Актинометрические измерения
Подпись наблюдателя Иванова Проверил
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Руководство гидрометеорологическим станциям по актинометрическим наблюдениям. – Л.: Гидрометеоиздат, 1973.
2. Руководство по контролю актинометрических наблюдений. – Л.: Гидрометеоиздат, 1970.
3. Методические указания к учебной практике по методам метеорологических измерений. Часть 1. Общие метеорологические измерения. Пермск. ун-т, 1980.
2. Теплобалансовые (градиентные) наблюдения
2.1. Общие положения
Наблюдения за составляющими теплового баланса предназначены для получения данных о расходе солнечной радиации, поступающей на деятельную поверхность, поэтому они тесно связаны с актинометрическими наблюдениями, составляя с ними единое целое.
Под деятельной поверхностью понимается тонкий верхний слой почвы, воды, растительного или снежного покрова, в котором происходят поглощение приходящей солнечной и атмосферной радиации, преобразование ее в тепло и формирование собственного излучения.
Тепловой баланс деятельной поверхности записывается в виде уравнения теплового баланса, которое является частным случаем уравнения сохранения энергии:
B + P + L + V = 0,
где B – радиационный баланс деятельной поверхности; P – поток тепла в почве; L – турбулентный приток тепла в приземном слое атмосферы; V – затрата тепла на испарение с деятельной поверхности или его выделение при конденсации водяного пара с этой поверхности.
Радиационный баланс деятельной поверхности В (остаточная радиация) представляет сбой разность между приходом и расходом лучистой энергии:
B = Q + Ea – (Rk +Rд +Eз),
где приход лучистой энергии: Q – суммарная радиация (сумма прямой и рассеянной солнечной радиации), Ea – длинноволновое излучение атмосферы; расход лучистой энергии: Rk – коротковолновая отраженная радиация, Rд – отраженная длинноволновая радиация, Eз – длинноволновое излучение земной поверхности. Если приходная часть больше расходной, то есть поверхность поглощает больше лучистой энергии, чем отражает и излучает, то В положителен: избыток полученной энергии расходуется на испарение с земной поверхности и прогрев почвы и воздуха. В случае отрицательного баланса потеря тепла поверхностью почвы компенсируется теплом, отнимаемым ею от почвы и воздуха и выделяющимся при конденсации водяного пара. В умеренных широтах днем В положителен, ночью – отрицателен (летом).
Поток тепла в почве Р характеризует теплообмен между деятельной поверхностью и нижележащими слоями. Поток тепла положительный, если температура деятельной поверхности больше температуры нижележащих слоев. В этом случае поток тепла направлен от поверхности почвы вглубь и почва прогревается. Поток отрицателен, если температура деятельной поверхности меньше температуры нижележащих слоев: поток тепла направлен из глубины к поверхности и почва охлаждается.
Турбулентный поток тепла L характеризует теплообмен между деятельной поверхностью и приземным слоем атмосферы. Этот теплообмен осуществляется благодаря турбулентному перемешиванию атмосферы и прекращается при его отсутствии. Турбулентный поток тепла зависит от разности температур поверхности и прилегающего к ней слоя атмосферы, а также от интенсивности турбулентного перемешивания в слое. Если температура деятельной поверхности выше температуры воздуха, то L направлен от поверхности почвы в воздух и поток считается положительным. Воздух в этом случае получает тепло и нагревается. Если поток отрицателен, то есть в случае, когда температура деятельной поверхности ниже температуры воздуха, воздух охлаждается, отдавая тепло поверхности.
Затрата тепла на испарение V также связана с турбулентным перемешиванием в приземном слое атмосферы и с переносом водяного пара в этом слое. Поток водяного пара, направленный от деятельной поверхности к атмосфере, принято считать положительным. Такой поток возможен лишь при наличии испарения с поверхности. На испарение затрачивается тепло. Следовательно, при положительном потоке водяного пара деятельная поверхность расходует тепло на испарение. Поток тепла, направленный от атмосферы к земной поверхности, принято считать отрицательным. Такой поток связан с конденсацией или сублимацией водяного пара на поверхности. При этих процессах выделяется тепло, которое получает деятельная поверхность.
В настоящее время на сети гидрометеорологических станций непосредственно измеряется только радиационный баланс. Остальные составляющие уравнения теплового баланса рассчитываются по данным градиентных наблюдений за температурой и влажностью воздуха, почвы на различных глубинах, скоростью ветра.
2.2. Организация наблюдений
Во время летней учебной практики теплобалансовые наблюдения включают в себя:
- измерение радиационного баланса и его составляющих;
- измерение температуры и влажности воздуха (парциального давления водяного пара) на уровнях 0,5 и 1,5 м (по пять отсчетов в срок наблюдений на каждом уровне);
- измерение скорости ветра на тех же уровнях;
- измерение температуры деятельной поверхности и температуры на глубинах 5, 10, 15, 20 см;
- наблюдение за направлением ветра, облачностью, состоянием деятельной поверхности, характером погоды.
Для расчета парциального давления водяного пара проводятся измерения атмосферного давления.
Если теплобалансовые наблюдения проводятся на обычных метеоплощадках, то для измерения радиационного баланса следует установить балансомер и актинометр согласно руководству [3]. Для измерения температуры и влажности воздуха и их градиентов (разностей) используются аспирационные психрометры, а для измерения скорости ветра и его разности – ручные анемометры МС‑13. Наблюдения над температурой почвы выполняются с помощью термометров ртутных ТМ-3 и коленчатых ТМ-5. Направление ветра определяется по флюгеру.
Психрометры устанавливают на кронштейнах специальных стоек в горизонтальном положении так, что резервуары их находились на уровнях 0,5 и 1,5 м над деятельной поверхностью.
Перейти на страницу: 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15