ментов и, наконец, расчеты с применением уже знакомого нам ко эффициента стаивания (§ 3 ,гл. VIII).
Е. Г. Поповым было установлено, |
что величины |
G' и R |
доста |
точно тесно связаны соответственно с |
(ѲЫакс — Ѳс . с ) |
н (Ѳ 0. с — |
Ѳм ин) , |
где ѲМа кс, Ѳс. с и Ѳмші — максимальная, |
средняя и минимальная тем |
пература воздуха за сутки, и что существует приближенная зависи мость е2оо = О,3502оо+ 4,11. Далее, используя уравнение теплового ба ланса (2.IX), формулу вида (4.ІХ) и приняв, что величины эффек тивного излучения за день и ночь равны и что Ѳп = 0, Попов получил
формулу |
|
Лт= 6 ,2 1(1 —г) (0Ш|СС0С. с) -0 ,2 3 (Ѳ, с- |
0МШІ) + |
—j—0,1 ^дн (0дн — 0,5)), |
(7.IX) |
где Іг-г — в миллиметрах слоя за 12 ч (с 7 до 19 ч); 0ДП= Ö 7 + 0 1 3 + 6lfl |
|
3 |
и Шин—--------7 ШіЗ--------”|~ Ші9(остальные обозначения прежние). |
Для расчета количества снега, растаявшего за ночную часть су ток (с 19 ч до 7 ч следующих суток), служит эта же формула, но без члена (1 — /') (Омане — Ѳс.с), так как прямую и рассеянную радиа цию за это время можно принять равной нулю; величины Ѳдн и ©ди заменяются Ѳночм и Допочн- В конце снеготаяния, когда площадь, покрытая снегом, становится небольшой, колебания температуры воздуха на протяжении суток возрастают вследствие прогрева по чвы. В результате расчет преувеличивает скорость таяния снега.
|
|
|
|
|
|
|
Чтобы уменьшить такие ошибки, |
предельная величина |
разности |
(бмакс — Ѳс.с) принимается |
в эти |
дни равной 4°С при сплошной |
облачности, 7° С при переменной и 10° С при ясной погоде, |
а пре |
дельная величина |
разности |
(0С. с — ѲМпн) составляет |
7° С. |
Вели |
чина /гт< 0 всегда |
приравнивается |
к нулю. Расчеты |
по |
формуле |
(7.IX) дают лучшие результаты для многоснежных районов и зим и худшие при малых запасах воды в снежном покрове; в последнем случае значительная часть снега нередко стаивает в первые же дни потепления, когда температура воздуха бывает положительной лишь около полудня. При пользовании данными четырехсрочных наблюдений станций точность расчета по формулам Е. Г. Попова лишь немного ниже, чем по формулам П. П. Кузьмина [формулы
(4.ІХ) — (6.IX) ].
Располагая материалами многолетних метеорологических наб людений по конкретной станции, можно вычислить средние дневные значения облачности (общей и нижней) и скорости ветра (по наб людениям за 7, 13 и 19 ч) за период таяния снега. Далее по данным наблюдений этой же станции находится связь между средними дневными значениями абсолютной влажности и температуры воз духа. Величины альбедо снега берутся близкие к приведенным выше. Приняв все эти величины за исходные, пользуясь установлен ной связью бди= /(0дп) и задаваясь разными значениями Ѳди и раз ными календарными датами, строят номограмму, пример которой приведен на рис. 119. ЕІомограмма используется для вычисления /гт
по Ѳдн. Таяние снега в ночные часы в этом случае не учитывается. Но оно, как отмечалось, обычно совсем незначительно.
