно
с д е л а т ь э м п и р и ч е с к и м путем, и с п о л ь з у я п а р ы д л и н н о р я д н ы х станций
и с р а в н и в а я р а з н о с т и средних и з а б с о л ю т н ы х минимумов, полученные
путем н е п о с р е д с т в е н н о г о с о п о с т а в л е н и я а б с о л ю т н ы х м и н и м у м о в с р а з ностью, п о л у ч е н н о й по ф о р м у л е ( 3 6 ) .
В д а н н о м случае п р о в е р к а п о д т в е р д и л а п р а в и л ь н о с т ь д о п у щ е н и я .
В п р о т и в н о м с л у ч а е н е о б х о д и м о б ы л о бы п р о в е с т и д о п о л н и т е л ь н ы й
а н а л и з и ввести с о о т в е т с т в у ю щ и е п о п р а в к и .
Подобный способ приведения может быть использован для любых
элементов микроклимата и местного климата.
В р я д е с л у ч а е в п р а к т и ч е с к о е значение имеет не т о л ь к о о к о н ч а т е л ь н ы й и т о г — с р е д н я я в з в е ш е н н а я р а з н о с т ь , но и с л а г а ю щ и е ее в е л и ч и н ы ,
д л я чего с л е д у е т з н а т ь в е р о я т н о с т и р а з л и ч н ы х р а з н о с т е й .
Е с л и во времени меняются не т о л ь к о п о г о д н ы е у с л о в и я , но и с в я з а н ные с ними элементы л а н д ш а ф т а , н а п р и м е р высота и г у с т о т а т р а в о с т о я , т о п о с л е д н и е т а к ж е д о л ж н ы б ы т ь у ч т е н ы при п р и в е д е н и и к „ н о р м е " .
П р и с р о ч н о м з а д а н и и и н е о б х о д и м о с т и з а к о н ч и т ь и с с л е д о в а н и е в одном
с е з о н е , э т о о б с т о я т е л ь с т в о с л е д у е т у ч и т ы в а т ь при самой п о с т а н о в к е
и с с л е д о в а н и й , о б е с п е ч и в а я , вне з а в и с и м о с т и о т погодных у с л о в и й , р а з н ы й
х а р а к т е р травостоя, используя полив и другие приемы агротехники
и п е р е х о д я тем самым о т п р о с т ы х н а б л ю д е н и й к п о с т а н о в к е п о л е в о г о
опыта.
П р и в е д е н и е к „ н о р м е " в о з м о ж н о и для походных н а б л ю д е н и й по
о п р е д е л е н н ы м м а р ш р у т а м - п р о ф и л я м в тех случаях, к о г д а мы имеем д е л о
с к о л и ч е с т в е н н ы м изменением о д н о г о и т о г о ж е явления ( н а п р и м е р ,
р а с п р е д е л е н и е м т е м п е р а т у р ы по с к л о н у долины в п е р и о д и н в е р с и и ) п р и
у с л о в и и , что в п у н к т а х
с к р а й н и м и значениями х а р а к т е р и з у е м о г о
э л е м е н т а и м е ю т с я с и с т е м а т и ч е с к и е н а б л ю д е н и я . П о с л е д н и е м о г у т быть
з а м е н е н ы пунктами с с и с т е м а т и ч е с к и м и н а б л ю д е н и я м и в аналогичных
к р а й н и х условиях. К а к в о д н о м , т а к и в д р у г о м с л у ч а е б е р у т с я „ н о р м а л ь н ы е " р а з н о с т и м е ж д у к р а й н и м и пунктами и с р а в н и в а ю т с я с р а з н о с т я м и ,
п о л у ч е н н ы м и д л я э т и х ж е п у н к т о в п о данным п о х о д н ы х н а б л ю д е н и й .
Е с л и их о т н о ш е н и е р а в н о е д и н и ц е , т . е. р а з н о с т и р а в н ы , т о д о п у с к а е т с я ,
что и все разности между промежуточными точками маршрута и одной
из опорных станций также соответствуют
„нормальным". Если же
15*
227
указанное отношение не равно единице, то для приведения к „ н о р м е "
все остальные разности умножаются на коэфициент, равный у к а з а н н о м у
отношению.
При переходе от данных пункта наблюдений к характеристике террит о р и й , вне зависимости от того, в каком виде она дается, т . е. в в и д е
карт или таблиц, необходимо установить закономерности, связывающие
особенности микроклимата или местного климата с физико-географическими условиями местности, их обусловливающими. В связи с этим
возникает необходимость классифицировать эти условия по их влиянию
на микроклимат и местный климат.
Особые трудности представляет вычерчивание карт крупного масштаба,
на к о т о р ы х приходится давать сплошную х а р а к т е р и с т и к у т е р р и т о р и и ,
как бы ни были сложны по своим физико-географическим условиям
отдельные ее участки.
В качестве примера подобных исследований укажем на построение
карты средних из абсолютных годовых минимумов температуры воздуха
и карты температуры почвы.
Крупномасштабная карта средних из абсолютных годовых минимумов
температуры была впервые построена на вышеуказанных принципах
в 1 9 3 3 г. Она охватывала субтропическую зону Западной Грузии. На
вышеприведенном рис. 59 представлена часть этой карты.
При анализе закономерностей распределения этого элемента были
рассмотрены влияния широты и высоты места, формы рельефа и близости
моря, причем были использованы не только непосредственные данные
метеорологических станций, но и синоптические карты дней с сильными
морозами. Влиянием широты оказалось возможным пренебречь, за исключением участка от Адлера д о Сочи, так как широта на рассматриваемой
территории меняется всего в пределах 2°. Кроме того, синоптический анализ показал, что основные вторжения холода в Западное Закавказье
идут не с севера, благодаря защите Кавказским хребтом, а с запада.
