Дать определение радиационного баланса и его составляющих.

Задание 1

Задание 2

По данным таблицы построить график годового хода температуры воздуха.

Определить амплитуду годового хода температуры.

Амплитуду годового хода температуры определяется как разность средних температур самого теплого и самого холодного месяцев.

19,4-(-11,2)= 30,6

3. Определить даты перехода среднесуточной температуры
воздуха через 0; +5°С, +10°С и +15°С. Вычислить продолжительность пе­риодов с температурой выше0°С, выше+5°С(период вегетации озимых), выше +10°С (период активной вегетации) и выше +15°С.

0 - 1 апреля и 6 ноября – продолжительность периода – 220 дней;

+5 - 12 апреля и 12 октября - продолжительность периода 183 дня;

+10 - 3 мая и 23 сентября - продолжительность периода 143 дня;

+15 - 26 мая и 31 августа – продолжительность периода 97 дней.

4. Вычислить сумму активных (выше 10°С) температур за каждый месяц, а также в целом за весь период активной ве­гетации.

Суммы активных температур вычисляются следующим об­разом. Подсчет суммы активных температур за месяц, в котором среднесуточная температура была выше 10°С во все дни месяца, производится умноже­нием среднемесячной температуры на число дней в данном месяце.

Для первого и последнего месяцев периода активной веге­тации, в которых среднесуточная температура была не во все дни выше 10°С, сумма активных температур вычисляется с помощью графика годо­вого хода температуры воздуха.

Согласно графику температура воздуха поднялась до 10 3 мая, а 31 мая составляла 15,6 . Сначала нужно вычислить среднесуточную температуру за 28 дней мая с достаточной степенью точности:

Затем можно вычислить сумму активных температур за май:

Аналогичным образом вычисляется и сумма активных температур за последний месяц вегетации. Согласно графику температура понижается до 10 23 сентября, а 1 сентября она составляла 15,1

Таким образом сумма активных температур за сентябрь будет равна:

Получив суммы активных температур можно вычислить в целом за весь вегетационный период.

Задание 3

Дать определение характеристик влажности воздуха (упругость водяного пара, упругость насыщенного водяного пара, дефицит насыщения, относительная влажность воздуха, абсолютная влажность воздуха, точка росы).

На испарение воды с океанов, морей и суши затрачивается в среднем 23% солнечной радиации, приходящей на земную поверхность. Часть испарившейся влаги конденсируется над океаном, образует осадки и возвращается в океан, совершив так называемый малый круговорот. Водяной пар, перенесенный воздушными течениями в глубь материков, также в конечном счете выпадает в виде жидких или твердых осадков. Осадки частью просачиваются в почву, образуя грунтовые воды, частью стекают через ручьи и реки в моря и океаны, завершая большой круговорот. Вода во всех видах в атмосфере и почве входит в число важнейших природных ресурсов, необходимых для человечества.

Влажность воздуха – это содержание водяного пара в воздухе. В нижних слоях атмосферы всегда содержится водяной пар.

Упругость (фактическая) водяного пара (е) – давление водяного пара находящегося в атмосфере выражается в мм.рт.ст. или в миллибарах (мб). Численно почти совпадает с абсолютной влажностью (содержанием водяного пара в воздухе в г/м3), поэтому упругость часто называют абсолютной влажностью. Упругость насыщения (максимальная упругость) (Е) – предел содержания водяного пара в воздухе при данной температуре. Значение упругости насыщения зависит от температуры воздуха, чем выше температура, тем больше он может содержать водяного пара.

Если воздух содержит водяного пара меньше, чем нужно для насыщения его при данной температуре, можно определить, насколько воздух близок к состоянию насыщения. Для этого вычисляют относительную влажность.

Относительная влажность (r) – отношение фактической упругости водяного пара к упругости насыщения, выраженное в процентах

Дефицит влажности (D) – разность между упругостью насыщения и фактической упругостью:

D = E - e.

Точка росы τº – температура, при которой содержащийся в воздухе водяной пар мог бы насытить его. Пример, воздух при температуре 27ºС имеет е = 27,4 мб. Насытится он при температуре 20ºС, которая и будет точкой росы.

2. Объяснить сущность психрометрического метода опреде­ления влажности воздуха.

Температура воздуха легко и достаточно точно может быть измерена термометрами или термопарами. Определив влажность воздуха и зная температуру, аналитически или с помощью d-I диаграммы находят все остальные параметры состояния воздуха.

В практике наиболее широко применяются следующие методы определения влажности воздуха: психрометрический, метод точки росы, гигроскопический и массовый, причем первый из них – самый распространенный.

