Расчет потока тепла в почве (V) основан на использовании данных об изменении температуры почвы с глубиной и во времена при известных теплофизических характеристиках почвы.
Поток тепла в почве за определенный интервал времени (Δ τ) находится по данным солнечного времени и влажности почвы до той глубины, где прослеживаются суточные колебания температур. Он рассчитывается по формуле:
V = С / Δτ ΔТ (14)
Где:
С – средняя для данного слоя объемная теплоемкость;
ΔТ – разность значений температуры по всему слою почвы за интервал;
Δτ – продолжительность интервала
V – поток тепла в почве
Объемная теплоемкость почвы может быть представлена в виде
С = Сη · ρ+ Сβ · ρη · f (15)
Где:
Сη удельная теплоемкость сухой части почвы;
Сβ - удельная теплоемкость воды,
f - относительная влажность почвы,%
С – объемная теплоемкость почвы
Для расчета ΔT по данным измерениям температуры почвы (t) на соседних уровнях ti и t i + 1 и находят ее среднее значение для слоя:
ti + (i + 1) = ti + t i + 1 / 2(16)
При полевых исследованиях обычно температура почвы измеряется до глубины 20 см, тогда поток тепла (V) равен:
V = C / Δτ · (ΔT1 – (а / h2 – h1) · δ · T2 (17)
Где
ΔT – изменение средней температуры слоя за период времени Δτ;
δ ∙ T2 – изменение Т на уровне h2 (20 см);
h1, h2 – глубины измерения температуры почвы;
а – средний коэффициент температуропроизводности верхнего 20-ти см. слоя почвы, он характеризует скорость распространения температурных колебаний в почве.
a = M / N (18)
где
М = 26,67(0,06∙Δ'Т0 ∙ Δ'Тs Δ'T10 + Δ'T15 + 0.06Δ'T20) (19)
(0,06∙Δ'Т0 ∙ Δ'Тs Δ'T10 + Δ'T15 + 0.06Δ'T20) – разность температур на поверхности почвы в сроки 19 и 7 ч. данных суток на глубине 5, 10, 15, 20 см.
Δt, Δе – разность температуры и упругости водяного пара на высотах 0,5 и 2,0 м:
Δt = t0,5 – t2,0; Δе = е0,5 – е2,0
Расчетные формулы этого метода имеют вид:
Р = (B – V) · Δt / (Δt + 1,56Δe) (20)
LE = (B – V) · Δе / (Δе + 0, 64Δt) (21)
Если хоть одно условие не выполняется, то для расчетов Р и LE используется метод турбулентной диффузии:
Р = 1,35 К1 · Δt (22)
LE = 2,1 K1 · Δe (23)
K1 – коэффициент турбулентности на h = 1м. Рабочая формула для расчета K1, где среднее атмосферное давление отличается от стандартного (1000 гПа) не более чем на + 100гПа методом теплового баланса имеет вид:
K1 = 0,74(B – V) / (Δt + 1,56Δe) (24)
K1 = 0,104 · ΔU f(Ri) (25)
ΔU – разность скоростей ветра на высоте 2м. и 0,5м:
ΔU = U2,0 – U0,5 (26)
f(Ri) = 1 + 26(Ri) + √(1 + 26(Ri))2 – 1,
Если Ri < 0 (27)
f(Ri) = 1 + 10,3(Ri) - √(1 + 10,3(Ri))2 – 1,
Если Ri > 0 (28)
Ri = -0,048 · ΔU2 (29)
Расчет K1 по этой формуле производится только в тех случаях, когда ΔU > 0,2 м/с и когда сочетание Δt и ΔU такие, что не получается такого К1 < 0, не имеющие физического смысла [5].
Приборы для производства наблюдений:
1. Аспирационный психрометр МВ-4М комплект из 2 шт.;
2. Анемометр ручной чашечки МС- 13, 2 шт.
3. Полевой ветромер;
4. Напочвенный термометр (срочный);
5. Коленчатые термометры Савинова в комплекте;
6. Почвенно-вытяжные термометры;
7. Станционный чашечный ртутный барометр;
8. Психрометрические таблицы.
Альбедосъёмка
Общие положения
Альбедо естественной поверхности называют процентное отношение интенсивности радиации, отраженной поверхностью Rk к интенсивности радиации, приходящий на данную поверхность Q:
A=R/Q·100% (30)
Альбедо может иметь годовой и суточный ход. Суточный ход альбедо обусловлен изменением отраженной способности подстилающей поверхности в зависимости от высоты солнца. С уменьшением высоты солнца альбедо в большинстве случаев увеличивается, наименьшие изменение альбедо отмечается в околополуденные часы.
Различают несколько видов альбедо:
– интегральное, для всего потока радиации
– спектральное, для отдельных спектральных участков
– визуальное альбедо, для радиации в видимом участке спектра [3].
Выбор места
Альбедо поверхности почвы зависит от типа почвы, ее цвета, структуры, влажности. Альбедо неувлажненных почв колеблется в пределах 8 – 43%. Альбедо влажной почвы меньше альбедо сухой на 3 - 8%. В дневном ходе альбедо изменяется от максимальных значений при малой высоте солнца до минимальной.
Альбедо травяного покрова колеблется от 10 до 28% в зависимости от густоты цвета и сочности травы. Альбедо влажной травы меньше на 2 – 3% меньше альбедо сухой.
Альбедо водных поверхностей (озер, морей) сильно зависит от высоты солнца и соотношения между прямой и рассеянной радиацией. Альбедо гладкой поверхности моря при больших высотах солнца для прямой солнечной радиации равно 2%, но оно очень увеличивается, при уменьшении высоты солнца. Значение альбедо поверхности моря для рассеянной радиации изменяются в пределах 4 – 18% (среднее значение 10%) в зависимости от распределения по небесному своду облачности и ее характера. Кроме того, альбедо поверхности воды зависит от количества облаков, степени волнения и характеристик водоемов (глубины, прозрачности, альбедо дна). Среднемесячные значения альбедо водной поверхности больших естественных водоемов в течение мая-сентября находится в пределах 7 – 11%, для мелких – 11-16%. Волнение и облачность уменьшают альбедо при высоте солнца менее 30°.
Альбедо снежного покрова сильно изменяется в зависимости от характера снежной поверхности. Для свежевыпавшего сухого снега альбедо приближается к 90%, а альбедо грязного влажного снега уменьшается до 20-30%.
Альбедо зависит от их формы и увеличивается с возрастанием мощности облачного покрова. Наибольшее значение альбедо наблюдается в случае мощной кучевой облачности, а также высоко-кучевой и слоисто-кучевой облачности. Численные значения альбедо этих облаков достаточно велики и могут изменяться в передах 45-73%. Среднее значение альбедо облаков принимается равным 50-55% [3].
Используемые приборы
Для определения альбедо различных подстилающих поверхностей используют следующие приборы: - походный альбедометр;
- рейка для крепления походного альбедометр;
- переносная установка;
- гальванометр [3].