Таким о б р а з о м , анализ закономерностей на большей части т е р р и т о р и и
можно было свести к оценке влияния трех факторов: близости моря,
рельефа и высоты над уровнем моря. Д л я высоты был взят адиабатический градиент насыщенного воздуха 0 , 5 ° на 100 м. Так как картографирование проводилось только до высоты 5 0 0 м, то при о ш и б к е
в градиенте на 20°/ 0 , т . е. на 0 , 1 , в худшем случае могла набежать
ошибка в 0,5°, что не имеет существенного значения при проведений
изотерм через 2°.
Д л я определения влияния рельефа было выделено три типа рельефам
1) верхние части склонов и выпуклые вершины, 2) равнины, плоские
вершины и х о р о ш о продуваемые долины, 3) долины и котловины.
Все имеющиеся станции были разбиты по этим трем типам р е л ь е ф а ,
данные их приведены к уровню моря и для каждого типа была построена
кривая, характеризующая изменение среднего из абсолютных годовых
минимумов температуры в зависимости от удаления от моря (рис. 84).
П о данным этих графиков и высотным градиентам были вычислены
вспомогательные таблицы, средних из абсолютных годовых минимумов как
функции трех переменных: рельефа, расстояния от моря и высоты. П р и
п о м о щ и этих таблиц и строилась карта в масштабе 1 : 2 1 0 0 0 0 (пятиверстка), на гипсометрической основе с горизонталями через 2 5 и 5 0 м .
'228
Д л я х а р а к т е р и с т и к и р е л ь е ф а использовались, к р о м е т о г о , о д н о в е р с т н ы е
карты и непосредственное знакомство с территорией.
Аналогичным о б р а з о м с т р о и л и с ь к а р т ы с р е д н и х из а б с о л ю т н ы х г о д о в ы х
минимумов температуры
о т д е л ь н ы х с у б т р о п и ч е с к и х х о з я й с т в в масш т а б е 1 : 1 0 ООО ( р и с . 8 5 ) .
О п ы г п о с т р о е н и я к р у п н о м а с ш т а б н о й к а р т ы т е м п е р а т у р ы п о ч в ы на
г л у б и н е 2 0 см б ы л п р о и з в е д е н в А г р о г и д р о м е т е о р о л о г и ч е с к о м инстит у т е С . А. М и х а й л о в с к о й для т е р р и т о р и и о д н о г о ч а й н о г о х о з я й с т в а
в З а п а д н о й Г р у з и и . Весь у ч а с т о к п р е д с т а в л я л с о б о ю всхолмленную местн о с т ь с р а з н о с т ь ю в ы с о т п о р я д к а 7 0 м при п р е о б л а д а ю щ е й к р у т и з н е
Рис. 84. Изменение средних из абсолютных годовых минимумов температуры по мере удаления от моря для трех
типов рельефа.
1 — верхние части склонов и выпуклые вершины; 2 — равнины, плоские вершины и продуваемые долины; 3 — долины и котловины.
с к л о н о в 1 0 — 2 0 ° . З а д а ч а н е с к о л ь к о о б л е г ч а л а с ь т е м , что вся т е р р и т о р и я б ы л а занята одной к у л ь т у р о й — чайным к у с т о м — п р и с р а в н и т е л ь н о
о д н о р о д н о й а г р о т е х н и к е . 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 п р о в о д и л и с ь в с е н т я б р е — о к т я б р е 1 9 3 6 г. в 1 5 пунктах на р а з н о о р и е н т и р о в а н ных склонах и на р а з н о й высоте от п о д о ш в ы с к л о н а . Т р е б о в а л о с ь п о с т р о и т ь к а р т у р а с п р е д е л е н и я т е м п е р а т у р ы за п е р и о д н а б л ю д е н и й .
Т а к к а к р а з л и ч и я т е м п е р а т у р ы почвы на р а з н ы х с к л о н а х о п р е д е л я ю т с я р а з л и ч н ы м п р и х о д о м прямой солнечной р а д и а ц и и , з а в и с и м о с т ь
к о т о р о й о т э к с п о з и ц и и с к л о н а нам и з в е с т н а , т о е с т е с т в е н н о , что п р е ж д е
всего с л е д у е т с о п о с т а в и т ь т е м п е р а т у р у п о ч в ы с п р я м о й с о л н е ч н о й р а д и а цией.
Н а р и с . 8 6 п р е д с т а в л е н к о р р е л я ц и о н н ы й г р а ф и к для с р е д н и х
с у т о ч н ы х т е м п е р а т у р почвы по суточным суммам п р я м о й солнечной
р а д и а ц и и , р а с с ч и т а н н ы м А . Н . Г о р л о в ы м для ш и р о т ы 42°.
К о э ф и ц и е н т к о р р е л я ц и и д л я т е м п е р а т у р ы почвы и прямой солнечной
р а д и а ц и и р а в н я е т с я 0 , 9 6 ( д в е т о ч к и , о б в е д е н н ы е на р и с . 8 6 п у н к т и р о м ,
не были и с п о л ь з о в а н ы при р а с ч е т а х , т а к к а к т е м п е р а т у р а в этих п у н к т а х
б ы л а с н и ж е н а за счет б о л ь ш е й густоты чайных к у с т о в , не т и п и ч н о й д л я
229.
б о л ь ш е й части территории). С о о т в е т с т в у ю щ е е уравнение р е г р е с с и и имеет
с л е д у ю щ и й вид: At — 0 , 0 1 4 AQ,
где — At — изменение
температуры,
с о о т в е т с т в у ю щ е е изменению прямой солнечной радиации AQ.
Учитывая, что п р и х о д прямой солнечной радиации находится в непосредственной зависимости от ориентировки и крутизны склонов, м о ж н о ,
t°
Рис. 86. Средняя суточная температура почвы на глубине 20 см
в зависимости от суточных сумм прямой солнечной радиации.
п о л ь з у я с ь уравнением регрессии, связать и температуру почвы с э к с п о зицией склонов, что и представлено в виде изоплет на рис. 8 7 .
Полученная зависимость дает в о з м о ж н о с т ь построить карту температуры почвы рассматриваемой территории, базируясь на гипсометрической
карте. Для э т о г о н е о б х о д и м о :
1) определить для ряда пунктов, выбранных на карте, ориентировку
и крутизну склона;
Рис. 87. Средняя суточная температура почвы
на глубине 20 см в зависимости от ориентировки
и крутизны склонов (за период сентябрь—октябрь
1936 г.).
