Шпаргалка по "Геофизика ландшафта"

Отношение P/R в орошаемых землях меньше нуля, поэтому наблюдается охлаждающий эффект (в оазисах, водохранилищах, прудах). За счет орошения понижается температура в приземном слое, поэтому уменьшается сумма температур и определенные культуры могут не давать урожай. Земледелие возможно при сумме активных температур более 1800°С (минимум в 9 годах из 10).

 

16. Структура ТБ в летний полдень в лесной, степной и пустынной зонах

Суточный ход составляющих ТБ (его структура) специфичен для каждой природной зоны (подзоны). Тождественен только суточный ход радиационного баланса. Рассмотрим суточный ход составляющих теплового баланса для июля в пустыне, степи в лесной зоне (по данным Главной Геодезической Обсерватории).

 

 

Значение составляющих теплового баланса в июле в 13 часов, Вт/м²

 

Составляющие ТБ				Структура баланса
R	A	P	LE	A/R	P/R	LE/R
Пустыня
532,8	83,7	386,2	62,8	0,19	0,66	0,14
Степь
474,6	62,8	223,7	188,5	0,13	0,47	0,40
Лесная зона (ЕТР)
376,9	34,9	90,7	251,3	0,09	0,24	0,67
Лесная зона (Якутск)
439,7	160,5	146,6	132,6	0,35	0,33	0,30

 

Анализ приведенных данных позволяет сделать следующие выводы:

1. В пустыне до 66% радиационного баланса расходуется на турбулентный теплообмен, в лесной зоне ЕТР - на испарение (67%).
2. В степи затраты тепла на испарение больше, чем в пустыне, однако в часы наибольшего притока радиационного тепла они могут быть меньше турбулентного потока.
3. В учебнике много опечаток.

 

Также важной особенностью суточного хода составляющих теплового баланса является то, что во всех природных зонах в период с 16 до 7 ч поток тепла направлен из почвы в атмосферу и расходуется на испарение и турбулентный теплообмен.

 

17. Методы определения испарения в природе

1. Метод водного баланса. Основан на формуле X = E + Z (осадки равны испарение плюс сток). Отсюда:

 

E = X - Z.

 
Этот метод удобен потому, что на земном шаре существует более 1000 гидрометпостов, на которых фиксируется сток рек и осадки (в многолетнем режиме). Но определить испарение за промежуток времени, меньше годового цикла достаточно сложно. Главный недостаток с позиций ландшафтоведения заключается в том, что этот способ можно использовать для ПТК ранга местности, ландшафта и выше, но не для фаций и урочищ.

 

2. Весовой метод. Этот метод заключается в периодическом (раз в 3 часа) взвешивании почвенных монолитов, помещенных в специальный испаритель и закопанных на прежнем месте. В испарителе есть отверстия, чтобы шла фильтрация влаги. Величина испарения рассчитывается по разности веса (с учетом измеренного количества осадков). Этот метод удобен тем, что можно определить испарение за любой промежуток времени. Однако применение весового метода в лесу сопряжено с большими сложностями. Для этого под участком леса помещают огромные весы (как, например, на Валдайской экспериментальной базе Гидрологического института).

 

3. Третий метод используется для определения испарения с поверхности водоемов или с поверхности снежного покрова. Расчетная формула для поверхности водоема:

Е_в = 0,13 (e₀ - e₂)(1+0,72v₂)t,

где e_0,2 - упругость водяного пара (абсолютная влажность) по температуре поверхности воды и воздуха на высоте 2 м; v₂ - скорость ветра по анемометру Фусса на высоте 2 м; t - время.

Смысл формулы состоит в том, что, чем больше разница (e₀ - e₂), тем больше градиент влажности, тем больше сухость воздуха, тем интенсивнее идет испарение. Помимо градиента абсолютной влажности в приземном слое интенсивность испарения также зависит от скорости ветра.

Для испарения с поверхности снега используется похожая формула:

E_cн = (e₀ - e₂)(0,0075 + 0,0049v₂) [мм/час].

Эта формула ориентирована на осреднение скорости ветра и влажности на протяжении часа, поэтому на время не умножают.

