familiepsykologi 

Hva er temperaturen på snøen? Faktorer som påvirker valg av salve Hva er kaldere snø eller luft

På skivoksing for profesjonelle mange faktorer tas i betraktning:

  • Klassifisering av temperatur, fuktighet, snø.
  • Snøfriksjonens natur.
  • Vind og mer.

Smøring av ski for å glide: parafiner, pulver, akseleratorer.

Temperatur, fuktighet, klassifisering og friksjon av snø

Temperatur angitt på pakningen av parafin eller salve er lufttemperaturen. Det anbefales å ta lufttemperaturmålinger på flere punkter langs ruten. Det er også nødvendig å vite temperaturen på snøen, men her er det viktig å huske at snøtemperaturen ikke overstiger 0 grader. I dette tilfellet bør du fokusere på lufttemperaturen.

Luftfuktighet- bruken av mange salver eller parafiner avhenger direkte av fuktighetsnivået. Konkurranser kan foregå i et område med en gjennomsnittlig luftfuktighet på opptil 50 %, med en luftfuktighet på 50-80 %, eller fuktig klima fra 80 til 100 %.

Snøklassifisering
For valg av parafiner og salver er typen snøkrystaller viktig. Fallende eller nyfalt snø er den mest kritiske situasjonen for skismøring. Skarpe krystaller av nyfallen snø krever parafinvoks eller salve som holder krystallene ute av smøremiddellaget. Ved positive lufttemperaturer, når metningen av snø med vann øker hele tiden, er det nødvendig med vannavstøtende salver. I tillegg, avhengig av kornstørrelsen på snøen, er det nødvendig å rulle større eller mindre spor på glideflaten:

  • Finkornet snø, skarpe krystaller krever smale, grunnere riller.
  • Eldre, bedervet snø ved moderate vintertemperaturer krever middels rilling.
  • Vann og store, runde snøkrystaller krever store riller.
  • Nysnø - Fallende og nyfalt snø preget av relativt skarpe krystaller og krever en hard salve.
  • Frossen kornet snø, hvis våt snø fryser, så får vi snø preget av grovt korn med partikler av frossent vann, bruk av klister som jord er nødvendig.

Friksjonen til snø ved smøring av racingski er delt inn i:

  • Våtfriksjon av snø - Ved positiv temperatur.
  • Mellomfriksjon - Temperaturer fra ca. 0°C til -12°C. Friksjon med slipfraksjon avhengig av temperatur.
  • Tørrfriksjon - Temperaturer fra ca -12°C og under. Når temperaturen synker, avtar tykkelsen på smørevannsfilmene inntil deres effekt på snøfriksjonen blir helt umerkelig.

Vind

Vind kan enkelt endre overflaten på snøen. På vindblåst snø har skiene en tendens til å gli dårlig. Dette er fordi snøpartiklene brytes opp i mindre som gnis mot hverandre, noe som resulterer i en tettere snø. Høyere overflatetetthet øker kontaktflaten mellom ski og snø, noe som fører til høyere friksjon.

  • Atmosfæren og snøforholdene er i stadig endring. Snø under påvirkning atmosfæriske fenomener kan varmes eller avkjøles.
  • Vannlogging av luften forårsaker kondens på overflaten av snøen, noe som resulterer i frigjøring av latent varme, og det blir nødvendig å bruke en varmere salve enn det som ville vært nødvendig, basert på temperaturen alene.
  • I tørt vær skjer den omvendte prosessen, og tar bort varme fra snølaget, noe som krever bruk av hardere salver enn det som er diktert av lufttemperaturen.
  • Nødvendig parafinsmeltepunkt: på nivået 120 grader, for å oppnå det, må jernet varmes opp til 150 grader
  • Parafin varmes opp ved å presse flere parafinstaver stablet sammen mot den varme overflaten av jernet.
  • Etter plasseringen av den smeltede delen av parafinen på glideoverflaten, varmes den opp og får avkjøles.
  • Fjern deretter overflødig parafin med en skarp plastskrape og fullfør arbeidet med passende børster.

Parafiner for lave temperaturer bør påføres på samme måte, men overflødig voks må fjernes umiddelbart, uten å la skien avkjøles. Ellers vil overflødig parafin flises av når den fjernes. Etter at skien er avkjølt, fjernes parafinrestene med en skarp plastskrape og overflaten behandles med stive nylonbørster.

Påføring av pulver

  • Før påføring av pudderet må skiens overflate vokses i henhold til snø- og værforholdene.
  • Dryss et tynt lag med pulver på glideflaten og varm opp med et strykejern (en gang).
  • Stryketemperatur ca. 150°C - oppvarmingstemperatur for salven fra 110°C til 120°
  • La deretter overflaten avkjøles og børst den deretter med en heste hår og rengjør med en myk nylonpoleringsbørste

Påføringsmetode for tørt pulver- ved å gni den inn i skioverflaten med en ren syntetisk kork. Deretter følger overflatebehandling med en hestehårbørste og en myk blå nylonpoleringsbørste.

Snø dannes ved lave temperaturer og fuktighet som små iskrystaller i atmosfæren.

Når disse bittesmå krystallene kolliderer, slutter de seg til hverandre i skyene og blir til snøflak. Hvis nok krystaller kobles til hverandre, blir de tunge og faller til bakken.

Ved hvilken temperatur dannes snø?

Nedbøren faller som snø når lufttemperaturen er under 2°C. Det er en myte om at temperaturen må være under null for at det skal dannes snø. Faktisk faller de tyngste snøfnuggene allerede ved temperaturer mellom 0 og 2°C. Nedfallssnø begynner å smelte når temperaturen kommer over 0 °C, men så snart smelteprosessen inntreffer, begynner lufttemperaturen i området der snøen faller å synke.