2) при помощи изоплет определить температуру для данной ориентировки и крутизны;
3 ) провести на карте систему изолиний.
П о с т р о е н и е карты температуры почвы и н т е р е с н о тем, что в данном
случае наряду с результатами непосредственных наблюдений использовался и теоретический расчет.
'230
Особое место при обработке данных наблюдений над микроклиматом
и местным климатом занимает анализ физической сущности явлений, их
генезиса. Как видно из предыдущего, это совершенно необходимо при
переходе к „норме" и картографированию, так как, только зная сущность
явления, можно наилучшим образом подобрать те элементы погоды
и ландшафта, от которых данное явление зависит.
Еще большее значение понимание сущности явления имеет в тех
случаях, когда цель исследований заключается в рекомендации мероприятий по изменению тех или иных особенностей микроклимата и местного
климата.
В этих случаях оценка роли отдельных компонентов теплового баланса, а также турбулентности как одного из факторов, легко доступного изменению, имеет первенствующее значение.
ПРИЛОЖЕНИЕ
МЕТОДИЧЕСКИЕ УКАЗАНИЯ ПО АНЕМОМЕТРИЧЕСКОЙ
1
СЪЕМКЕ
П р и о р г а н и з а ц и и а н е м о м е т р и ч е с к о й съемки с л е д у е т у ч и т ы в а т ь у ж е
имеющиеся данные об общих закономерностях деформации воздушного
потока рельефом и степенью защищенности местоположения растительн о с т ь ю и с т р о е н и я м и , и з л о ж е н н ы е в главах 6 и 1 2 .
Д л я у ч а с т к а , п о д л е ж а щ е г о а н е м о м е т р и ч е с к о й с ъ е м к е , следует и м е т ь
план местности в м а с ш т а б е 1 : 2 0 0 0 или 1 : 1 0 0 0 0 , в з а в и с и м о с т и о т
степени п е р е с е ч е н н о с т и местности, и с сечением г о р и з о н т а л е й ч е р е з
2 — 5 м . Соответствующими условными обозначениями должны быть
нанесены р а с т и т е л ь н о с т ь и с т р о е н и я . Д л я п о с т р о е н и я плана в т а к о м
крупном масштабе можно использовать топографическую карту 1 : 2 5 000,
с о о т в е т с т в е н н о у в е л и ч и в ее и у т о ч н и в . Д л я у т о ч н е н и я к а р т ы , о с о б е н н о
в пересеченных у с л о в и я х р е л ь е ф а , р е к о м е н д у е т с я п р о и з в о д и т ь ватерпасовки,
п р и у р о ч и в а я их к п р о ф и л я м , намеченным для анемометрической с ъ е м к и .
Н а плане ф и к с и р у ю т с я все п у н к т ы и м а р ш р у т ы а н е м о м е т р и ч е с к о й с ъ е м к и .
О д н и м из в а ж н ы х моментов в о р г а н и з а ц и и с ъ е м к и я в л я е т с я в ы б о р
к о н т р о л ь н о г о пункта на о т к р ы т о м р о в н о м месте. З н а ч е н и е к о н т р о л ь н о г о
п у н к т а о с о б е н н о в о з р а с т а е т в тех случаях, когда н е в о з м о ж н о о х в а т и т ь
одновременными н а б л ю д е н и я м и всю т е р р и т о р и ю , п о д л е ж а щ у ю с ъ е м к е ,
и последняя ведется частями, т . е. в одни дни — на одних у ч а с т к а х ,
в д р у г и е — на д р у г и х .
Е с л и исследуемая т е р р и т о р и я о х в а т ы в а е т п л о щ а д ь в несколько д е с я т к о в к и л о м е т р о в , т о п о л е з н о иметь д о п о л н и т е л ь н ы е к о н т р о л ь н ы е пункты
в непосредственной б л и з о с т и о т м а р ш р у т о в с ъ е м к и .
П р и в ы б о р е к о н т р о л ь н о г о пункта следует р у к о в о д с т в о в а т ь с я следующими соображениями.
К о н т р о л ь н ы й пункт д о л ж е н з а н и м а т ь среднее по высоте место, т. е.
о н не м о ж е т б ы т ь ни на в е р ш и н е в о з в ы ш е н н о с т и , н и на д н е д о л и н ы .
У к л о н местности на к о н т р о л ь н о м у ч а с т к е д о л ж е н быть менее 2 Q на площ а д и р а д и у с о м 1 0 0 м, причем р а с с т о я н и е д о отдельных в о з в ы ш е н н о с т е й ,
о б р ы в а , р а с т и т е л ь н о с т и , с т р о е н и й д о л ж н о быть не менее 2 0 - к р а т н о й их
высоты. Отдельными с т р о е н и я м и и деревьями, если они з а к р ы в а ю т г о р и з о н т на п р о т я ж е н и и менее о д н о г о р у м б а , при э т о м м о ж н о п р е н е б р е ч ь .
При прочих равных условиях следует предпочитать более возвышенн ы е м е с т о п о л о ж е н и я . Т а м , где э т о в о з м о ж н о , к о н т р о л ь н ы й п у н к т п р и урочивают к метеорологической станции.
Как правило, н е п р и г о д н ы для к о н т р о л ь н ы х п у н к т о в у ч а с т к и с с у т о ч н о й
сменой направления в е т р а . И с к л ю ч е н и е м о ж е т б ы т ь с д е л а н о л и ш ь д л я
т е р р и т о р и й , п о л н о с т ь ю охваченных этой сменой в е т р о в .
