Полная версия

Главная arrow География arrow Климатология

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>

МИКРОКЛИМАТ

Понятие микроклимата возникает естественно, поскольку его структурные единицы (микроклиматы водоема, склона определенной экспозиции, долины, болота и др.) наглядны и выделяются четко. Их размеры меняются от сотен метров до нескольких километров.

Для установления количественных закономерностей микроклиматических различий изучаемая территория разбивается на мелкие ячейки (пикселы с диаметром в десятки метров), в пределах которых территория считается однородной. Используя цифровую модель рельефа, вычисляют среднюю высоту каждой ячейки и усредненный вектор градиента высоты. Эти величины используются для вычисления угла наклона поверхности в пределах ячейки, определения экспозиции склона (вычисляемого как угол направления вектора градиента), для определения углов закрытости горизонта. В каждой ячейке задаются параметры, выражающие свойства почвы, растительности, урбанизированной среды (если это микроклимат города) и др., требуемые для расчета метеорологических переменных.

Рассмотрим простой подход, позволяющий, однако, наметить путь к установлению микроклиматических различий.

Уравнение теплового баланса для любой ячейки i запишем в конечно-разностной форме

где cj теплоемкость; хт шаг по времени. Здесь разность температур на последовательных шагах по времени описывает изменение теплосодержания деятельного слоя, т.е. представляет собой характеристику плотности потока тепла в почву.

Будем считать, что все параметры скорректированы так, что входящая в уравнение температура представляет собой температуру воздуха вблизи поверхности. Бюджет потоков тепла на поверхности описывается выражением

где Qt суммарная солнечная радиация, меняющаяся в зависимости от ориентации склона, его наклона ((3) и закрытости горизонта; а; — альбедо поверхности; Еа — встречное излучение атмосферы; вТ*

излучение земной поверхности (о — постоянная Больцмана); Pj и LEi — турбулентные потоки соответственно явного и скрытого тепла.

В данной формуле cos(3 учитывает наклон поверхности ячейки, трансформируя баланс длинноволновой радиации. Эта зависимость применима, как показано К.Я. Кондратьевым, для случая не слишком крутых склонов (при р < 50°). При малых углах cosp -» 1. Альбедо задается в соответствии с типом подстилающей поверхности.

Представим турбулентный поток явного тепла выражением

где |иА| — модуль скорости ветра в свободной атмосфере, рассчитанный на той высоте, на которой расположена /-я ячейка; р — плотность воздуха; ср — удельная теплоемкость при постоянном давлении; С — коэффициент сопротивления, и будем интерпретировать ТА как температуру воздуха на высоте рельефа в свободной атмосфере. Формула для турбулентного потока скрытого тепла в предположении, что относительная влажность (/^) не меняется с высотой, запишется аналогично:

где q — удельная влажность.

Подставляя рассмотренные выражения в уравнение (1.26), получим

где Ея встречное излучение атмосферы. Можно написать аналогичное выражение для горизонтально расположенной площадки. Вычтем одно из другого и представим излучение земной поверхности разложением в ряд Тейлора:

где индекс «О» обозначает случай ячейки с горизонтальной поверхностью.

Тепловые потоки стремятся уравновесить друг друга, поэтому разность температур на последовательных шагах по времени можно считать малой, что с практической точки зрения допустимо уже при осреднении данных за несколько суток.

Предположим, что ландшафтные особенности горизонтального и наклонного участков одинаковы, т.е. одинаковы значения а, И, е, г. Поскольку потоки длинноволновой радиации мало меняются при небольших отклонениях от вертикали, допустимо при малых углах принять cos(3 = 1 (что оправдано и с точки зрения неточного задания величин h и е). В этом случае получим

Как известно, при рассматриваемых сравнительно небольших углах наклона облученность площадки рассеянной солнечной радиацией не зависит от ориентации и угла наклона. Поэтому различия в потоке суммарной радиации определяются только изменениями прямой радиации, поступающей на соответственно наклоненную и ориентированную поверхность. Поток прямой радиации, падающей на склон, может быть выражен как

где S0 поток на поверхность, перпендикулярную солнечным лучам, Ф — угол между направлением луча и нормалью к склону.