Hvis temperaturen er over 2 °C, begynner snøflakene å smelte og falle, mest sannsynlig i form av våt snø, snarere enn i form av vanlig snø. Og hvis temperaturen ikke synker, så i stedet for det vil snø regn.

Våt snø vs tørr snø

Størrelsen og formen på snøfnugg avhenger av antall krystaller som er gruppert sammen, og dette bestemmes igjen av lufttemperaturen. Snøfnugg som passerer gjennom tørr kald luft når de faller vil være små, smuldrende snøfall som ikke fester seg til hverandre. Denne tørre snøen er perfekt for vinterutsikt sport, men under vindforhold er det mer sannsynlig at den sklir.

Når temperaturen er litt over 0 °C begynner snøfnuggene å smelte rundt kantene, og fester seg dermed til hverandre og blir til store tunge snøflak. snøflak. Dette danner våt snø, som fester seg lett og som du kan lage en snømann av.

Snøfnugg

Snøfnugg er flere iskrystaller som kan ha ulike former og utsikt, inkludert prismer, sekskantede plater og stjerner. Hvert snøfnugg er unikt, men siden de kobles til hverandre i et sekskantet mønster, har de alltid seks sider.

Ved lave temperaturer dannes små snøflak med en enkel struktur. Ved høyere temperaturer kan hvert snøfnugg dannes av et stort antall krystaller (stjerneformede snøfnugg), og de kan være flere centimeter i diameter.

Den første snøen gir alltid glede for både barn og voksne. Og i de påfølgende dagene etterlater nedfallet av disse nedbøren ingen likegyldig. Barn kaster snøballer på hverandre, bygger eventyrslott, voksne går på ski. Men var det noen som tenkte på spørsmålene: «Hva bestemmer snøens fuktighetsinnhold? Hvorfor på noen dager kan du lage en snøball, og på andre - snøen blir smuldrende og vil ikke forville seg inn i en ball på noen dag? Men svaret ligger på overflaten: alt avhenger av fuktigheten og temperaturen i luften og jorda under snøen. Men hva er disse indikatorene avhengige av?

Jordtemperatur under snø.

Snø er en god varmeisolator stor innflytelse for å beskytte jorda mot frysing. Og jo løsere snøen er, desto sterkere vil jordbeskyttelsen være mot effekten av lave temperaturer. Men denne verdien er ikke entydig, og en indikator kan avvike fra en annen, ikke bare fra avstanden til regionene, men også innenfor samme region eller distrikt og avhenger av temperaturen på bakkedekket på tidspunktet for snøfall. Hvis snøen faller på dypfrossen jord, og høyden på snødekket ikke er stor, vil temperaturen på jorda under snøen, på overflaten, og temperaturen på luften over den være nesten identisk. På samme tid, hvis snødybden i disse områdene når 15-20 cm, vil forskjellen mellom temperaturen på jorda og snøoverflaten være 6-8 grader; mens jordoverflaten blir varmere. På den annen side, hvis snø faller på ufrossen bakke, og dybden på snødekket er stor nok, vil temperaturen på bakken under snøen være omtrent fra null til -0,5 grader. Dette antyder at snø, som en dårlig varmeleder, som reflekterer solens ultrafiolette stråler, pålitelig beskytter det øverste laget av jorden mot avkjøling. Samtidig kan jordoverflaten ikke ha en positiv temperatur, siden snøen i dette tilfellet vil smelte ved kontakt med bakken.

Forskernes eksperimenter har vist at ved en lufttemperatur på -25 ... -28 grader og en snødekkehøyde på 25 - 30 cm, faller ikke jordens temperatur under -10 grader, og på en dybde på 35 - 40 grader. cm - under -5 grader. Samtidig, ved en lufttemperatur på -45 gr. og en snødybde på opptil 1,50 m, og forutsatt at snøen er ganske løs, faller ikke jordtemperaturen under -8 gr. Dette beviser nok en gang at snø, som et pålitelig skjold, dekker jorden fra å fryse.

Hva er varmere - snø eller luft?

Temperaturen på snødekket avhenger både av tykkelsen og temperaturen på luften over det, så vel som av jordens temperatur. Jorden, akkumulerer varme om sommeren, avkjøles sakte med begynnelsen av kaldt vær. Snø, som en utmerket varmeisolator, som dekker bakken, beholder denne varmen selv i de mest alvorlige frostene. Derfor avhenger temperaturen på snøen av tykkelsen på snøen "spredning" og temperaturen på luften over den. Hvis snøen dekket bakken med 10-15 cm, vil temperaturen og lufttemperaturen være nesten den samme. I tilfelle snø faller ned til 120 - 150 cm dyp, kan temperaturforskjellen endres både direkte i selve snødekket og i forhold til lufttemperaturen. Snøen på toppen vil være kaldere enn på jordens overflate, siden den tar varme fra den, begynner å varme seg selv. Samtidig påvirker frostig luft overflaten av snøen og avkjøler den. Derfor, i en dybde på omtrent 45-50 cm, vil temperaturen være høyere enn på overflaten med omtrent 1,5 - 2 gram, og nær bakken - med 4-6 gram. I dette tilfellet vil lufttemperaturen i en avstand på opptil 1 m være den samme som temperaturen på snødekket. Samtidig, i en høyde på 1,50 m og over, vil dette tallet være betydelig lavere.