'232
Пункты съемки обычно располагают по определенным маршрутам для
т о г о , чтобы можно было проследить п р о ф и л ь деформации потока, причем 1 наблюдатель может взять на себя обслуживание двух пунктов,
если расстояние между ними не превышает 100 — 150 м. При наличии
5 наблюдателей можно, таким образом, обслужить 1 контрольный и
8 м а р ш р у т н ы х пунктов. М а р ш р у т н ы е пункты выбираются заранее, р у к о водствуясь заданием, после пробной съемки утверждаются, точно фиксируются на местности (колом, камнем) и на плане нумеруются. Каждый
пункт имеет двойной н о м е р : номер маршрута (обычно римской ц и ф р о й )
и порядковый номер пункта по маршруту ( а р а б с к а я ц и ф р а ) . Местоположение к а ж д о г о пункта описывается.
Н а контрольном пункте п р о в о д я т с я :
1) систематические наблюдения над ветром и вертикальным градиентом
температуры приземного слоя (для характеристики устойчивости атмос ф е р ы ) в общепринятые 4 срока (1, 7, 13, 19 часов);
2) эпизодические непрерывные наблюдения над ветром и вертикальным
градиентом т е м п е р а т у р ы непосредственно во время анемометрической
съемки.
Для систематических наблюдений используется по возможности флюгер Вильда на столбе не ниже 6 м для сравнения с о б щ е м е т е о р о л о г и ческими наблюдениями и анемометры, установленные на той ж е высоте,
что и при съемке.
Определение вертикального градиента т е м п е р а т у р ы производится при
помощи вентиляционных психрометров на высоте 2 0 и 150 см.
Оборудование пунктов анемометрической съемки состоит из анемометров по числу высот, на которых производятся наблюдения. При
наблюдениях с помощью анемометров направление ветра определяется
по вымпелу. Д л я ориентировки по странам света служит, компас, причем для контроля желательно на каждом пункте иметь местные ориент и р ы по странам света (юг — на заводскую трубу, юго-восток — на угол
з а б о р а и т. п ) или ж е отмечать направление колышками.
Д л я фиксации времени включения и выключения анемометров необходимы часы. При небольших расстояниях можно пользоваться сигнализацией времени.
Анемометры устанавливаются на шестах. Шесты выше 2 м крепятся
на трех о т т я ж к а х , причем нижний конец шеста в этом случае свободно
стоит на поверхности почвы. Для установки анемометра шест, не освобождая оттяжек, слегка приподнимают и отводят нижний конец его
в с т о р о н у . Н а верхнем конце шеста заранее укрепляется насадка, в которую вставляется пробка с навинченным на нее анемометром. П у с к и
арретирование анемометров на высотах выше 2 м производится при
помощи пускового ш н у р а , закрепленного на соответствующем рычаге
прибора.
Время анемометрической съемки устанавливается в зависимости от
поставленной задачи. Длительность каждой серии наблюдений около
1,5 часа; за э т о т п р о м е ж у т о к времени удается провести несколько наблюдений при сохранении однородности погодных условий. При выборе
времени наблюдений следует избегать переходных часов, указанных
в табл. 8, если они не представляют самостоятельного интереса (например, при определении времени затухания ночного бриза).
233.
п е р е д н а о л ю д е н и я м и все н а б л ю д а т е л и с о б и р а ю т с я на к о н т р о л ь н о м
п у н к т е , с в е р я ю т часы и а н е м о м е т р ы (путем в к л ю ч е н и я на 10 минут),
затем р а с х о д я т с я п о своим пунктам с таким р а с ч е т о м , ч т о б ы к у с т а новленному моменту всем быть на местах и в полной г о т о в н о с т и н а ч а т ь
н а б л ю д е н и я . Н а б л ю д е н и я о б ы ч н о п р о и з в о д я т с я путем п о в т о р н о г о в к л ю чения а н е м о м е т р о в , к а ж д ы й р а з на 1 0 минут.
В к л ю ч е н и е и в ы к л ю ч е н и е д о л ж н ы б ы т ь с и н х р о н н ы на всех п у н к т а х .
В том с л у ч а е , если один н а б л ю д а т е л ь о б с л у ж и в а е т 2 п у н к т а , включение и в ы к л ю ч е н и е в т о р о г о п у н к т а п р о и з в о д я т с я на 1 — 2 минуты п о з ж е ,
что должно быть соответственно оговорено в книжке наблюдений.. В о
время работы счетчиков определяется направление ветра. В 5-минутные
п е р е р ы в ы м е ж д у выключением и п у с к о м с ч е т ч и к о в п р о и з в о д я т с я отсчеты
анемометров.
О д н о в р е м е н н о п р о и з в о д я т с я т а к и е ж е н а б л ю д е н и я на к о н т р о л ь н о м
п у н к т е с д о п о л н и т е л ь н ы м и отсчетами психрометра ( м о ж н о б е з с м о ч е н н о г о
м/сек
/
>
г
4
е
8
0
г
4
в
а. а
г
*
-^/век
Рис. 88. Результаты поверки анемометров в полевых условиях.
Разными значками нанесены результаты поверки в разные дни.
т е р м о м е т р а ) на в ы с о т а х 2 0 , 1 5 0 и о п я т ь 2 0 см. Кроме т о г о , о т м е ч а е т с я
облачность (количество) и гидрометеоры, а также отсчитывается флюгер
В и л ь д а , если он е с т ь .
Помимо
к о н т р о л ь н ы х параллельных о т с ч е т о в а н е м о м е т р о в
перед
к а ж д ы м выходом на а н е м о м е т р и ч е с к у ю с ъ е м к у , а н е м о м е т р ы следует н е
р е ж е о д н о г о р а з а в д е к а д у с п е ц и а л ь н о п р о в е р я т ь . Д л я э т о й ц е л и анемом е т р ы , п о д л е ж а щ и е п р о в е р к е , у с т а н а в л и в а ю т с я на г о р и з о н т а л ь н о у к р е п ленной р е й к е , на высоте 1 , 5 — 2 , 0 м. Р е й к а к а ж д ы й р а з п о в о р а ч и в а е т с я
перпендикулярно направлению ветра. В качестве контрольного пользуются
с п е ц и а л ь н о о т о б р а н н ы м для э т о й цели ручным а н е м о м е т р о м . 6 — 8 о д н о временно п р о в е р я е м ы х а н е м о м е т р о в в к л ю ч а ю т с я вместе с к о н т р о л ь н ы м п о
3 р а з а на 10 минут. С л е д у ю щ у ю п о в е р к у , ж е л а т е л ь н о п р и у р о ч и т ь к д р у гим с к о р о с т я м ветра. Р е з у л ь т а т ы пОверки наносятся на т а р и р о в о ч н ы й
г р а ф и к , п о с т р о е н н ы й по с е р т и ф и к а т у п о в е р я е м о г о п р и б о р а (рис. 8 8 ) ,
причем по вертикали откладываются показания контрольного анемометра,
а по г о р и з о н т а л и — п о в е р я е м о г о .