Существуют более точные формулы для расчета испарения с поверхности водоема или снежного покрова, учитывающие градиент температуры воздуха в приземном слое и другие показатели.

 

4. Градиентный теплобалансовый метод. Этот метод самый важный в ландшафтоведении. Он был разработан М.И.Будыко. Этот метод основан на определении в конкретном ПТК по вертикали 2-3-х температур воздуха, температуры поверхности почвы и температур на глубине 5, 10, 15, 20 см (косвенно определяется поток тепла в почву), абсолютной влажности воздуха и скорости ветра, радиационного баланса. Измерения принято проводить каждые 3 часа.

По результатам измерений определяют значение следующих показателей:

• Dt = t_0,5м - t_2м;
• De = e_0,5 - e₂;
• Dv = v₂ - v_0,5;
• R - радиационный баланс;
• А - поток тепла в почву.

Расход тепла на испарение тогда вычисляется по формуле:

При использовании этой формулы Dе и Dt должны быть положительными. Однако при инверсиях температуры может быть Dt < 0. Иногда бывает, что Dе отрицательно. В обоих случаях используется формула:

LE = 2,1KDе,

где К - коэффициент турбулентной диффузии. Эту формулу можно использовать и при Dt и Dе > 0. При вычислении по этой формуле не нужно знать R и А. Коэффициент К вычисляется по формуле:

К = 0,104DvЧm,

где m - величина, зависящая от стратификации атмосферы. Если температура падает с высотой (как обычно и бывает), то стратификация атмосферы неустойчива; при инверсии температура с высотой увеличивается из-за того, что выше лежит менее плотный теплый воздух - устойчивая стратификация. Критерием устойчивой/неустойчивой классификации в метеорологии служит показатель Ричардсона:

Ri = -0,48Dt/(Dv)².

Если Ri < 0, то стратификация неустойчивая, если он > 0 - устойчивая. Показатель m вычисляется следующим образом:

а) неустойчивая стратификация: m = 1 + 26|Ri| + ;

б) устойчивая стратификация: m = 1 + 10,3|Ri| - .

Обычно по измеренным величинам с помощью таблиц, составленных на основе этих формул, определяют сначала К, а потом и LE.

Величина LE имеет размерность ккал/см²Чмин.

 

18. Методы определения составляющих теплового баланса

Методы определения испарения рассмотрены в вопросе №17, методы определения потока тепла в почву - в вопросе №19.

 

Методы определения турбулентного теплообмена:

1. Первый способ представляет собой тот же самый градиентный теплобалансовый метод. Расчетная формула для Dt, Dе > 0 выглядит так:

Если же Dt или Dе < 0, то используется формула:

Р = 1,35КЧDt.

Если ветра нет, а идет свободная конвекция, то используют формулу:

Р = L(t₂)(t₀ - t₂).

Значения функции L зависят от температуры на высоте 2 м:

- 20°С  0,24;

0°С  0,59;

20°С  0,55;

50°С  0,51.

2. Второй способ основывается на формуле, придуманной Будыко:

P = rcD (t₀-t₂),

где r - плотность воздуха (0,24Ч10^-3 кг/м³); с - удельная теплоемкость воздуха; D [м/с] - коэффициент турбулентной диффузии, равный в среднем 0,64 (днем 1,2; ночью 0,2). Эта формула используется для определения турбулентного теплообмена за месяц, год и т. д. При этом берутся данные метеостанций. Точность такого расчета 10-15%.

 

Метод определения теплового стока:

Вынос тепла со стоком определяется по формуле:

B_z = QЧtЧc,

где Q - величина стока, t - температура воздуха, с - теплоемкость воды (она равна 1 кал/см³).

В годовом цикле тепловой сток представляет величину того же порядка, что и энергия, которая аккумулируется в фитомассе. Для большинства речных бассейнов доля теплового стака в тепловом балансе крайне мала (например, для Волги - 0,74%). Однако в ряде случаев долю теплового стока очень важно учитывать.