Психрометрический метод основан на использовании прибора, называемого психрометром, который состоит из двух располо­женных рядом термометров. Один из термометров, обычный, называется сухим, измеряющим температуру t воздуха. Баллончик с расширяющейся жидкостью другого термометра обертывают легкой гигроскопической тканью, например батистом, в виде чехла, нижний конец которого опускают в сосуд с водой. Вода по чехлу, как по фитилю, поднимается к баллончику и по­стоянно смачивает его. Этот термометр называется влажным или мокрым и измеряет температуру воздуха по мокрому термометру tм ≤ t. Устройство простейшего психрометра Августа показано на рис. 1.

Рис. 1. Психрометр Августа: 1 – сухой термометр; 2 – дере­вянная панель; 3 – влажный (мокрый) термометр; 4 – чехол (ткань); 5 – сосуд с водой.

Остановимся кратко на понятии температуры tм. воздуха по мокрому термометру. Баллончик этого термометра обернут смо­ченной тканью. На испарение воды с ткани расходуется теплота парообразования, что приводит к понижению температуры влаж­ной ткани и постепенному снижению показаний мокрого термо­метра. Вследствие образующейся разности температур теплота от окружающего воздуха начинает поступать к влажной ткани. Температура мокрого термометра будет снижаться до такого значения, при котором количество скрытой теплоты, расходуемой тканью на испарение, станет равным количеству явной теплоты, отдаваемой воздухом ткани. Установившееся значение tм (темпе­ратуры мокрой ткани и слоя насыщенного воздуха около нее) называют температурой мокрого термометра для воздуха данного состояния. Этот процесс тепловлагообмена между воздухом и во­дой, т. е. насыщения воздуха, считается адиабатическим, так как воздух и вода обмениваются внутренним теплом без отвода или подвода его извне (вне системы воздух-вода).

В установившемся процессе адиабатического насыщения энталь­пия воздуха не изменяется, так как переходу от воздуха к воде вследствие разности температур (t – tм) явной (ощутимой) теплоты эквивалентен возврат скрытой теплоты (парообразования влаги, переходящей от воды к воздуху вследствие разности парциальных давлений водяных паров в насыщенном (над поверхностью воды) и ненасыщенном (измеряемом) воздухе). Это видно из выражения для энтальпии:

I = 1,0·t + 1,89·t·d + 2500·d,

в котором при адиабатическом насыщении воздуха первый член (явное теплосодержание) уменьшается, а третий (скрытая часть I) – увеличивается. Второй член этого уравнения практически остается постоянным, так как с уменьшением t увеличивается d.

Однако, идеаль­ный адиабатический процесс возможен только при tм = 0 °C (линии I = const и tм = const в d-l диаграмме совпадают только при tм = 0 °С). При tм > 0 °C энтальпия насы­щенного воздуха (у баллончика) будет больше энтальпии ненасы­щенного воздуха (вдали от баллончика термометра) на величину теплоты испарившейся воды 4,19·(dн – d)·tм, где dн– влагосодержание насыщенного воздуха, a d – влагосодержание ненасыщенного воздуха. Из-за малости величины 4,19·(dн – d)·tм практически этот процесс насыщения и считают адиабатическим, а энтальпию воздуха постоянной.

Таким образом, под температурой мокрого термометраследует понимать температуру, которую принимает воздух в результате его адиабатического насыщения (увлажнения). Разность показаний сухого и мокрого термометров (t – tм) называется психрометрической разностьюили депрессией мокрого термометра. Она тем больше, чем суше воздух, т. е. чем меньше его относи­тельная влажность.

По температуре t воздуха и психрометрической разности (t – tм) можно определить относительную влажность φ и остальные параметры воздуха. Для более простого определения φ составляют психрометрические таблицы, которые прилагаются к психрометрам и имеются в многочисленной специальной литературе.

Недостатком психрометра Августа является его сравнительно малая точность из-за существенного влияния радиационных при­токов (от окружающей среды и предметов) к незащищенному при­бору при недостаточной скорости воздуха около баллончика (движение создается только свободной конвекцией). Поэтому показа­ния мокрого термометра t‘мбудут несколько завышены в сравне­нии с истинной температурой tм. По данным Каррье, при нулевой скорости воздуха ошибка в определении (t – tм) достигает 14 %, а при скорости воздуха 0,8 м/с она уменьшается до 2 %.