I følge eksperimenter fra forskere avhenger temperaturen på luften, så vel som snø, også av tidspunktet på dagen. Ved å observere studiene konkluderte de med at de fleste varme snø (-0,5 gr.) er observert på dagtid fra 13:00 til 15:00, og den laveste (-10) fra 02:00 til 03:00. I samme periode steg lufttemperaturen på dagtid til +6 grader, og om natten falt den til -15 grader. Dermed kan vi konkludere med at snøtemperaturen styres av tre indikatorer - lufttemperatur, snødybde og jordtemperatur. Etter å ha studert disse indikatorene, er det mulig å lage prognoser i mange sektorer av nasjonaløkonomien.

Snøens påvirkning på miljøet.

Snø, som dekker bakken, holder den varm, beskytter jorda mot frysing. Og dette er en veldig viktig faktor i utgangspunktet for Jordbruk og først og fremst for bevaring av vintervekster. Korn sådd om høsten og spiret under et snødekke tåler rolig selv alvorlig frost, mens på steder der det ikke er snø, og frost binder jorden, fryser de ut. Det samme skjer med hageplanter. I snøfrie vintre fryser jorda, noe som bidrar til sprekkdannelse og frysing av røttene, "brenner" på barken på trærne.


Samtidig kan plutselige temperaturendringer ha negativ innvirkning på både naturen og menneskelige aktiviteter. Så, med en timelig endring i lufttemperaturen fra + til -, begynner snøen å smelte ved positive temperaturer, og deretter, når den synker, fryser den, noe som bidrar til utseendet til en frossen skorpe. Nast kompliserer bruken av vinterbeite. Smeltevann vasker bort det fruktbare laget av jorden, noe som ofte fører til jorderosjon. De samler seg i lavlandet og bidrar til bløtlegging av vinteravlinger. Men nå har folk lært seg å kontrollere snønivået. Så, i områder der det er lite snø, plasseres spesielle skjold på feltene som fanger snø. Og på steder hvor det samler seg mye smeltevann bryter dreneringskanaler gjennom.

Og likevel, til tross for alle de negative faktorene, er vi alltid fornøyd med disse hvite, fluffy stjernene. Igjen og igjen, med et smil, følger vi barna som stiger ned på slede fra snøras, gjør vakre bilder snødekte trær, sammen med barna skulpturerer vi en snømann. Og le, le, le...

Effekt av snødekt overflate på lufttemperatur

En rekke kjente gartnere kontaktet meg på telefon med en forespørsel om å snakke om effekten av snødekke på lufttemperaturen over den. De motiverte sin forespørsel med strømmen nok tøff vinter. Mine kolleger i hovedjobben min henvendte seg til meg med samme forespørsel, etter at jeg i lang tid måtte forklare dem hva mekanismen for lufttemperaturendringer i forskjellige høyder fra snøoverflaten er. Egentlig min artikkel om dette emnet allerede publisert i USA (nr. 7/2004), og jeg henviste alle interesserte til denne artikkelen. Men forespørsler om å publisere en slik artikkel på nytt var veldig insisterende. Og jeg bestemte meg for at det faktisk allerede har gått seks år siden den første publikasjonen, mange nye gartnere har dukket opp, og vintrene bringer stadig uventede overraskelser hvert år, og gjenutskriften av denne artikkelen vil være veldig nyttig for de fleste gartnere. Derfor, nedenfor, med mindre endringer, er denne artikkelen skrevet ut på nytt.

Forskning fra spesialister bemerket en spesiell variasjon i temperatur på snøoverflaten og nær den i luften sammenlignet med lufttemperaturen i en høyde på 1-1,5 m. frukttrær i mange regioner i Russland og tidligere union, inkludert Sverdlovsk-regionen vår.

Om natten avkjøles overflaten av snøen og de tilstøtende luftlagene mye sterkere (i gjennomsnitt med 5-9 ° C) enn de overliggende. Utover dagen stiger temperaturen til positiv. I luften i en høyde på 50-100 cm er dette fenomenet praktisk talt ikke observert. Skarpe svingninger i temperaturen til snølag av luft og plantevev som ligger her, er forårsaket av en rekke omstendigheter: de spesielle termiske egenskapene til snø, eksponering for solen, tilstanden til atmosfæren og plantene selv. Snø mister varme til stråling, spesielt om natten i rolig, klart vær (langbølget strålingskoeffisient for nyfalt snø er 0,82, for bedervet snø er 0,89). Alvorlige og langvarige frost i Sibir, Ural og til og med Ukraina observeres nettopp under slike forhold. Den svært ru overflaten på snøen bidrar også til store varmetap. Økt lufttørrhet om vinteren i Sibir og Ural fører til store tap snø for fordampning, noe som forårsaker et ytterligere betydelig varmeforbruk. I tillegg er avkjøling av snølag med luft også assosiert med opphør av varme fra dybden av jorda. Snø, som en dårlig varmeleder, bryter varmevekslingen mellom jord og luft. Som et resultat er overflaten veldig avkjølt, selv om små negative temperaturer (-5...-12°C) observeres i den.

En økning i temperaturen i de øvre snøhorisontene og nesten-snøluftlagene i løpet av dagen er assosiert med solstråling (kortbølgeabsorpsjonskoeffisienten for nyfalt snø er 0,13, og for bedervet snø er 0,33). En del av solinnstrålingen trenger gjennom snøtykkelsen og varmer den opp. Dette forenkles av grener av frukt- og bærplanter, som trenger inn i det i alle retninger. De varmes opp til positive temperaturer kl negative temperaturer et hår. Snø på dagtid i januar-februar tiner rundt grenene ved natttemperaturer på snøoverflaten opp til -40 ° C, noe som i stor grad tilrettelegges av de såkalte drivhusene rundt grenene. Isskorpen i begynnelsen dannes rundt grenene, så vokser den, sender fritt lysstråler og hindrer termisk stråling fra grener og snø ut i atmosfæren. Som et resultat, under isoverflaten i snøen, oppvarmes plantevev til høye positive temperaturer, og deres vitale aktivitet begynner, og om natten avkjøles de til svært lave temperaturer. Slike skarpe svingninger manifesteres oftest i andre halvdel av vinteren, noe som forårsaker barkens død - "forbrenning".