Экспозиция склона определяет продолжительность его освещенности потоком прямой радиации. В зависимости от широты и времени года эта продолжительность меняется. Оценка суточных сумм прямой солнечной радиации на широте 45° приведена на рис. 1.17. Из него видно, что склон северной экспозиции при крутизне более 45° не освещается совсем. Для склонов с экспозицией южной четверти XS нарастает при увеличении крутизны склона от 0 до 45°, далее уменьшается. Для склонов других экспозиций с ростом крутизны XS снижается.

Эти различия максимальны при безоблачном небе. При полной облачности (п = 1) они равны нулю. При промежуточных значениях О < п < 1 принимается, что величина (1 - п) определяет долю времени, когда солнечная радиация освещает склон. В некоторых случаях необходим учет радиации, отраженной от соседних склонов.

Суточные суммы прямой солнечной радиации IS, (МДж/м)/сут, на широте 45° в день летнего солнцестояния в зависимости от экспозиции склона и его крутизны

Рис. 1.17. Суточные суммы прямой солнечной радиации IS, (МДж/м2)/сут, на широте 45° в день летнего солнцестояния в зависимости от экспозиции склона и его крутизны

В результате влияния всех факторов суточные суммы радиационного баланса на склоне южной и северной экспозиции могут отличаться в несколько раз, а разница температуры поверхности днем достигать 5—10°С.

Если микроклиматические различия создаются единственно различиями в отражательных свойствах двух площадок, расположенных горизонтально, то имеем

Формулы (1.28), (1.29) отражают ясные физические эффекты формирования локальных температурных особенностей. Различия стимулируются неодинаковостью отражательных свойств или отличиями в облученности площадок прямой радиацией. Уменьшаются температурные различия при усилении ветра и турбулентного теплообмена, а также радиационного обмена, стремящихся сгладить контрасты за счет обмена теплом с атмосферой. Заметим, что зависимость микроклиматических различий от параметров поверхности является необходимым, но не достаточным условием. Так, в условиях ветреной погоды и десятибалльной облачности различия в тепловом балансе склонов разной экспозиции не будут проявляться. Наоборот, при ясной и тихой (антициклональной) погоде они будут наиболее контрастны.

Формулы (1.28) и (1.29) представляют собой следствие упрощенного подхода, при котором микроклимат характеризуется только температурными различиями, а свойства увлажнения и ветровой режим включены как параметры. В то же время известно, что рельеф оказывает важное влияние на режим ветра.

Различают динамическое и термодинамическое влияние рельефа на ветер. В первом случае скорость и направление ветра изменяются в результате механического воздействия препятствий. Усиление ветра происходит на вершинах, на наветренных склонах, в сужениях, параллельных направлению ветра. В зависимости от скорости набегающего потока на подветренной стороне развивается зона «ветровой тени», где скорости снижены. При значительной крутизне склонов (> 15-17°) на подветренной стороне происходят обрушение потока и формирование вихрей, приводя к усилению турбулентности, увеличению порывистости ветра и повышению максимальных скоростей. Возникновение вихрей на подветренной стороне также возможно при горизонтальном обтекании препятствия.

Термодинамическое влияние рельефа выражается в возникновении местных циркуляций. Неоднородность прогрева вдоль склонов и различие температуры воздуха непосредственно над склоном и в атмосфере на той же высоте на фоне благоприятных условий крупномасштабной циркуляции атмосферы приводит к формированию горно-долинной циркуляции, фена, боры. При устойчивой антициклональной погоде и небольших скоростях ветра усиливается ночное выхолаживание воздуха в холмистой местности, приводя к стеканию плотного холодного воздуха вниз и формированию очагов холода в понижениях и долинах.

Режим увлажнения (а также облачности и осадков) в значительной степени подвержен влиянию рельефа. Пространственная структура поля облаков и осадков особенно сложна в горах и зависит от высоты и ориентации отдельных гор и хребтов относительно общего направления ветра. Вынужденный подъем воздуха, его охлаждение и перетекание препятствий приводят к формированию особых типов облачности в горах и выпадению осадков на наветренных склонах, что усиливает микроклиматические различия склонов различной экспозиции. Перераспределение снежного покрова приводит к накоплению его в низинах и выдуванию на возвышенностях, при этом различаются его плотность, водность и структура. Высота снежного покрова на наветренном склоне возрастает от подножия к вершине, на подветренном — наоборот. Перераспределение жидких и твердых осадков в условиях сложного рельефа, а также уклон поверхности создают особые условия для поверхностного и подземного стока, накопления грунтовых вод.