На рис. 88 приведены три примера подобных графиков. Первый
п р и м е р (А)
иллюстрирует результаты поверки х о р о ш е г о анемометра.
М а к с и м а л ь н ы е о т к л о н е н и я отдельных н а б л ю д е н и й от т а р и р о в о ч н о й к р и вой не п р е в ы ш а ю т 0 , 3 м/сек.
Во в т о р о м п р и м е р е (Б) отмечаются б о л ь ш и е
о т к л о н е н и я , в отдельных с л у ч а я х они п р е в ы ш а ю т 0 , 5 м/сек.
Т а к и е ане'234
м о м е т р ы следует б р а к о в а т ь . Н а к о н е ц , в т р е т ь е м п р и м е р е ( В ) д а н ы р е зультаты поверки, позволяющие построить новую тарировочную кривую
(см. п у н к т и р н у ю линию).
О т к л о н е н и е о т д е л ь н ы х т о ч е к п о в е р к и от т а р и р о в о ч н о й к р и в о й м о ж н о
р а с с м а т р и в а т ь к а к п о к а з а т е л ь величины с л у ч а й н ы х о ш и б о к . П р и п р и н я т о й
с и с т е м е б р а к о в к и с л у ч а й н ы е о ш и б к и а н е м о м е т р о в в среднем п о р я д к а
+ 0 , 1 м{сек.
Изменения т а р и р о в о ч н о й к р и в о й , к о т о р ы е и н о г д а п р о и с х о дили п о с т е п е н н о , а иногда в н е з а п н о и не всегда могли б ы т ь с в о е в р е м е н н о учтены, с л е д у е т р а с с м а т р и в а т ь к а к х а р а к т е р и с т и к у возможной,
систематической ошибки отдельного прибора.
О п ы т , п о к а з ы в а е т , что при специальном о т б о р е п р и б о р о в и п о с т о я н ном т щ а т е л ь н о м их к о н т р о л е м о ж н о д о б и т ь с я систематической ошибки.
—[—0,1 м/сек,
откуда получаем суммарную ошибку -)-0,2
м/сек.
Р е з у л ь т а т ы с ъ е м к и ( с к о р о с т ь , п е р е в е д е н н а я в м/сек по с о о т в е т с т в у ю щ и м с е р т и ф и к а т а м , и направление в е т р а ) п е р е н о с я т с я в т а б л и ц у , в кот о р у ю в п и с ы в а ю т с я и о т н о ш е н и я с к о р о с т и в е т р а к а ж д о г о п у н к т а к синх р о н н о й с к о р о с т и на к о н т р о л ь н о м пункте, а т а к ж е с о о т в е т с т в у ю щ и е
р а з н о с т и по н а п р а в л е н и ю в е т р а .
В п о с л е д у ю щ е м м а т е р и а л г р у п п и р у е т с я по с к о р о с т я м и н а п р а в л е ниям в е т р а , а т а к ж е по у с т о й ч и в о с т и а т м о с ф е р ы , в ы ч и с л я ю т с я с о о т в е т с т в у ю щ и е с р е д н и е з н а ч е н и я и, н а к о н е ц , с о с т а в л я ю т с я с в о д н ы е т а б л и ц ы
по т и п у т а б л . 1 2 3 .
Т а б л и ц а 123
Изменение ночной скорости ветра «а высоте 1 м
в зависимости от формы рельефа* выраженное в отношениях
к скорости ветра на открытом ровном месте
При скорости ветра
Форма рельефа
< 2
Вершина крутой возвышенности . .
Вершина пологой возвышенности .
Холм
Наветренный и
верх
параллельный • середина
. . . .
ветру склон
низ
Подветренный
склон
(
яя
1 сеРеДина
1 низ . .
• • • •
1,2
1,9
1,4
1,8
1,6
1,4
1,6
1,1
0,9
м/сек
(3)
(7)
(4)
(2)
(2)
(2)
(4)
(4)
(4)
2—4
1,6
1,2
1,4
1,6
1,2
1.0
1.1
0,7
0,5
м/сек
(3)
(6)
(5)
(4)
(4)
(4)
(3)
(2)
(2)
П р и м е ч а н и е . В скобках указано число наблюдений.
П р и с к о р о с т я х ветра менее 1,0 м/сек " р у ч н о й а н е м о м е т р н е п р и г о ден для н а б л ю д е н и й . В д н е в н ы е часы т а к и е ветры о б ы ч н о бываютн е у с т о й ч и в ы по н а п р а в л е н и ю и о с о б о г о интереса не п р е д с т а в л я ю т , нон о ч ь ю именно т а к о г о п о р я д к а б ы в а е т с к о р о с т ь местных в е т р о в , о т л и ч а ю щ и х с я б о л ь ш о й у с т о й ч и в о с т ь ю п о н а п р а в л е н и ю (вниз п о с к л о н у , по>
д о л и н е ) . И з у ч е н и е с к о р о с т и и н а п р а в л е н и я этих в е т р о в п р е д с т а в л я е т
большой практический интерес.
235.
Дымление является распространенным способом фиксации подобного
Р ° д а ветров, преимущественно их направлений. Для дымления можно
ис
п о л ь з о в а т ь костры и специальные дымовые шашки. Направление дви• ж ения дыма фиксируется по компасу. В местах возможного изменения
Направления движения дыма устанавливаются дополнительные наблюдатели,
которые фиксируют измененные направления. Для фиксации места поворота дыма и переноса его на карту необходимо измерять не только
направления, но и расстояния между пунктами поворота, что проще
^всего проводить при помощи двухметровки (саженки).