Sterk avkjøling av snølagene av luft avhenger av de klimatiske egenskapene til regionen, vinter og vær. Nedkjøling av snølag med luft observeres faktisk i alle områder der det er etablert et permanent snødekke. Imidlertid er frekvensen og intensiteten langt fra den samme i forskjellige områder. I den europeiske delen av Russland er avkjøling mindre vanlig og forskjellen i temperaturer i øvre og nedre luftlag er mindre (ikke mer enn 3-5°C). Bare i Volga-regionen når temperaturforskjeller på snøoverflaten store verdier, noe som forårsaker betydelig vevsskade på snøgrensen, spesielt i unge trær. Skarpheten av svingningene øker betydelig i Ural, i Vest-Sibir og når hans den største verdien i Øst-Sibir og på Langt øst på grunn av overvekt av rolig skyfritt tørt antisyklonvær uten tiner.

De laveste temperaturene på snøoverflaten observeres oftest i snørike vintre. Etter kraftige snøfall på lang tid klart, rolig vær, bidrar til økt nedkjøling av snølagene med luft. For eksempel, i Sverdlovsk-regionen, var det vintrene 1966-67, 1968-69, 1978-79, 1984-85. I vintre med lite snø er svingningene på snøoverflaten også store, men de observeres ved lavere absolutte minimumstemperaturer, og plantene blir nesten ikke skadet. I andre halvdel av vinteren svinger temperaturen på snøoverflaten sterkest. På denne tiden er det vanligvis rolig, klart, tørt frostvær i Ural, og i sjeldnere år er januar-mars preget av kraftige snøstormer, snøfall og høy luftfuktighet. I november-desember er det som regel vind, økt overskyet og kraftig nedbør, noe som ikke bidrar til avkjøling av snøoverflaten. Mindre nedkjøling av snølag med luft i det første vintermånedene Andre årsaker bidrar også, spesielt den lave snødybden og den fortsatt svake avkjølingen av jorda. Varmen fra den kommer til snøens øvre horisont, siden dens lille høyde ennå ikke forhindrer inntrengning av varme. Men til tross for det ovennevnte, er det noen sjeldne vintre (for eksempel vinteren 1998-99 med en temperatur på omtrent -30 ° C i luften, observert 10.-12. november), når tidlig, ikke spesielt lav, kort - termiske fall i temperatur er observert på snøoverflaten, forårsaker betydelig skade på planter og i deres konsekvenser er ikke mye dårligere enn vinteren.

Den mest skadelige effekten på planter utøves ikke så mye ved å senke temperaturene som av hastigheten på deres manifestasjon i løpet av dagen. Observasjoner viser at om morgenen er temperaturen på snøen lavest, men ved 10-tiden, når solstråler berører overflaten, stiger den og holdes på dette nivået til solnedgang, hvoretter den avtar kraftig og synker til de laveste grensene ved 22:00, hvoretter avkjølingen av snøoverflaten avtar og de overliggende luftlagene begynner å avkjøles. Vanligvis observeres temperaturøkningen på snøoverflaten fra 08:00 til 14:00, og en nedgang - fra 14:00 til 20:00, mens oppvarmingen av plantevev er mer intens enn den påfølgende avkjølingen om kvelden. Tinehastigheten er av avgjørende betydning for overlevelsen av vev fra fruktplanter. Sterk frysing av plantevev i snølag av luft er også assosiert med varigheten av eksponering for lave temperaturer. For eksempel, i en av observasjonene, ble lave kritiske temperaturer på snøoverflaten opprettholdt i 5-6 timer i løpet av dagen, mens i en høyde på 50 cm - bare ikke mer enn 1 time. Således forårsaker skarpe temperatursvingninger på snøoverflaten, avhengig av tiden og varigheten av deres manifestasjon, så vel som plantens tilstand, ulike skader på vev (sprekker av bark og tre, solbrenthet av bark og tre, skade på tre). ), som ofte fører til døden av individuelle grener og stamme. , og noen ganger hele den overjordiske delen av kronen over snødekket.

For en bedre forståelse av funksjonene ved etablering av snødekte lufttemperaturer og i en eller annen form for innflytelse på dem, ønsker jeg å fortsette mer detaljert i populær form vurdere mekanismen til dette fenomenet. Jorden mottar som kjent energi gjennom solstråling (bølgelengde 0,3-2,2 mikron), og tapet av energi ut i rommet skjer på grunn av langbølget stråling (bølgelengde 6-100 mikron). Snødekkets høye reflektivitetsegenskaper endres så raskt med bølgelengden at snøen ved lengre bølgelengder viser seg å være en dårlig reflektor, men en god emitter. Selv om en betydelig del av den langbølgede strålingen som sendes ut av den snødekte jordoverflaten går tilbake til den på grunn av absorpsjon og utslipp fra atmosfæren, går en betydelig del av den (omtrent 20%) tapt i verdensrommet. Hvis disse tapene ikke kompenseres for ved tilførsel av energi fra andre kilder, kommer den resulterende effekten til uttrykk i en reduksjon i lufttemperatur, spesielt i de nedre lagene av atmosfæren. Temperaturprofilen til luft utsatt for strålingskjøling i lang tid er preget av en svært lav overflatetemperatur.

En region hvor intens strålingskjøling observeres i Russland, som et resultat av dette luftmasser preget av svært lave overflatetemperaturer, lett vind og klar himmel er Sibir. Når den sibirske antisyklonen fanger Ural-sonen, er slike temperaturer ofte satt i vår region.

