Vízügyi Közlemények, 1983 (65. évfolyam)
1. füzet - Rövidebb tanulmányok, közlemények, beszámolók
Konsztantinov párolgás számítási módszere és hazai alkalmazása 1 1 1 E = Q,Q16yoi ev (e„-e 2) [mm/h], (2) képletet alkalmazza. A képletben a már említettek mellett — y egy javítótényezö, amely a meteorológiai elemek függőleges változása természetes profiljának a logaritmikus szerinti közelítéstől való eltérését jellemzi, és/vagy a Л/'-számon keresztül határozható meg, vagy állandónak vehető fel, amint azt Konsztantinov is teszi. A párolgásnak, a párolgás intenzitásának a (2) képlet szerinti számításához végül is négy tényező szükséges, ebből három, a páranyomás gradiense (e 0 — e 2), a szélsebesség (v), és az érdességi tényező (zj,) explicite, a léghőmérsékleti gradiens az a e tényezőben implicite szerepel. így a (2) képlet egy függvény kifejtése. A párolgást (E) meghatározó négy tényező a rendszeres állomási mérésekből nem áll rendelkezésre. A gradiensekhez szükséges talajközeli léghőmérsékletet (í 0) és páranyomást az állomások nem észlelik, e gradienseket a speciális profilmérések idején rögzítik. A szélsebességeket csak a nap néhány időpontjában észlelik, amelyek alapján a széljárás napi menete nem határozható meg, emellett a Wild-féle szélzászlós mérések nem elegendően pontosak. Nincsenek mérések a térszín érdességi viszonyaira vonatkozóan sem. Konsztantinov vizsgálatának a középpontjában olyan empirikus összefüggések kidolgozása állott, amelyek lehetővé teszik, hogy e négy tényezőt csupán a meteorológiai állomásokon rendszeresen mért éghajlati adatokból is számítani lehessen. Ezen éghajlati adatok valamennyi tényező esetében a 2 m-es magasságban mért léghőmérsékleti (t 0) és páranyomás (e 2) adatok voltak. A léghőmérsékleti, ill. páranyomás gradiensek természetes környezetben végzett profilmérései azt mutatták, hogy a térszínhez közel eső rétegek függőleges hőmérsékleti és páranyomás gradiensei mindenekelőtt a felszínhez közeli szint léghőmérsékleti, ill. páranyomás értékétől függnek, ami abból adódik, hogy e magasságban ezen éghajlati jellemzők változása nagyobb mérvű, mint a 2 m-es szintben. Ebből várhatóan maguk a gradiensek is szorosabb kapcsolatot mutatnak a talajközeli szint hőmérsékleti, ill. páranyomás adataival, mint ugyanezen éghajlati tényezők 2 m-es magasságban mért értékeivel. Maguk a gradiensek a nap folyamán meghatározott törvényszerűségek szerint változnak. A Nap felkelte utáni reggeli, majd nappali órákban szuperadiabatikus állapot van, amikor is a talajközeli réteg hőmérséklete magasabb a 2 m-es szinten észleltnél. A térszín közeli réteg hőmérséklete, amely a napsugárzás intenzitásának a függvénye, nagyjából 13 órakor éri el a maximumát; ezzel szemben a légrétegek 2 m-es szintjén a hőmérsékleti maximum tekintettel a turbulens hőkicserélődés folyamatának tehetetlenségére — mintegy 2 3 órával később van. E tehetetlenség jól megfigyelhető felhőzet esetén. A felhő okozta árnyék megjelenése után a talajfelszín és a közvetlen közelében lévő légréteg hőmérséklete élesen lecsökken és viszonylag alacsony marad az árnyék átvonulása alatt. A levegő hőmérséklete a felhő okozta árnyékoláskor gyakorlatilag változatlan és csak egy bizonyos idő után csökken, amikor a felszín, ill. felszín közeli légréteg-hőmérséklet csökkenése átterjed a 2 m-es szintre is. Az esti és éjszakai órákban a felszín közeli réteg hőmérséklete lecsökken és ekkor a 2 m-es magasságban van magasabb hőmérséklet, azaz a nap ezen szakában az inverziós állapot túlsúlya a jellemző. Hasonlóan, bár némileg bonyolultabban alakul a páranyomás gradiensének a napi járása. A felszín közvetlen közelében lévő szinten és a 2 m-es szinten mért hőmérséklet (ill. páranyomás) napi meneteiben fáziskülönbség van, éspedig olymódon, hogy a 2 m-es szint hőmérsékletének (ill. a páranyomásnak) a menetét leíró időfüggvény jobbra tolódik el a felszín E = A(e о - e 2), Uo ~ hl v, z' 0] (3)