Для повышения точности показаний мокрого термометра при­бегают к искусственному увеличению скорости воздуха около баллончиков психрометра и защите его от внешних теплопритоков (тепловых излучений). При скоростях воздуха около баллончиков 1,5…2 м/с ошибка в определении (t – tм) составляет менее 1 %. Объясняется это тем, что при повышенных скоростях воздуха кон­вективный приток теплоты, уравновешивающий потери теплоты в слое насыщенного воздуха около шарика термометра от испа­рения влаги, увеличивается и относительное влияние внеш­них (радиационных) теплопритоков значительно уменьшается. Удобным и достаточно точным прибором для определения влаж­ности воздуха служит аспирационный психрометр Ассмана (рис. 2). Оба термометра заключены в металлические трубки, через кото­рые специальным вентилятором с пружинным (заводным) или электрическим двигателем, смонтированным в верхней части при­бора, пропускается исследуемый воздух со скоростью 2,5…3,0 м/с. Поверхность трубок для защиты термометров от теплового облучения полирована и никелирована. В остальном аспирацион­ный психрометр устроен так же, как и психрометр Августа.

Рис. 2. Психрометр Ассмана.

Существуют также электрические психрометры, построенные по принципу электрического мостика сопротивления (сопротив­ление мокрого термометра меньше, чем сухого).

3. Рассчитать значение характеристик влажности воздуха (приведенных в пункте 1) по данным содержащимся в табл.

Если заданы температуры сухого (t) и смоченного (t/) термометров, то для расчета упругости водяного пара (е) ис­пользуется формула:

где Е' — максимальная упругость водяного пара при темпе­ратуре смоченного термометра, гПа; А — коэффициент, зависящий от скорости ветра (для станционного психрометра – А= 0,0008); Р — атмосферное давление, равное для всех вариантов

1000 гПа.

Относительная влажность воздуха (f) определяется по формуле:

где е – упругость водяного пара, мб; Е – упругость насыщенного водяного пара (максимальная упругость водяного пара), мб.

Дефицит насыщения (d) определяется по формуле:

d = E – e.

Абсолютная влажность (г/м³) воздуха (а) определяется по формуле:

где е – упругость водяного пара, мм рт. ст.; α – коэффициент объемного расширения воздуха (0,00366); t – температура сухого термометра, ^оС.

Задание 4

Задание 5

Задание 7

Рассчитать для своего варианта следующие климатические показатели:

1. гидротермический коэффициент (ГТК);

2. коэффициент континентальности (КК);

3. биоклиматический потенциал (БКП);

Бонитет климата (БК).

1. Гидротермический коэффициент рассчитывается по формуле:

где Σr – сумма осадков за период с температурой более 10^оС;

Σt>10^о – сумма температур более 10^оС

Сумма температур более 10^оС уже рассчитана в задании 2. Сумма осадков за период с температурой более 10^оС рассчитывается на основе определенных в задании 2 дат перехода температуры воздуха через 10^оС.

У нас были определены следующие даты: 3 мая и 23 сентября. Сумма осадков за период с температурой более 10^оС определяется следующим образом: сначала складываются помесячные суммы осадков за полные месяцы, вошедшие в данный интервал, а затем суммы осадков за неполные месяцы, вошедшие в данный интервал. Суммы за неполные месяцы определяются так – берется сумма осадков за этот месяц и делится на количество дней в месяце, а затем частное от деления умножается на количество дней в этом месяце, когда температура была более 10^оС.

Таким образом, =268 мм

2. Коэффициент континентальности (КК) рассчитывается по формуле:

где А – годовая амплитуда температуры воздуха, ^оС;

φ – широта места наблюдения (метеостанции).

Амплитуда годовой температуры воздуха рассчитывается следующим образом: из максимальной температуры вычитается минимальная температура, т.е. 19,4^оС – (-11,2^оС) = 30,6^оС.

3. Биоклиматический потенциал рассчитывается по формуле:

,

где Р – годовая сумма осадков (мм),

Σd – годовая сумма дефицитов насыщения воздуха (мб),

К_р – коэффициент биологической продуктивности,

Годовая сумма дефицитов насыщения воздуха определяется путем сложения всех месячных сумм дефицитов насыщения воздуха, последние определяются путем умножения значения среднемесячного дефицита насыщения воздуха на количество дней в данном месяце. Таким образом:

Σd=31×d_I+28×d_II+31×d_III+30×d_IY+31×d_Y+30×d_YI+31×d_YII+31×d_YIII+30×d_IX+31×d_X+30×d_XI+31×d_XII=31×0,4+28×0,5+31×0,8+30×3,4+31×7,6+30×9,3+31×8,6+31×8,0+30×4,9+31×2,0+30×0,7+31×0,4=12,4+14+24,8+102+235,6+279+266,6+248+147+62+21+12,4=1424,8

Годовая сумма осадков = 547 мм

Отсюда коэффициент увлажнения (КУ) будет равен 547/1424,8=0,38

Коэффициент биологической продуктивности ( ) будет равен –

1,5*lg(20*0,38)-0,21+0,63*0,38- = 1,21

Следовательно, биоклиматический потенциал будет равен –

(1,21*2338,7)/1000=2,83

4. Бонитет климата (БК) определяется по формуле:

БК = 55*2,83=155,65

Министерство сельского хозяйства Российской Федерации

ФГБОУ ВО

«Воронежский государственный аграрный университет имени

Императора Петра 1»

Кафедра плодоводства и овощеводства

Контрольная работа

По дисциплине

«Агрометереология»

Выполнил:студент 3 курса

заочного обучения

Направление: агрономии

Факультета агрономии,

Агрохимии и экологии

Чудинов А.