I henhold til reglene for strålevarmeoverføring er mengden varme som frigjøres fra overflaten av snøen under stråling direkte proporsjonal med emissiviteten til snøoverflaten, dens areal, samt temperaturforskjellen mellom denne overflaten og luftlagene i kontakt med det. Den snødekte overflaten, dannet av akkumulering av mange individuelle snøflak og individuelle forskjellige blokker som består av dem, er en ekstremt ru overflate. I tillegg er selve snøfnuggene (atmosfæriske og snøkrystaller) også ekstremt grove formasjoner. Det totale arealet av en slik overflate viser seg å være mye større enn området begrenset bare av lengden og bredden på overflaten. Ruheten og det totale arealet av den snødekte overflaten øker spesielt sterkt når den dannes av nyfallen snø.

På fig. Figur 2 viser endringen i emissiviteten til legemer med en ru (1) og glatt overflate (2) avhengig av strålingsvinkelen (A. Machkashi, L. Bankhidi "Radiant Heating", Moskva, Stroyizdat, 1985). Fra fig. 2 kan det sees at emissiviteten til ru overflater er mye større enn for glatte overflater. I tillegg avtar emissiviteten til grove overflater langsommere når strålingsvinkelen nærmer seg 75–90° enn for glatte overflater. Det vil si at jo grovere strålingsoverflaten er, desto større emissivitet og større strålingsvinkel. Og tatt i betraktning økningen i dette tilfellet til den maksimalt mulige og mest utstrålende overflaten, kan vi også snakke om maksimalt mulig varmetapet ved denne utstrålende overflaten.

Hvor kommer varmen som forbrukes i strålingsprosessen fra? Denne varmen hentes fra snølagene ved siden av overflaten. Men snødekket, på grunn av innholdet av en betydelig mengde luft i det, har gode varmeisolasjonsegenskaper. Derfor strekker de negative temperaturene til de nesten snølag av luft seg til en liten dybde. Det er fra disse snølagene at varmen som brukes på stråling frigjøres. På fig. Figur 3 viser avhengigheten av dempingen av døgntemperatursvingninger med dybden i snølaget, hentet fra "Snow Handbook", Leningrad, Gidrometeoizdat, 1986. Fra fig. 3 viser at allerede på en dybde på 40 cm er amplituden til daglige svingninger i snøtemperaturen helt fraværende, og på en dybde på 20 cm er den ubetydelig. Derfor kan omtrent et snølag 20 cm tykt betraktes som ansvarlig for frigjøring av varme brukt på stråling. Riktignok når du står lenge kraftig frost amplituden til daglige temperatursvingninger vil være fraværende ved en dybde som er noe større enn 40 cm, men i dette tilfellet, for et grovt estimat, kan et snølag på 20 cm betraktes som ansvarlig for frigjøring av varme brukt på stråling.

Den spesifikke varmekapasiteten til snø er 2,115 kJ/kg°C. Det vil si at når 2,115 kJ varme tas bort fra 1 kg snø for stråling fra snøoverflaten, bør temperaturen minke med 1°C. Men tettheten av snø er veldig lav (nyfallen snø har 50-300, snø komprimert av vinden - 150-400, firn - 450-700 kg / m3). Derfor blir dette 20-cm snølaget ved siden av snøoverflaten, med lav masse i volum, tvunget til å avkjøles med en stor mengde grader for å kompensere for varmen brukt på stråling. Varmen inne i det 20 cm store snølaget overføres til overflaten ved ledningsvarmeoverføring. De største varmetapene ved stråling og den største reduksjonen i temperaturen til snø og snølag av luft, som allerede nevnt ovenfor, skjer på klare, stille, rolige netter med en snøoverflate dannet av nyfallen snø, minst 40 cm tykk, ekskluderer varme fra bakken.

Når man vurderer egenskapene til dannelsen av nær-snølufttemperaturer og temperaturen på snøoverflaten, ble dens jevne overflate tatt i betraktning. Imidlertid er det forskjellige uregelmessigheter i skogen, i marken og i hagen, og snø avsettes ujevnt om vinteren på grunn av dem. La oss prøve å vurdere hvordan slike snødekte høyder påvirker temperaturen på snøoverflaten og temperaturen til snølagene med luft på toppene deres.

På fig. 4 vises for eksempel to snøstrukturer: den ene med en rund flat overflate med radius r og en varmeavgivende lagtykkelse på 20 cm, den andre med en sfærisk overflate med radius r med en sfærisk varmeavgivende lagtykkelse på 20 cm (for klarhetens skyld, begge strukturer ikke en fjerdedel er vist). En sammenligning av disse strukturene viser at overflatearealet til sfæren til den andre strukturen er 2 ganger større enn den flate overflaten til den første strukturen. La oss prøve å estimere forholdet mellom volumet av et 20 cm snølag som er involvert i levering av varme til snøoverflaten for stråling. I den første strukturen er dette volumet konstant og forholdet mellom dette volumet og den utstrålende overflaten er konstant. I den andre strukturen avhenger dette volumet av sfærens radius, og den minste oppnås ved små radier av sfæren. Forholdet mellom dette volumet og den tilsvarende overflaten av kulen viser seg også å være avhengig av kulens radius. Sammenligning av forholdet mellom 20 cm snølaget og strålingsoverflaten for den første og andre strukturen viste at for den andre sfæriske strukturen ved r=0,5 m var den 35 % mindre enn for den første flate strukturen med samme radius r , ved r = 1,0 m - 18,5 % mindre, ved r = 1,5 m - 14,5 % mindre, ved r = 2,0 m - 10 % mindre.