При наличии растительного покрова (РП) описание микроклимата значительно усложняется. В этом случае используется термин SVAT (surface, vegetation, atmosphere transfer). Растительность является проводником и регулятором тепла и влаги между воздухом и почвой, а также оказывает влияние на ветровой режим. Профиль ветра над растительным покровом может быть описан логарифмическим законом. Ниже РП формирует слой вытеснения (см. параграф 1.6), зависящий от высоты РП, его ажурности и густоты, а также от скорости ветра, так как, в отличие от открытых поверхностей, растительность обладает гибкостью и при сильном ветре принимает обтекаемую форму. Поэтому при учете растительности в расчетах логарифмического распределения скорости ветра в пограничном слое (см. параграф 1.6, уравнение (1.22) и далее) вместо фактической высоты г удобнее использовать z - d, где d — толщина слоя вытеснения.

Исследование микроклимата в условиях РП требует привлечения сведений о геометрии РП, его оптических свойствах (плотность, ажурность), ориентации фитоэлементов (вертикальная, горизонтальная, другая), вертикальной структуре фитоценоза. На процесс фотосинтеза и транспирации влияют фотосинтетически активная радиация (ФАР, 1 = 0,38-0,70 мкм), концентрация в воздухе 02 и С02, влажность воздуха и почвы. В потоке солнечной радиации ФАР составляет 40—50%. Около 85% ФАР, падающей на лист, поглощается, при этом лишь несколько процентов расходуется на фотосинтез. Остальная часть превращается в тепло и расходуется на транспирацию и теплообмен с воздухом.

Поры на поверхности растения — устьица — регулируют обмен водяным паром и углекислым газом между растением и воздухом, через общую поверхность листа растения происходит обмен теплом. Через устьица проявляется обратное влияние растительного покрова на метеорологический режим. Они закрыты ночью и открыты днем. Однако степень их открытости регулируется интенсивностью ФАР, температурой и влажностью воздуха. Они закрываются при неблагоприятных условиях (недостаточной освещенности, пересыхании корнеобитаемого слоя), и при этом снижаются газообмен и транспирация, изменяя влажность и состав воздуха.

Растительность ослабляет проходящую сквозь нее солнечную радиации (до 90% под сомкнутыми кронами деревьев) и меняет ее спектральный состав (более сильное поглощение происходит в области ФАР). Ослабление радиации внутри растительного покрова описывается с помощью экспоненциального закона, учет своеобразия различных растительных сообществ выполняется за счет введения в формулу ослабления эмпирических коэффициентов.

Важный показатель состояния растительного покрова — листовой индекс (LAI — leaf area index). Эта безразмерная величина в общем случае рассчитывается, как отношение площади освещенных листьев (хвои) к площади почвы. В хвойных лесах он может достигать 28, на лугах — 30, в степях снижается до 2,5. С помощью листового индекса можно рассчитать бюджет первичной продуктивности (NPP) (см. параграф 1.3), принимая во внимание максимально возможное значение для данного типа растительности NPP и эмпирический индекс прироста с:

Современные SVAT модели способны учитывать сложную внутреннюю структуру РП. Это особенно важно для леса, где в моделях отдельно оцениваются баланс массы и энергии в пределах крон, подкроновом пространстве, с учетом подлеска, наличия листового опада на поверхности и других элементов, связанных с функционированием биоценоза.

Микроклимат города создается благодаря своеобразному синтезу природных особенностей поверхности (в частности, рельефа) и характеристик застройки. Его конкретные особенности создает наличие искусственных покрытий, соотношение зеленых насаждений и построек, чередование строений различных форм и высоты, обладающих различными свойствами материалов, а также создающих особый «рельеф города». Дополнительный фактор — антропогенный источник тепла, поступающего в атмосферу за счет работы промышленных предприятий, автотранспорта и отопления.

Микроклиматические особенности генетически связаны с особенностями теплового баланса деятельного слоя (см. (1.1)). Они создаются различиями радиационных, теплофизических и воднофизических показателей.