Для определения направления и скорости ветра менее 2 м/сек, а также
зон застоя в условиях инверсии и равновесного состояния атмосферы
эдожно использовать привязной уравновешенный шар-пилот. На этом способе остановимся более подробно, так как он ранее не был опубликован. Для наблюдений с помощью привязного, уравновешенного шарапилота необходимо следующее оборудование: 1) оболочка № 5 — 15,
•2) водород, 3) матерчатый мешочек емкостью в 200 см3, 4) суровые
нитки, 5) планшет с компасом, 6) компас, 7) визирная линейка, 8) часы
с секундной стрелкой, 9) двухметровка (саженка).
Для проведения наблюдений необходимы три наблюдателя. И з них
2 наблюдателя ведут наблюдения с шаром-пилотом по установленным
-маршрутам, третий наблюдатель ведет параллельные наблюдения над
скоростью и направлением ветра на контрольном пункте. Наблюдения
заключаются в фиксировании на планшете и записи в наблюдательской
-книжке направления и скорости движения шара-пилота, свободно передвигающегося вместе с воздушным потоком на высоте 1 , 5 — 2 м в минутные интервалы времени.
Параллельные наблюдения с шаром-пилотом (оболочка № 15) и анемометром показали, что шар дает скорости на 0 , 2 — 0 , 3 м/сек меньшие,
чем анемометр. Эта разность может быть объяснена тем, что на шар,
диаметр которого Cs: 0 , 7 м, оказывают влияние только скорости вихрей
и токов более крупного масштаба, анемометр же реагирует на скорости
•более мелких вихрей, вне зависимости от их направлений. Отмеченная
особенность шаров-пилотов имеет даже некоторое преимущество, в частности при определении зон застоя, характерным признаком которых
•является отсутствие направленного потока.
Для производства наблюдений оболочка шара-пилота наполняется
водородом до подъемной силы порядка 7 0 — 1 0 0 г и к наполненному
шару прикрепляется суровая нитка длиною 4 — 5 м. Для уравновешиван и я к этой нити на расстоянии 0 , 5 м от шара привязывается за петлю
мешочек с песком (опыт показал, что с одним и тем же шаром можно
работать в течение нескольких часов).
Двухметровка (саженка) сбивается из двух палок, скрепляемых перекладиной. Расстояние между свободными концами палок должно быть
•2 м.
Перед наблюдениями выбираются исходные точки для маршрутов,
Точки целесообразно расположить на наветренной границе исследуемого
участка, по линии, перпендикулярной направлению ветра. Расстояние
между
точками
определяется
степенью
неоднородности
участка
и может колебаться от 50 (для пересечения местности) до 200 м и
более (для ровного места). В пересеченной местности при выборе точек
14с.А.Сапожникова36
следует руководствоваться характерными формами рельефа, а при н а л и чии растительности — учитывать и ее особенности. Все исходные т о ч к »
должны быть нанесены на планшет. На планшет же путем глазомерной,
съемки наносится т а к ж е план исследуемого участка.
Как у ж е указывалось, наблюдения производятся двумя наблюдателями..
Первый наблюдатель имеет шар-пилот, компас и книжку для записи;
наблюдений; второй наблюдатель — планшет с компасом, визирную линейку,,
часы и двухметровку. Порядок наблюдений следующий. Оба наблюдателя
становятся в первой исходной точке. Первый наблюдатель перед началом наблюдений записывает в книжку дату, название местности и н о м е р а
пунктов, между которыми будет производиться измерение, и время (часы
и минуты) начала наблюдений. З а 10 секунд до намеченной для начала;
наблюдений полной минуты второй наблюдатель дает команду „приготовиться" и в момент полной минуты команду „ х о д " . По этой командепервый наблюдатель освобождает нитку шара на 2 — 3 м и следует за:
свободным движением шара-пилота. Показателем свободного движения,
шара является отсутствие натяжения нити. П о истечении минуты второй
наблюдатель дает команду „ с т о п " , и первый наблюдатель останавливается. Остановившись, первый наблюдатель фиксирует общее н а п р а в л е ние своего движения, визируя по компасу место, где стоит второй,
наблюдатель. Последний, в свою очередь, визирует и прочерчивает на
планшете направление на первого наблюдателя. После т о г о как н а п р а вление зафиксировано, второй наблюдатель измеряет двухметровкой р а с стояние д о первого наблюдателя и откладывает его на планшете, отмечая<
тем самым следующий пункт маршрута. Расстояния откладываются в масштабе 1 : 2 0 0 0 или 1 : 5 0 0 0 . П е р в ы й наблюдатель записывает в книжкунаблюдений направления движения шара, число двухметровок, перевод,
их в м/сек
(делением на 6 0 ) : В примечании указывается характер д в и жения ш а р а : отклонения направления, неравномерность движения, а такжеособенности местности. Изменение направления ветра и связанное с этим-.
отклонение пути движения шара от прямой отмечаются на планшете
пунктиром, особенности местности отмечаются условными топографическими обозначениями, принятыми при глазомерной съемке. Определение
направления движения ш а р а обоими наблюдателями используется для,
взаимного контроля.