Так, в случае осуществления проекта переброски Печоры на юг, в нижнем течении в районе Печорской губы уменьшался сток, поэтому уменьшался и тепловой сток (особенно, если учесть, что река текла с юга на север). Поэтому температура в низовьях реки могла понизится. Кроме того, раньше бы начинался ледостав, увеличилось альбедо, похолодало бы еще сильнее. Даже увеличение солености в Печорской губе не могло компенсировать более раннее замерзание воды из-за потери теплового стока.

 

19. Тепловой поток в почву и методы его определения

Поток тепла в почву рассчитывается на основе измерения температуры почвы по глубинам по следующей формуле:

где S - функция изменения температуры 80- или 20см слоя почвы за время t, с - объемная теплоемкость:

c = c_пg + c_вgw,

здесь с_п - удельная теплоемкость сухой части почвы, g - плотность сухой части почвы, w - влажность почвы в долях от единицы. Величина g практически неизменна для данной почвы, ее измеряют раз в три года. Величину w измеряют на глубине 5 и 15 см (она постоянно меняется во времени). Величина с_в постоянна и равна 1. Величина с_п существенно меняется в пространстве в зависимости от типа почвы:

• торфянистые почвы: 0,54 кал/гЧК;
• гумусовый горизонт: 0,44;
• суглинки: 0,25-0,26;
• глины: 0,22;
• песчаные почвы: 0,19;
• супеси: 0,17;
• солонцы: 0,14.

 

Удельная теплоемкость с_п различных пород может менять очень сильно. Минимальна она у соляных корочек (0,14), максимальная - у торфа (0,54). Удельная теплоемкость воды равна 1. Таким образом локальная контрастность в значениях теплового потока в почву связана с удельной теплоемкостью (наряду с альбедо, экспозицией и крутизной склона).

Расчет теплового потока в почву: пусть Dt_n - изменение температуры за три часа на глубине n см (n = 0, 5, 10, 15, 20). Также обозначим: s₀ = 1,64Dt₀; s₅ = 6,66 Dt₅; s₁₀ = 3,5 Dt₁₀; s₁₅ = 3,12 Dt₁₅; s₂₀ = 0,08 Dt₂₀ (это значит, что вес каждого горизонта, т. е. его вклад в общий поток тепла в почву различен, максимален он для 5, 10 и 15 м). Тогда поток тепла в почву A можно вычислить по формуле:

где S = S (s₀ + s₅ + s₁₀ + s₁₅ + s₂₀), с - удельная теплоемкость, t - время между сроками.

Поток тепла в почву в данный момент определяют по формуле:

 

Почвенный климат:

В 1822 г. Фурье разработал аналитическую теорию тепла, которая состоит в следующих основных законах:

1. Период колебаний температуры неизменен на всех глубинах;
2. Амплитуды колебаний температуры уменьшаются в геометрической прогрессии при увеличении глубин в арифметической:

Глубина	Dtcут
0 см	20°С
20 см	8,5°С
40 см	3,2°С
60 см	1,4°С
80 см	0,4°С
100 см	0,1°С
120 см	менее 0,1°С

 

В приповерхностном слое этот закон соблюдается не очень точно из-за разнородности среды, переноса влаги и т. п.

4. Глубины постоянной годовой и суточной температуры относятся как квадратные корни их периодов колебаний:

где H - глубина постоянной годовой температуры; h - глубина постоянной суточной температуры. Так, для Москвы: H = 20 м (нижняя граница гелиотермического слоя):

x = 1,05 (глубина постоянной суточной температуры).

Из-за неоднородности сред на самом деле в Москве h = 1,10-1,15 см.

 

20. Уравнение водного баланса геосистем

Вода играет исключительную роль в осуществлении горизонтальных связей в ландшафте, особенно при значениях радиационного индекса сухости R/LX не больше 1,2 (1,2 - лесостепь). Мощность слоя водообмена - толщина слоя, где в пределах ПТК происходит движение влаги.

Элементарный водоток - водоток, не имеющий притоков. Средняя протяженность элементарного водотока и водотоков других порядков постоянна для данного региона. Место впадения элементарного водотока в водоток 2-го порядка называется узлом слияния. В ландшафтоведении элементарный водоток называется водотоком 1-го порядка. Волга является рекой 13-го порядка.