В табл. 1.8 показаны радиационные характеристики некоторых естественных поверхностей. Измерения и расчеты показывают, что при изменении альбедо поверхности летом в умеренных широтах на 10% баланс солнечной радиации меняется примерно на несколько десятков Вт/м2. Дополнительный вклад в формирование микроклимата вносит излучательная способность поверхности. Ее отличие от абсолютно черного тела характеризуется коэффициентом излучения 5. Его изменения на 0,01 дают изменение плотности потока длинноволнового излучения на несколько Вт/м2. Важную роль также играют теплоемкость и теплопроводность деятельного слоя (см. (1.1)), которые, в свою очередь, зависят от плотности, пористости и влажности почвы. Параметр шероховатости определяет особенности турбулентного обмена.

Радиационные и аэродинамические характеристики различных поверхностей

Тип

поверхности

Дополнительные характеристики поверхности

Альбедо, %

Коэффициент излучения 5

Параметр шероховатости,м

Вода

Спокойное море

3-60

0,92-0,97

10“'-10“6

Лед

Гладкий

20-25

0,92-0,97

КГ5

Снег

Старый — свежевыпавший

40-95

0,82-0,99

0,5-10-5

Песок

Пустыня

20-45

0,84-0,91

0,0003

Почва, без растительности

Темная, влажная — светлая, сухая

5-40

0,98-0,90

10“2— 10“3

Трава, штиль

Низкая (до 20 см) — высокая (до 1 м)

16—26

0,90-0,95

  • 0,003-0,01
  • 0,04-0,10

Злаковые культуры, штиль

-

18-25

0,90-0,99

0,04-0,20

Лес, штиль

Лиственный:

1,0-6,0

без листвы-с листвой

15-20

0,97-0,98

Хвойный

5-15

0,97-0,99

1,0-6,0

В отличие от почвы снег, лед и вода являются полупрозрачной средой. Поэтому для них радиационный и, соответственно, тепловой баланс поверхности зависит от скорости поглощения проникающей в деятельный слой солнечной радиации. Она может быть рассчитана как

где S0 плотность потока радиации на поверхности; z —глубина; Л: = 0—1 — коэффициент ослабления. У снега радиация может распространяться в глубину до 1 м, у льда — на несколько метров, у воды же доходит до десятков метров.

В урбанизированной среде альбедо составляет в летнее время ~0,15, причем с учетом различных материалов, высоты солнца и наклона поверхности реальная величина альбедо в пространстве очень изменчива (табл. 1.9). В зимнее время загрязненность снежного покрова в городе уменьшает альбедо поверхности. Диапазон колебания коэффициента излучения также велик, гораздо больше, чем у природных поверхностей.

Таблица 7.9

Альбедо и коэффициент излучения городских материалов

Поверхность

Альбедо,

%

Коэффициент излучения 6

1. Дорога, асфальт

0,05-0,20

0,95

2. Стены бетон

0,05-0,35

0,71-0,90

кирпич

0,20-0,40

0,90-0,92

камень

0,20-0,35

0,85-0,95

дерево

-

0,90

3. Крыши гудрон

0,08-0,18

0,92

черепица

0,10-0,35

0,90

шифер

0,10

0,90

солома

0,15-0,20

-

гофрированное железо

0,10-0,16

0,13-0,28

4. Окна, чистое стекло зенитный угол < 40°

0,08

0,87-0,94

зенитный угол 4—80°

0,09-0,92

0,87-0,92

Поверхность

Альбедо,

%

Коэффициент излучения 5

5. Краска белая, побелка

0,50-0,90

0,85-0,95

красная, коричневая, зеленая

0,20-0,35

0,85-0,95

черная

0,02-0,15

0,90-0,98

6. Городская застройка в целом (без снега)

общий диапазон

0,10-0,27

0,85-0,96

среднее

0,15

~0,95

При анализе теплового баланса города необходимо дополнительно учитывать так называемое антропогенное тепло, которое поступает в атмосферу от промышленных предприятий, отопительных систем, автотранспорта и других источников. Для города с населением в 1 млн жителей этот источник составляет примерно 3—4% от величины теплового баланса деятельного слоя. В городе асфальтовое и бетонное покрытия препятствуют испарению, при этом возрастает поток явного тепла. Так, для большинства городов на суммарное испарение расходуется примерно 10% радиационного баланса, а турбулентный поток тепла возрастает до 50-60%, в южных городах — до 80—90%. Усиление турбулентной теплоотдачи в городах происходит не только за счет перегрева поверхности, особенно в летнее время, но также благодаря динамическим факторам — рельеф городской застройки увеличивает шероховатость поверхности. В то же время над естественной поверхностью в умеренных широтах, напротив, поток скрытого тепла достигает летом 50—70%, явного — 10—20% радиационного баланса.

