Поверхность, непосредственно нагреваемую солнечными лучами и отдающую тепло нижележащим слоям и воздуху, называют деятельной поверхностью
. Температура деятельной поверхности, ее величина и изменение (суточный и годовой ход) определяются тепловым балансом.
Максимальное значение почти всех составляющих теплового баланса наблюдается в околополуденные часы. Исключением является максимум теплообмена в почве, приходящийся на утренние часы. Максимальные амплитуды суточного хода составляющих теплового баланса отмечаются в летнее время, минимальные - зимой.
В суточном ходе температуры сухой и лишенной растительности поверхности в ясный день максимум наступает после 13 часов, а минимум - около момента восхода Солнца. Облачность нарушает правильный ход температуры поверхности и вызывает смещение моментов максимума и минимума. Большое влияние на температуру поверхности оказывают ее влажность и растительный покров.
Дневные максимумы температуры поверхности могут составлять +80° и более (на юге России +75°). Суточные колебания достигают 40°. Их величина зависит от времени года, облачности, тепловых свойств поверхности, ее цвета, шероховатости, от растительного покрова, а также от экспозиции склонов.
Годовой ход температуры деятельного слоя различен на разных широтах. Максимум температуры поверхности в средних и высоких широтах обычно наблюдается в июле, минимум - в январе. Амплитуды годовых колебаний температуры деятельной поверхности в низких широтах очень малы, в средних широтах на суше они достигают 30°. На годовые колебания температуры поверхности в умеренных и высоких широтах сильно влияет снежный покров.
Распространение тепла в почвогрунте зависит от ряда его свойств, и прежде всего от теплоемкости и теплопроводности. Получая одинаковое количество солнечного тепла, почвогрунт нагревается тем медленнее, чем больше его объемная темплоемкость.
Объемная теплоемкость пород, слагающих сушу, примерно в два раза меньше теплоемкости воды. Теплоемкость воды - 1, кварца - 0,517, глины - 0,676, воздуха - 0,0003.
Передача тепла от слоя к слою регулируется теплопроводностью. Большинство пород имеет малую теплопроводность в (кал)см*сек град.):
Теплопроводность воды - 0,00129 кал/см*сек*град., воздуха - 0,000056.
На передачу тепла от слоя к слою затрачивается время, и сроки наступления максимальных и минимальных в течение суток температур запаздывают на каждые 10 см примерно на 3 часа. Если на поверхности наивысшая температура была около 13 часов, на глубине 10 см максимум температуры наступит около 16, а на глубине 20 см - около 19 часов и т. д.
При последовательном нагревании нижележащих слоев от вышележащих каждый слой поглощает некоторое количество тепла. Чем глубже слой, тем меньше тепла он получает и тем слабее в нем колебания температуры. Амплитуды суточных колебаний температуры с глубиной уменьшаются на каждые 15 см в два раза. Это значит, что если на поверхности амплитуда равна 16°, то на глубине 15 см она составляет 8°, а на глубине 30 см - 4°. При этом периоды колебания температуры остаются неизменными на всех глубинах. В среднем на глубине около 1 м суточные колебания температуры почвы затухают. Слой, в котором эти колебания практически прекращаются, называется слоем постоянной суточной температуры.
Чем больше период колебания температуры, тем глубже распространяются эти колебания. В средних широтах слой постоянной годовой температуры находится на глубине 19-20 м, в высоких широтах - на глубине 25 м. В тропических широтах годовые амплитуды температуры невелики и слой постоянной годовой амплитуды расположен на глубине всего 5-10 м.
Моменты наступления максимальных и минимальных в течение года температур запаздывают в среднем на 20-30 суток на каждый метр. Таким образом, если наименьшая температура на поверхности наблюдалась в январе, на глубине 2 м она наступает в начале марта.
Наблюдения показывают, что температура в слое постоянной годовой температуры близка к средней годовой температуре воздуха над поверхностью. Слой почвогрунта, расположенный над слоем постоянной годовой температуры и испытывающий ее годовые колебания, называется деятельным слоем.
Вода, обладая большей теплоемкостью и меньшей теплопроводностью, чем суша, медленнее нагревается и медленнее отдает тепло. Солнечные лучи, падающие на водную поверхность, частью поглощаются самым верхним слоем воды, а частью проникают на значительную глубину, нагревая непосредственно некоторый ее слой. Подвижность воды делает возможным. перенос тепла. Вследствие турбулентного перемешивания воды передача тепла вглубь происходит в 1000-10 000 раз быстрее, чем путем теплопроводности. При остывании поверхностных слоев возникает тепловая конвекция, сопровождающаяся перемешиванием воды.
Суточные колебания температуры на поверхности Океана в высоких широтах всего 0,1°, в умеренных - 0,4°, в тропических - 0,5°. Глубина проникновения этих колебаний - 15-20 м. Годовые амплитуды температуры на поверхности Океана - от 2° в тропических широтах до 0,8° - в умеренных. Годовые колебания температуры проникают на глубину 200-300 м.