После записи наблюдений в к н и ж к у и фиксирования ее на планшете.наблюдения продолжают в том же порядке д о границы намеченной т е р ритории, или до участка со скоростью ветра, превышающей 2
м[сек,
или д о границы зоньь з а с т о я . Последняя определяется по отсутствию
определенно направленного движения (со с к о р о с т ь ю более 0 , 1
м/сек).,
в течение нескольких минут. З а к о н ч и в первый маршрут, переходят к след у ю щ е й исходной т о ч к е и начинают наблюдения в том ж е порядке п о
в т о р о м у м а р ш р у т у . Н а рис. 89 дается пример нанесения наблюдений,
на планшет. В том случае, если во время наблюдений пришлось задержать ш а р или если он сам задержался за какое-либо препятствие, н а пример з а п у т а в ш и с ь нитью за кустарник и т. п., первый наблюдатель
должен остановиться и, возвратившись к предыдущему пункту, начать,
наблюдение снова. Если шар почему-либо пойдет выше или ниже высоты
1 , 5 — 2 , 0 м, его следует слегка дернуть за нитку вниз или, наоборот,
приподнять. Устойчивое повышение или понижение шара сигнализирует
237
о необходимости заново уравновесить шар. Если по пути движения
шара встречается какое-либо препятствие (канава, плетень), которое
•задерживает переход наблюдателя, то минутный интервал наблюдений
следует сократить. В таком случае первый наблюдатель, доходя до препятствия, не мешающего движению в о з д у х а и шара, но затрудняющего
лично его переход, подает сигнал „стоп", и второй наблюдатель отмечает в секундах время
остановки.
При этом направление движения определяется
обычно, скорость же вычисляется делением
замеренного
расстояния
на
фактическое
число секунд времени движения
шара. После перехода наблюдателей через препятствие наблюдения продолжаются.
Для соответствующей оценки результатов наблюдений и
учета
изменения
ветра
во
времени в период наблюдений
с шаром, на основной станции
ведутся непрерывные наблюдения над скоростью и направлением ветра на высоте 2 м.
Анемометр включается на все
время наблюдений и отсчитывается через каждые 5 минут
б е з выключения. Направление
Рис. 89. Пример съемки направления и сковетра определяется по вымпелу
рости воздушных потоков с помощью
и компасу. Анемометр может
привязного шара-пилота. На открытом
быть заменен ветромером Тре-месте направление ветра ЗЮЗ • ююв,
тьякова, который также отсчис к о р о с т ь 2,2
м!сек.
тывается через каждые 5 минут.
Если в качестве опорного пункта используется расположенная вблизи
-места наблюдений метеорологическая станция, то направление и скор о с т ь ветра дополнительно определяются по флюгеру (через каждые
5 минут).
с
Полученный наблюдениями с шаром-пилотом материал сопоставляется
данными основной станции.
ПРИЛОЖЕНИЕ
2
СХЕМА ОПИСАНИЯ МЕСТОПОЛОЖЕНИЯ ПУНКТА НАБЛЮДЕНИЙ
НАЗВАНИЕ ПУНКТА, КООРДИНАТЫ, ВЫСОТА НАД УРОВНЕМ М О Р Я
I. Р е л ь е ф и прилегающие в о д о е м ы
1,
Общая
характеристика
Р о в н а я , холмистая или г о р и с т а я м е с т н о с т ь . О б щ е е н а п р а в л е н и е и
х а р а к т е р о к р у ж а ю щ и х в о з в ы ш е н н о с т е й , п о р я д о к их высот. Н а п р а в л е н и е
и характер долины. Поперечный профиль долины. Ширина долины.
П р о д о л ь н ы й п р о ф и л ь д о л и н ы . Н а л и ч и е к р у т ы х п о в о р о т о в или с у ж е н и й
д о л и н ы ( в ы ш е или ниже м е т с т а н ц и и ) .
П р и б л и з о с т и м о р я , о з е р а , р е к и или д р у г о г о водоема о п р е д е л я е т с я
р а с с т о я н и е д о него, его р а з м е р , с к а к о й с т о р о н ы 1 п о о т н о ш е н и ю к станции он р а с п о л о ж е н , о б щ е е н а п р а в л е н и е б е р е г о в о й линии ( м о ж н о использ о в а т ь к а р т ы б о л ь ш о г о м а с ш т а б а ) , о т к р ы т о с т ь к нему.
2.
Характеристика
самого
пункта
а) П р и м е с т о п о л о ж е н и и на склоне. С к л о н в д о л и н у , о т к р ы т ы й склон
к м о р ю или в р а в н и н у ; э к с п о з и ц и я , к р у т и з н а с к л о н а в г р а д у с а х как
у с а м о й у с т а н о в к и п р и б о р о в , т а к и н и ж е и в ы ш е их; если п у н к т р а с п о л о ж е н на т е р р а с е с к л о н а , т о у к а з а т ь ш и р и н у т е р р а с . В ы с о т а над дном
д о л и н ы или р а в н и н ы . О б щ а я п р о т я ж е н н о с т ь с к л о н а в г о р и з о н т а л ь н о м
н а п р а в л е н и и . В к а к о й части склона ( в е р х н е й , средней, н и ж н е й ) р а с п о л о ж е н пункт. Р а с п о л о ж е н ли пункт на в ы п у к л о й или в о г н у т о й части
с к л о н а . П р и р а с п о л о ж е н и и п у н к т а на склоне, о б р а щ е н н о м в д о л и н у ,
п о с л е д н я я д е т а л ь н о описывается по схеме р а з д е л а 1, 2 б.
б) П р и р а с п о л о ж е н и и п у н к т а на дне д о л и н ы у т о ч н я е т с я х а р а к т е р и с т и к а д о л и н ы п р и м е н и т е л ь н о к м е с т о п о л о ж е н и ю с а м о г о п у н к т а (см. I, 1).
Отмечаются выходы долин второго порядка и балок выше и ниже пункта.
Х а р а к т е р дна д о л и н ы , в о с о б е н н о с т и склонов, у к о т о р о г о р а с п о л о ж е н
пункт (см. I, 2 а). Р а с с т о я н и е до у р е з а воды и ш и р и н а р е к и во время
п а в о д к о в и м е ж е н н и х вод.
в) П р и р а с п о л о ж е н и и на в е р ш и н е н е о б х о д и м о у к а з а т ь х а р а к т е р в о з в ы ш е н н о с т и — х о л м , о т д е л ь н а я г о р а , г р е б е н ь . В ы с о т а над дном д о л и н ы
или р а в н и н ы . Х а р а к т е р с к л о н о в (см. I, 2 а). Х а р а к т е р самой в е р ш и н ы ;
е с л и в е р ш и н а п л о с к а я , у к а з а т ь р а з м е р ы п л о с к о й ч а с т и , ее ф о р м у ( к р у г лая, вытянутая, в каком направлении). Расстояние метеорологической
у с т а н о в к и от к р а я г о р и з о н т а л ь н о й п л о щ а д к и , от о б р ы в а (в к а к о м н а п р а влении).