Шифр: 15533

Проверил: Мухортов С.Я.

Воронеж 2017

Задание 1

Дать определение радиационного баланса и его составляющих.

РАДИАЦИОННЫЙ БАЛАНС земной поверхности — остаточная радиация, количество лучевой энергии Солнца, преобразующееся на земной поверхности в другие виды энергии.

Разность между значениями лучистой энергии, поступающей к деятельному слою земной поверхности и уходящей от него, на­зывается радиационным балансом деятельного слоя. Уравнение радиационного баланса имеет следующий вид:

B=S^'+D-R_k-E_з+E_а,

где B-радиационный баланс, S' – прямая солнечная радиация, приходящая на горизонтальную поверхность, D – рассеянная солнечная радиация, R_k – отраженная радиация, E_з – излучение земной поверхности, E_а – встречное излучение атмосферы.

При положительном радиационном балансе (днем в теплое по­лугодие) деятельный слой поверхности Земли нагревается, при от­рицательном (ночью в холодное полугодие) — охлаждается.

Совокупность прямой и рассеянной солнечной радиации, по­ступающей в естественных условиях на горизонтальную земную поверхность, называется суммарной радиацией:

Q = S + D

Отношение отраженной части солнечной радиации R_k ко всей приходящей (суммарной) радиации Q называется отражатель­ной способностью деятельной поверхности, или альбедо (А):

А = (R_h /Q) • 100 %

Альбедо — безразмерная величина, характеризующая отража­тельную способность тела или поверхности (системы тел); выража­ется в процентах, т. е. это — процентное отношение интенсивности солнечной радиации, отраженной поверхностью, к интенсивности радиации, приходящей на данную поверхность. Альбедо всех поверх­ностей зависит от угла высоты солнца над горизонтом и характера деятельной поверхности.

Влажная поверхность почвы имеет меньшее альбедо, чем сухая. Под влиянием солнечной радиации различные участки почвы на­греваются неодинаково: влажная почва нагревается медленнее, чем сухая, оголенная — быстрее, чем покрытая растительностью. Тем­ные почвы нагреваются быстрее, чем светлые, глинистые медлен­нее, чем песчаные и супесчаные, и т. д.

Водная поверхность нагревается медленнее, чем поверхность почвы, поскольку теплоемкость воды в 3...4 раза больше теплоем­кости почвы. Но она и охлаждается медленнее, чем почва. С этим связаны более резкие колебания температуры поверхности почвы, чем водоемов, находящихся в идентичных условиях.

Альбедо различных естественных поверхностей

(по В. Л. Гаевскому и М. И. Будыко; А. А. Скворцову)

Поверхность	Альбедо, %	Поверхность	Альбедо, %
Свежий сухой снег	80-95	Свежая зеленая трава	Около 25
Мокрый (влажный) снег	60-70	Поля ржи и пшеницы	10-25
Загрязненный снег	40-50	Картофельное поле	15-25
Чернозем влажный	Около 8	Хлопковое поле	20-25
Чернозем сухой	Около 15	Луга с плотной растительностью	15-25
Сухая глинистая почва	20-35
Сухая песчаная почва	25-45	Сухая степь	20-30
Песок с растительностью		Хвойные леса	10-15
Вода (при самом высоком стоянии солнца)	6-10	Лиственные леса летом	15-20
Люцерна	19-23

2. Вычислить радиационный баланс. Конечный результат определяется по формуле:

где В_к – радиационный баланс, Вт/м²; S^/ – интенсивность прямой солнечной радиации, падающей на горизонтальную поверхность, Вт/м²; D – интенсивность рассеянной солнечной радиации, Вт/м²; Е_эф – эффективное излучение, Вт/м²; R_k — интенсивность отраженной радиации, Вт/м².

Определяем суммы за год прямой, рассеянной радиации и эффективного излучения:

Далее определяем среднегодовое значение альбедо:

После этого определяем годовое значение отраженной радиации по формуле:

Вычисляем значение радиационного баланса:

Задание 2