Med en sfærisk snøstruktur inneholder således et snølag på 20 cm et mindre snøvolum, som brukes til å overføre varme fra en bestemt snøoverflate til stråling enn det samme snølaget med en flat struktur med samme overflate. I tillegg viser ruheten og overflatearealet til sfæren til en slik snøstruktur seg å være mye større enn for en flat snøoverflate tilsvarende i geometriske dimensjoner. Av dette følger manifestasjonen av en større avkjøling av snøoverflaten og nesten snølag av luft på toppen av en slik sfærisk snøstruktur enn på en flat snøoverflate. En slik reduksjon i lufttemperaturen på toppen av snøstrukturer observeres bare på rolige netter. Nyfallen løs snø bidrar også til dette, og forsinker strømmen av kaldere luft fra toppene.

Observasjoner av lufttemperatur på snødekte åser i Sibir, i den europeiske delen av Russland og en rekke andre steder har vist at disse temperaturene faktisk er flere grader lavere på klare, rolige netter enn på en flat snøoverflate. I Sibir, ifølge observasjonene til GV Vasilchenko, når forskjellen mellom disse temperaturene 2-4 °C. Det samme kan vurderes for vår region. En slik etablering av negative temperaturer, større på høyder enn på en flat snøoverflate, krever en svært forsiktig holdning til bakke av trær og busker med snø. Vi må alltid huske og vurdere: vil bakkeplanter med snø være til nytte for dem? Hilling planter med snø bidrar til gunstig klimatiske forhold deres deler og samtidig forverres temperaturforhold på grensen til snøen til deres ubakkede deler. Under disse forholdene er det tilrådelig å bakke plantene helt opp. Men slik bakkelegging av store planter er ikke gjennomførbart i praksis. I tillegg, med en stor bakke, er det mulig for planter å varme opp og ikke fullføre hvileperioden, noe som påvirker veksten om våren og fruktdannelsen.

Gitt alt det ovennevnte, må amatørgartnere være klar over og ta hensyn til muligheten for å redusere lufttemperaturen på en flat snøoverflate med 5-9 ° C, og på toppen av åser og snøfonner med 8-12 ° C sammenlignet med til lufttemperaturen i en høyde på 1-1, 5 m fra disse snødekte overflatene uansett vinter. For å utelukke påvirkningen av disse ekstreme temperaturene, bør alle lavharde hageplanter bøyes til bakken og dekkes helt med snø. Hageplanter som overvintrer i åpen form - standard epletrær, plommer, kirsebær, aprikoser, søtfrukt fjellaske, hagtorn med stor frukt - bør dyrkes på svært vinterharde standardformere, pode kultivarer til en høyde på ca. 1,5 m. Det utføres ingen bakkelegging av slike planter med snø. Ved bakkekjøring hageplanter med gjennomsnittlig vinterhardhet, dyrket i åpen form, streber de etter å fullstendig spunde bunnen av kronen med grengafler for å bevare den om vinteren og gjenopprette fra den, i tilfelle frysing, deler av kronen som ligger over snøen dekke. For dette formål, når du danner kronen på et tre, bør det gis en lav plassering av basen. Unge frukttrær podet inn i rothalsen, hvis vinterhardhet alltid er mindre enn voksne frukttrær, må bakkes til høyest mulig høyde. Men for å unngå muligheten for å varme opp og ikke passere hvileperioden, bør diameteren på snøbakken være liten. Modne frukttrær med en høy base av skjelettgrener er også bedre å ikke bakke opp, siden den døde delen av barken under er tykkere og har gode varmeisolerende egenskaper. Når levende vev er beskyttet når slike trær er bakket med snø, nærmer sonen med ekstreme snødekte temperaturer gaflene til bunnen av skjelettgrenene til kronen, som er mest sårbare for slike temperaturer. Kronene på alle lavtvoksende frukttrær, selv uten å bakke dem med snø, bare med sin naturlige snøoverføring, faller inn i sonene med ekstreme snøtemperaturer og i mer samtidig er de utsatt for frysing enn kronene til høye frukttrær. Av denne grunn, under våre forhold, bør det ikke være lovende å dyrke dverg-, søyleformede og buskete frukttrær i åpen form. Disse trærne bør dyrkes i skiferform.

V. N. Shalamov

(Ural gartner)

Det er slett ikke tilfeldig at de fleste naturlige snøskred går ned under eller rett etter snøfall, siden snømassen ikke tåler en betydelig mengde nysnø som faller i løpet av kort tid i skråningen. Været, enda mer enn andre faktorer, påvirker stabiliteten til snødekket ved å endre balansen mellom vedheftskreftene og belastningen. La oss se hvordan nedbør, vind og lufttemperatur påvirker denne likevekten.

Nedbør (type, mengde, varighet, intensitet)

Effekten av nedbør er å øke vekten av snømassen, og derav belastningen på den. Nytt snøfall eller regn, spesielt kraftig regn, kan gjøre snøen ekstremt ustabil. En viktig forskjell mellom disse to nedbørstypene er at nysnø kan øke styrken på snømassen ved å binde den til en viss grad. Regnværet tilfører vekt uten å tilføre styrke til lagene. I tillegg svekker det holdekreftene, og ødelegger bindingene mellom snøkorn og mellom snølag. Mens våt snø kan være ekstremt ustabil, når den først fryser, kan den også være sterk og stabil. Regnvåte lag blir til isskorper, og hjelper til med å lodde strukturen til snømassen. Imidlertid dannes disse skorpene tilfeldig i lagene og på overflaten. Spesielt glatte danner en utmerket seng for et fremtidig snøskred.