II. Растительность
1.
Общий
характер
растительности
наблюдений
в
районе
пункта.
Л е с л и с т в е н н ы й , хвойный; р е д к и й , г у с т о й ; з а р о с л и
низкорослых
д е р е в ь е в и к у с т а р н и к о в ; п о л я , сады; л у г а з а л и в н ы е , с у х о д о л ь н ы е ; б о л о т а
1
Здесь, как и во всех остальных случаях, направление сторон определяется по странам света.
239
осушенные, неосушенные; ветрозащитные полосы, отсутствие всякой р а с тительности (пески, обнаженные скалы и др.)- Указать м е с т о п о л о ж е н и е
отдельных растительных массивов по отношению к пункту наблюдений.
Отметить наличие растительных массивов, могущих затруднить дренаж:
воздушных масс во время ночных инверсий.
2. Р а с т и т е л ь н о с т ь м е т п л о щ а д к и и у ч а с т к о в ,
непосредственно
примыкающих
Характер растительного покрова: искусственная (черный пар, вытоптано) или естественная оголенная почва; естественная луговая или степная растительность, культурная растительность. Высота, густота травостоя, по возможности его видовой состав, количество растительной
массы на 1 м 2 в разные периоды.
Наличие кустарников и деревьев, их видовой состав, высота, степень
сомкнутости, число стволов на 10 ж 2 , наличие подлеска, расстояние,
направление от отдельных деревьев. Непосредственная близость ветрозащитных полос, расстояние, структура ветрозащитной полосы, высота,,
ширина, видовой состав, п р о д у в а е м о с т ь и ее изменение п о высоте.
III. Почва
Характер поверхности почвы. Описание почвы по генетическим горизонтам (наличие дерновины). Физические свойства почвы. Уровень г р у н товых вод и его динамика. Если почва покрыта снегом, т о описывается
мощность с н е ж н о г о покрова, его плотность, структура, характер залегания.
IV. О к р у ж а ю щ и е строения
1. Р а с п о л о ж е н ли пункт в г о р о д е или б о л ь ш о м селении, на окраине
(северной, восточной и т. п.), в центре. П р е о б л а д а ю щ и й характер п о строек (многоэтажные, о д н о э т а ж н ы е , сплошная застройка и др.).
2. Высота, размеры, расстояния и направления всех строений, о к р у ж а ю щ и х метплощадку (на расстоянии, в двадцать раз превышающем
высоту строения).
ПРИЛОЖЕНИЕ
3
ВЫСОТА СОЛНЦА НА 15-е ЧИСЛО КАЖДОГО МЕСЯЦА
11
10
9
8
7
6
5
4
3
13
14
15
16
17
18
19
20
21
24
33
42
56
64
68
67
59
50
37
27
21
23
30
41
53
61
65
64
57
48
35
26
20
19
26
36
46
54
57
57
50
39
31
22
17
Широта
13
19
28
38
44
47
47
41
31
24 •
15
10
45°
4
11
19
28
34
38
37
31
22
15
7
3
19
27
38
50
59
63
63
53
43
32
22
16
17
25
36
48
56
60
60
52
41
30
20
15
14
22
32
43
51
54
53
46
37
26
17
12
Широта
9
15
25
36
43
46
45
39
29
20
12
7
50°
2
8
17
27
3436
36
30
21
12
5
Широта 55°
5
13
6
22
15
33
25
40
33
44
36
43
35
36
28
26
19
17
10
8
2
3
Месяцы
12
I
11
III
IV
V
VI
VII
VIII
IX
X
XI
XII
I
II
III
IV
V
VI
VII
VIII
IX
X
XI
XII
16
I
II
III
IV
V
VI
VII
VIII
IX
X
XI
XII
14
22
33
45
54
58
56
48
40
27
17
11
13
21
31
43
53
56
55
47
38
26
16
10
10
18
28
39
48
51
50
43
34
22
13
7
I
н
ш
IV
V
VI
VII
VIII
IX
X
XI
XII
9
17
28
40
49
53
52
44
33
22
12
6
8
16
27
38
47
51
50
42
32
21
И
5
5
13
23'
35
44
47
46
39
28
18
8
3
С. А. Сапожникова
Широта
2
8
19
30
38
41
41
33
24
13
4
—
—
1
9
18
24
26
26
20
12
5
.
• —
7
13
16
15
10
1
—
4
7
6
—
—
—.
—
—
—
—
—
—
•
.
—
.—.
—
— .
8:
17
24
27
26
20
12
4
:
—
—
—
—
:
5
9
8
2
1
0
—
—
—
7
17
24
27
26
20
11
2
_
_
8
14
17
16
11
2
—
—
—
—
—
•
—
—
...
—
— .
8
15
19
18
И
3
0
7
И
10
3
0
4
2
—
60°
3
13
23
31
35
33
26
17
7
—
6
16
23
27
26
20
10
0
.
—
—
8
16
20
19
12
3
—
•
2
9
13
12
5
-
1
0
—
—
.—
—
3
7
5
—
—
Редактор И. А. Гольцберг
Техн. редакторы JJ. Б. Кононова и М. С. Рулева
Корректор М. Т. Иванова
Сдано в набор 21/VIII 1950 г.
Подписано к печати 28/IX 1950 г.
Изд. № 131.
Индекс М-Л-131. Бум. 60 X 92 см. Бум. л. 7 9 / и -f-2 вкл.
Печ. зн. в 1 бум. л. 93340
Печ. л. 1578.
Уч.-изд. л. 17,76.
Тираж 8000 экз.
М-29166.
Цена 8 руб.-(-2 руб. SO коп. переплет.
За к. № 1494.
г. Ленинград. Гидрометеоиздат, 1950 г.
2-я типо-литография Гидрометеоиздата,
Ленинград, Прачечный пер., .6