Достаточно тесная зависимость между количеством стаявшего снега (в пересчете на слой воды s) и суммой положительных тем ператур воздуха (2]Ѳ+), очевидно, может быть лишь тогда, когда существует такая же зависимость между величиной положительного баланса тепла снежного покрова и этой суммой температур. Эта зависимость тем точнее, чем устойчивее из года в год тип погоды в период таяния и чем больше роль в стаивании снежного покрова турбулентного теплообмена. Согласно исследованиям, рассматри
ваемая зависимость достаточно |
точна |
для |
районов |
с многоснеж |
мм/сут |
ными зимами, примерно для тер |
|
ритории к северу от 54—55° ши |
|
роты. |
Зависимость имеет вид |
|
|
|
|
|
|
(8.IX) |
|
где |
k — коэффициент |
стаивания, |
|
равный в среднем 5 мм(сут-°С); |
|
Q _ |
07 + 013 + 019 |
|
|
|
4 |
|
3 |
' |
|
|
|
|
Расчеты интенсивности таяния |
|
снега по выражению |
|
|
|
|
|
Л, --kbл., |
(9.IX) |
|
конечно, менее точны, чем по ра |
Рис. 119. Номограмма для вычисле |
нее рассмотренным способам. Но |
часто |
они |
вполне |
|
приемлемы. |
ния интенсивности снеготаяния (в рай |
|
оне ст. Курск) по календарной дате |
Пользуясь прогнозом погоды, мо |
и температуре воздуха. |
жно |
с помощью |
коэффициента |
|
стаивания |
вычислять |
интенсив |
ность снеготаяния на несколько дней вперед. Это очень важно для прогнозов стока рек во время снеготаяния.
Р а с ч е т и н т е н с и в н о с т и с н е г о т а я н и я в лес у . Лес оказывает очень большое влияние на турбулентный тепло-влагооб- меи между тающим снежным покровом и атмосферой, а также на лучистый теплообмен. В период таяния снег в лесу получает неко торое количество тепла также от деревьев, в частности в результате поступления длинноволновой радиации от стволов и крон. Конечно, влияние леса на тепловой баланс снежного покрова не может рас сматриваться вне связи с его полнотой, составом пород, ярусностью и возрастом.
Было выполнено довольно много сравнительных исследований факторов теплообмена снежного покрова с окружающим простран ством на открытой местности и в лесу. Из них следует, что в хвой ных и лиственных лесах полнотой 0,7—1,0 скорость ветра во время снеготаяния меньше, чем на открытой местности соответственно в 5—10 и 3—5 раз. При таянии снега под полог таких лесов про
никает 0,15—0,35 и 0,4—0,5 суммарной радиации, поступающей на поверхность снега на открытой местности. Таким большим ослабле нием ветра и солнечной радиации, особенно прямой, в основном и обусловливается относительно низкая интенсивность снеготаяния в лесу при данных метеорологических условиях на открытой мест ности. Эффективное излучение в лесу понижено: в спелом довольно густом хвойном лесу (полнотой 0,6—0,8) оно составляет в среднем около 20% соответствующей величины в поле. В этом одна из при чин того, что ночью в период снеготаяния в лесу температура снега опускается ниже нуля рейсе, чем в поле, а величина (абсолютная) отрицательного теплового баланса бывает не только существенно меньше, но и вообще небольшой.
Расчет составляющих теплового баланса тающего снежного по крова и определение по уравнению (2.1X) интенсивности таяния снега в лесу возможны путем установления на основе эксперимен тальных данных коэффициентов перехода от рассчитанной вели чины каждой составляющей для снежного покрова на открытой го ризонтальной поверхности к ее величине в условиях леса с опреде ленными таксационными характеристиками. Но пока таких данных еще мало.
На практике расчет интенсивности снеготаяния в лесу произво дится по формуле (9.IX). Средние значения коэффициента стаивания составляют (в мм/(сут-°С): для густых хвойных лесов 1,5— 1,6, хвойных лесов полнотой 0,6—0,7 и густых смешанных 1,8—2,0 и для лиственных и изреженных хвойных 3—4.
Р а с ч е т и н т е н с и в н о с т и т а я н и я в г о р а х . Общая фи зическая сущность процесса таяния снега в горах такая же, как на равнине, а именно количество растаявшего снега определяется тем количеством тепла, которое получает снежный покров в результате его теплообмена с окружающей средой. Поэтому рассмотренные выше основы расчета интенсивности снеготаяния на равнине приме нимы и для горного района. Но для гор необходимо учитывать изме нение метеорологических факторов с высотой, крутизну и азимут склонов, а также степень закрытости горизонта соседними горными вершинами. Заметим, что превышение хребтов над долинами часто составляет несколько сотен метров и даже больше. Хотя учесть все это в принципе возможно, но для этого требуется исходная инфор мация, которой мы пока не располагаем.