Hvordan nysnø er relatert til gammel snø er like viktig som type og nedbørmengde. Som en generell regel fremmer grove, uregelmessige og ujevne gropoverflater sterkere trekkraft ved å fungere som naturlige forankringer enn glatte overflater. For eksempel kan et tynt lag med ukonsolidert (ubundet) snø som ligger over en veldig glatt islinse danne en veldig stor skredsone etter at ny snø faller.

Det er ikke noe entydig svar på spørsmålet om hvor mye snø som er nok til å forårsake ustabilitet og påfølgende snøskred. Ved noen snøfall kan det falle mer enn 60 cm nysnø og det oppstår praktisk talt ikke snøskred, under andre faller det 10 cm og det er stor skredfare. Dette avhenger delvis av bindingsegenskapene til nyfallen snø og styrken til lagene i snøpakken. Men som regel kommer snøskred ned under påvirkning av en ekstra belastning fra en stor mengde snø som har falt eller båret av vinden.

Snømassens reaksjon på belastningen avhenger i stor grad av vekten av den falt snø og akkumuleringshastigheten. Ved kraftig snøfall (fra 2 cm/t) reagerer snømassen øyeblikkelig på den kritiske massen av nyfalt snø, da den ikke tåler denne belastningen. Ofte, med en slik intensitet av snøakkumulering, faller 90 % av snøskred under et snøfall eller innen et døgn etter det. Men skredperioden vedvarer i ytterligere 2-3 dager, avhengig av prosessene som skjer inne i snømassen. Det er som å strekke en strikk til den ryker. Den sakte voksende snøpakken reagerer gradvis på endringer ved å plastisk flyte, bøye og deformere, selv om kollaps fortsatt kan forekomme, spesielt hvis det er svake lag i de underliggende horisontene. Jo raskere snøakkumulering, jo raskere vil snømassen reagere på tilleggsvekten. Under de samme forholdene er det mer sannsynlig at 50 cm ny snø som faller på 10 timer skaper en kritisk situasjon enn 50 cm snø som faller innen 3 dager. Legg til faktoren vind, temperaturendringer og oppgaven blir mye mer komplisert.

Temperatur (snø- og lufttemperatur, direkte og reflektert solstråling, gradienter)

Endringer i snøtemperaturen kan påvirke stabiliteten betydelig. Disse endringene er i sin tur hovedsakelig assosiert med endringer i lufttemperatur, direkte solstråling (direkte mottatt fra solen) og reflektert stråling (fra jordens overflate i atmosfæren). Lufttemperaturen overføres til snømassen ved turbulent varmeoverføringsledning (fra korn til korn) og ved konveksjon (fra fri luftstrøm). Som et resultat av denne prosessen kan overflaten av snøen varmes eller avkjøles betydelig.

Intensiteten til solstrålingen som når jordoverflaten avhenger av breddegrad, tid på døgnet og sesong, eksponering for skråninger og skydekke. Selv om bare en liten mengde termisk energi absorberes av snøoverflaten, er betydelig oppvarming mulig. Snø utstråler også varme veldig effektivt og kan i klart frostvær kjøle seg ned til temperaturer som er mye lavere enn lufttemperaturen. Denne strålingen fra overflaten kan motvirkes av motstråling fra et varmt skylag i overskyet vær.

Betydningen av slike prosesser ligger i det faktum at temperaturen på snøen påvirker endringshastigheten i snømassen, som karakteriserer stabiliteten til snødekket i skråningen.

Jo varmere snøtykkelsen er, desto raskere skjer endringene inne i den. Varm snøtykkelse (varmere enn 4°C) legger seg vanligvis raskt, og blir tettere og sterkere. Etter hvert som den komprimeres, blir den mer motstandsdyktig mot ytterligere innsynkning. I kalde snøpakker varer ustabile snøforhold lenger fordi krympings- og komprimeringsprosessene bremses. Ceteris paribus, jo kaldere snølaget er, desto langsommere blir krympingsprosessen.

En annen temperatureffekt er at snøpakken kan svekkes over tid dersom det er betydelig forskjell i temperaturen i de enkelte lagene. For eksempel mellom isolert varm snø på dybden og kaldere lag nær overflaten. Temperaturforskjellen under visse forhold bidrar til at det dannes svake lag forårsaket av temperaturgradienten, spesielt i løs snø. Veldefinerte snøkrystaller dannet som et resultat av gradientmetamorfose (under påvirkning av temperaturforskjeller) kalles dyp rimfrost (dyp frost) eller sukkersnø. Et slikt lag på ethvert stadium av dannelsen utgjør en alvorlig trussel mot stabiliteten til snømassen i skråningen.

Endringen i lufttemperatur under snøfall har også veldig viktig, da det påvirker tilkoblingen til lag. Snøfall som starter "kaldt" og deretter gradvis "varmes opp" er mer sannsynlig å utløse et snøskred enn snøfall som varm snø legger seg på en varm overflate. Den luftige kaldsnøen som faller i begynnelsen av et snøfall, binder seg ofte dårlig til den gamle snøoverflaten og er ikke sterk nok til å støtte den tettere våte snøen som faller oppå den.

Virkningen av solstråling kan være todelt. Moderat oppvarming av snøtykkelsen bidrar til styrke og stabilitet på grunn av svinn. Intens plutselig oppvarming, som hovedsakelig skjer om våren, gjør imidlertid de øvre snølagene våte og tunge og svekker båndet mellom snøkorn. Et snøskred kan komme ned skråningen som var stabil om morgenen.

Direkte sollys er ikke den eneste faren. Svake lag vedvarer lenger i skyggefulle bakker, hvor snøtykkelsen ikke er like komprimert som i den opplyste skråningen, og hvor dannelsen av dyp frost ofte forsterkes ved avkjøling (avkjøling) av snøoverflaten.