Приходная часть радиационно-теплового баланса в городе также отличается от фоновых территорий вследствие загрязненности воздуха. Присутствие в городской атмосфере аэрозоля снижает приток солнечной радиации на 10—20%. Однако возрастает доля рассеянной радиации. Меняется и спектральный состав солнечной радиации: городской аэрозоль особенно заметно снижает поступление радиации в ультрафиолетовой части спектра, в крупных городах — на 20—40% по сравнению с пригородом.

При описании микроклимата города и его моделировании широко используемой базовой структурной «единицей» города служит так называемый «городской каньон». Это модель улицы с группой домов по обеим ее сторонам (различных размеров). Такая схематизация позволяет по единой методике рассчитывать освещенность на разных уровнях с учетом времени суток, высоты зданий, ориентации каньона, а также вычислять потоки тепла и влаги от горизонтальных и вертикальных поверхностей в пределах каньона и, наконец, рассчитать температуру у поверхности, температуры крыш и стен и др. Такое представление позволяет собрать модель города из каньонов, имеющих различные параметры, добавляя сюда, там, где требуется, модель растительных зон и водоемов, отражающие реальную структуру городской среды.

Следствием теплового баланса города является формирование городского острова тепла (рис. 1.18). Он наиболее выражен в ночное время. Различия температуры в центре крупного города и фоновой территории могут достигать 4—6°С. Иногда это приводит к формированию так называемого «ночного городского бриза» — город остается теплее окружающей территории, и ветер в приземном слое при внутримассовом характере погоды направлен из пригорода к острову тепла.

Дополнительный прогрев городской территории усиливает неустойчивость приземного слоя и активизирует конвекцию. Этому может способствовать и вынужденный подъем натекающего на город потока воздуха благодаря застройке. В связи с этим режим облачности, осадков и увлажнения города может, во-первых, отличаться от окружающей территории; во-вторых, иметь сложную пространственную структуру внутри города. Рост концентрации аэрозоля над городом также может способствовать увеличению балла облачности.

Пространственная неоднородность полей метеорологических элементов проявляется не только в микроклиматических, но и в гораздо меньших пространственных масштабах. Для примера рассмотрим экспериментально определенное распределение температуры поверхности на площадке 10 х 15 м2, включающей часть асфальтированной дороги, участки высокотравья, огород, сухую луговую растительность и гарь. Съемка высот была осуществлена тахеометром с высокой дискретностью — координаты определены более чем в 200 точках. Данная территория расположена практически горизонтально — различия между высотами самой высокой и самой низкой точек составили 25 см. Тридцать маркированных на территории точек на характерных участках были использованы при маршрутных измерениях температуры, которые выполнены переносным инфракрасным радиометром, обеспечившим пространственное разрешение элементарной пикселы диаметром около 10 см. Каждый обход занимал примерно 5 мин и проводился при неизменном распределении облачности днем или ночью, что обеспечивало стабильность радиационных условий. Наблюдения проводились в течение 15 сут.

Различия температурного режима города и сельской местности, демонстрирующие городской остров тепла

Рис. 1.18. Различия температурного режима города и сельской местности, демонстрирующие городской остров тепла

Рассмотрим средние значения. Разброс температур между разными типами поверхности в полдень составил от 30 до 20°С. Самым нагретым оказался асфальт, минимальные температуры отмечены в районе высокотравья. Среднее квадратическое отклонение в отдельных точках менялось от 6 до 3°С — довольно большие значения связаны с тем, что в выборку вошли дни с различными радиационными условиями (дни с выпадением осадков исключены). В полночь разброс температур уменьшался, однако различия все равно очень велики — 4°С (среднее квадратическое отклонение гораздо меньше и примерно одинаково — 2,5°С).

Эти результаты отражают уже не микроклиматические различия, а более мелкие наноклиматические особенности пространственной дифференциации термического режима. Чтобы наглядно представить, насколько они велики, обратим внимание, что для того чтобы получить аналогичные изменения (10°С), надо переместиться на 1,5—2 км по вертикали вдоль горного склона или преодолеть сотни километров по горизонтали.

 
<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>