На практике расчеты интенсивности снеготаяния в горах выпол няются по формуле (9.IX) — см. также § 3 гл. VIII. Значение коэф фициента стаивания для гор, не покрытых лесом, обычно лежит в пределах 4,5—5,5 мм (сут-°С), а для гор, покрытых густым сме шанным лесом, 2,0—2,2 мм/(сут-°С) (по данным наблюдений в го рах Сибири).
Отметим, что снежный покров в горах обычно бывает достаточно мощный и запас воды в нем нередко составляет больше 200—
500 мм. Поэтому таяние его длится |
довольно долго и часто проис |
ходит |
при температурах воздуха |
выше 4—5° С. Это способст |
вует |
повышению точности расчета интенсивности снеготаяния |
с помощью коэффициента стаивания, особенно если расчетный ин тервал времени составляет несколько суток.
Р а с ч е т п р и в е д е н н о й в е л н ч и н ы и н т е н с и в н о с т и
с н е г о т а я н и я . |
Как отмечалось, на равнине на |
открытой местно |
сти таяние снега |
продолжается от нескольких |
до 15—20 дней, |
а иногда и больше. Но период таяния при сплошном снежном по крове нередко бывает очень непродолжительным, особенно в райо нах с пересеченным рельефом и при малоснежной зиме. В степных районах проталины часто появляются уже на второй-третий день таяния. Правда, в северных районах проталины образуются после того, как стает довольно много снега. Однако и здесь период таяния несплошного снежного покрова обычно достаточно продолжителен. Следовательно, в задачу расчета интенсивности снеготаяния вхо дит также расчет динамики площади снеготаяния на данной мест ности, обусловленной появлением и ростом проталин. Как мы уже знаем, интенсивность снеготаяния /гт, умноженная на действитель
ную площадь снеготаяния |
(без учета проталин), |
называется приве |
денной (§ 3, гл. VII и рис. |
118) |
|
|
/К. пр=Ат/с- |
(10.ІХ) |
Основная причина того, что открытая (безлесная) местность освобождается от снежного покрова не сразу, а постепенно в ре зультате роста проталин (рис. 120), заключается в неравномерном залегании этого покрова. Неодинаковое таяние снега на разных формах рельефа оказывает в общем небольшое влияние. Необхо димо подчеркнуть, что с постепенностью освобождения местности от снега тесно связана динамика площади снеготаяния, а с ней, как увидим ниже, весь процесс формирования половодья на рассмат риваемых сравнительно небольших реках.
В настоящее время в расчете динамики площади, покрытой таю щим снегом, исходят из допущения об одинаковой интенсивности таяния на некоторой площади, которую для удобства последующего изложения будем называть единичной. Далее, за количественную характеристику пространственной неравномерности снежного по крова принимается интегральная кривая распределения запаса воды в снеге на единичной площади. Остановимся на построении этой кривой.
Под единичной площадью в данном случае понимается та ми нимальная площадь, на которой все формы рельефа представлены
всоотношениях, характерных для данного географического района. Можно считать, что это бывает уже на площади 10—20 км2. Нерав номерное залегание снежного покрова в основном обусловливается метелями и поземками. Имея упомянутую интегральную кривую, можно определить долю единичной площади, на которой запас воды
вснеге больше (или меньше) заданной величины.
Интегральная кривая строится по данным снегомерной съемки, охватывающей всю единичную площадь и насчитывающей несколько сотен измерений запаса воды в снеге в точках, размещенных по площади по принципу случайной выборки. На практике для этой
цели обычно используются данные маршрутных снегомерных съе мок на водосборах стоковых станций, которые производятся уже много лет. Берутся, конечно, съемки перед началом весеннего сне готаяния.
Исследования показали, что интегральные кривые за ряд лет, если запас воды в снеге в каждой точке измерения выражать в до-
Рис. 120. Несплошной смежный покров на одном из участ ков бассейна Оки до г. Орла во время весеннего снеготая ния 1 и 6 апреля, 1957 г. (аэрофотоснимки).
лях среднего запаса по съемке, в общем мало различаются. Это позволяет получить типовые кривые для каждого географического района с более или менее одинаковыми формами рельефа и усло виями формирования снежного покрова и с помощью этих кривых рассчитывать размер площади, покрытой тающим снегом. На рис. 121 приведена рассматриваемая кривая, относящаяся