Perioder med klart frostvær bidrar til at det dannes frost på snøoverflaten. Disse lyse finnede krystallene kan danne tynne, veldig svake lag i snømassen, som dekkes av påfølgende snøfall og snøstormer.


Slike forhold favoriserer også fremveksten av en temperaturgradient og dannelsen av dyp frost i de nedre lagene.

I varmt og overskyet vær kan snøen varmes opp, noe som bidrar til at den legger seg og stivner. Selv om slike perioder kan bidra til større snøstabilitet i skråningen, oppstår det fortsatt snøskred under oppvarmingen, spesielt når denne oppvarmingen er rask og markant. Enhver rask, vedvarende temperaturøkning etter en lang periode kaldt vær fører til ustabilitet og bør bemerkes som «tipp av naturen».

Vind (retning, hastighet, varighet)

Når snø faller uten vind i bakker med en bratthet på mindre enn 50°, uansett orientering, dannes det et snødekke med omtrent samme høyde, men tykkelsen på dekket vil være mindre i brattere bakker enn i slake bakker.

Vindretningen og hastigheten under et snøfall er av stor betydning, fordi disse indikatorene bestemmer hvilke bakker snøen samler seg eller transporteres til. Ved vindstyrker på 7−10 m/s forblir som regel mesteparten av snøen i vindhellingen. Hvis vinden blåser mer enn 10 m/s, overføres snøen til lebakken og legger seg rett bak ryggen. Jo sterkere vinden er, jo lenger nedover skråningen samler snøen seg. I mønedelene, på relieffets skarpe avsatser, dannes det snøgesimser. Å være en god indikator på de dominerende vindretningene i området. Takfotskollaps er ofte årsaken til større snøskred i den snøkledde skråningen i le.


En økning i vind forårsaker en generell snøstorm, som dramatisk endrer forholdene for dannelse av snødekke, avhengig av de lokale orografiske egenskapene til fjelloverflaten. Betydelig omfordeling av snø i snødekket skjer ved lave snøstormer, som ofte oppstår en tid etter at snøfallet har stoppet. Vinden løfter tidligere nedfallen løs snø opp i luften og transporterer den til et annet sted, og danner kompakte, ofte godt sammensveisede lag som fungerer som egnet materiale for dannelse av snøheller.

Når snøen driver, kan det skapes en veldig stor heterogenitet av snødekket på grunn av omfordelingen av tidligere avsatt snø, dens blåsing på positive landformer og dannelsen av store slag i forsenkninger og formasjoner av snøgesimser. På en ujevn overflate av jorden med små landformer jevner snøstormoverføringen ut uregelmessighetene og gjør dem knapt merkbare på snødekket. I nærheten av hindringer forårsaker snøtransport at det dannes snøfonner kompleks form. Tettheten av snødekke etter en blåsende snøstorm øker betydelig og kan nå 400 kg/m 3 .

Snøakkumulering på sideskråninger oppstår når vinden blåser på tvers av skråningen, og transporterer snø fra venstre til høyre (eller omvendt) på lesiden av ryggene eller ryggene som deler skråningen.

Legg merke til at mens lebakkene blir mer ustabile på grunn av snøoverbelastning, avtar trykket i vindbakkene ettersom snøen blåser bort. Av denne grunn er vindbakker ofte egnet for ruter. Men husk at en endring i vinden i fjellet er en vanlig foreteelse. Bakkene mot vinden i dag kan ha vært lastet med snø i går da de lå i le.

Vindhastigheten som kreves for å transportere snø avhenger delvis av typen snøoverflate. For eksempel kan 20 cm løs, ubundet nysnø under påvirkning av vindstyrker på 10–15 m/s danne et ustabilt snødekke i løpet av et par timer. En gammel skive med vindkomprimert snø er relativt stabil og løsner sjelden bortsett fra når den blir støtt. eksterne faktorer. En god indikator på vindkomprimert snø er sastrugi på snøoverflaten.

Høyde over havet. Temperatur, vind og nedbør endres betydelig med høyden. Typiske forskjeller er regn i bunnen og snø på toppen (det er en snøgrense mellom de to), eller forskjeller i nedbør og vindhastighet. Anta aldri at forholdene på ett kontrollsted vil gjenspeile situasjonen i en annen høyde!

Konklusjoner:

Eksempler på typiske værforhold som bidrar til ustabiliteten til snødekket i skråningen

— Et stort nummer av snø faller i løpet av kort tid;

— Mye regn;

Betydelig vindtransport av snø

Langvarig kald og klar periode, etterfulgt av kraftig snøfall eller snøstorm. Det bidrar til fremveksten av en temperaturgradient inne i snømassen og dannelsen av dyp frost, og påfølgende snøfall bidrar til dannelsen av en kritisk masse;

Snøfall er i utgangspunktet "kaldt", deretter "varmt";

Temperaturendringer:

Rask oppvarming (over 0°C) på dagtid Fører til en kritisk økning i skredfare!

Gradvis (moderat) oppvarmingsfortykning, økt binding mellom lag redusert fare!

Nedbremsing i frostvær (bevaring) eksisterende fare og prosesser inne i snømassen!

Lange perioder (mer enn 24 timer) med temperaturer nær eller over 0°C

Intens solstråling Skråninger som er utsatt for solen lengst på ettermiddagen kan være farlige!

Oppsummert kan vi si at været er arkitekten bak snøskred og som sådan trekker det en plan for å endre stabiliteten til snødekket. Ved å forutse virkningene av værforhold, og matche ulike variasjoner med strukturen til snøpakken, kan du øke sikkerheten betraktelig når du reiser gjennom skredområder.