Моменты максимумов температуры водоемов запаздывают по сравнению с сушей. Максимум наступает около 15-16 часов, минимум - через 2-3 часа после восхода Солнца. Годовой максимум температуры на поверхности Океана в северном полушарии приходится на август, минимум - на февраль.
Лекция 4
ТЕМПЕРАТУРНЫЙ РЕЖИМ ПОЧВЫ
Лучистая энергия в деятельном слое преобразуется в тепловую. При положительном радиационном балансе (днем, летом) часть этого тепла затрачивается на нагревание деятельного слоя, часть - на нагревание приземного воздуха, растений, а часть - на испарение воды с почвы и растений. Когда радиационный баланс отрицательный (ночью, зимой), затраты тепла, связанные с эффективным излучением деятельной поверхности, компенсируются приходом тепла из деятельного слоя, от воздуха, часть тепла выделяется при конденсации (сублимации) водяного пара на деятельной поверхности. Этот приход и расход энергии на деятельной поверхности выражаются уравнением теплового баланса:
В=А+Р+LЕ
где В - радиационный баланс деятельной поверхности; А - поток тепла между деятельной поверхностью и нижележащими слоями; Р - поток тепла между поверхностью и приземным слоем воздуха; LЕ - поток тепла, связанный с фазовыми преобразованиями воды (испарение - конденсация).
Другие составляющие теплового баланса земной поверхности (потоки тепла от энергии ветра, приливов, от выпадающих осадков, расход энергии на фотосинтез и др.) значительно меньше указанных ранее членов баланса, поэтому их можно не принимать во внимание.
Смысл уравнения заключается в уравновешивании радиационного баланса земной поверхности нерадиационной передачей тепла.
Суточный и годовой ход температуры поверхности почвы
Из того, что тепловой баланс земной поверхности равен нулю, не следует, что температура поверхности не меняется. Когда передача тепла направлена вниз (+А), то значительная часть тепла, приходящая к поверхности сверху, остается в деятельном слое. Температура этого слоя, а следовательно, и деятельной поверхности при этом возрастают. Напротив, при передаче тепла через земную поверхность снизу вверх (-А) тепло в атмосферу уходит прежде всего из деятельного слоя, вследствие чего температура поверхности понижается.
Дневное нагревание и ночное охлаждение поверхности почвы вызывают суточные колебания ее температуры. Суточный ход температуры имеет обычно по одному максимуму и минимуму. Минимум температуры поверхности почвы при ясной погоде наблюдается перед восходом Солнца, когда радиационный баланс еще отрицателен, а обмен теплом между воздухом и почвой незначителен. С восходом Солнца, по мере увеличения радиационного баланса, температура поверхности почвы возрастает. Максимум температуры наблюдается около 13 ч, затем температура начинает понижаться.
В отдельные дни указанный суточный ход температуры почвы нарушается под влиянием облачности, осадков и других факторов. При этом максимум и минимум могут смещаться на другое время.
Разность между максимумом и минимумом в суточном или годовом ходе называется амплитудой хода температуры .
На амплитуду суточного хода температуры поверхности почвы влияют следующие факторы:
время года : летом амплитуда наибольшая, зимой - наименьшая;
географическая широта : амплитуда связана с полуденной высотой Солнца, которая возрастает в направлении от полюса к экватору, поэтому в полярных районах амплитуда незначительна, а в тропических пустынях, где к тому же велико эффективное излучение, она достигает 50...60 0С;
рельеф местности : по сравнению с равниной южные склоны нагреваются сильнее, северные - слабее, а западные - несколько сильнее восточных, соответственно изменяется и амплитуда;
растительный и снежный покров : амплитуда суточного хода под этими покровами меньше, чем при их отсутствии, так как они уменьшают нагрев и охлаждение поверхности почвы;
цвет почвы : амплитуда суточного хода температуры поверхности темных почв больше, чем светлых, поскольку поглощение и излучение радиации у первых больше, чем у вторых;
состояние поверхности : рыхлые почвы имеют большую амплитуду, чем плотные; в плотных почвах поглощенное тепло распространяется вглубь, а в рыхлых остается в верхнем слое, поэтому последние больше нагреваются;
влажность почвы : на поверхности влажных почв амплитуда меньше, чем на поверхности сухих; во влажных почвах поглощенное тепло, как и в плотных почвах, распространяется вглубь, а часть тепла затрачивается на испарение, вследствие этого они меньше нагреваются, чем сухие;
облачность : в пасмурную погоду амплитуда значительно меньше, чем в ясную, так как облачность уменьшает дневной прогрев и ночное охлаждение деятельной поверхности.
Годовой ход температуры поверхности почвы определяется различным приходом солнечной радиации в течение года.
Наименьшие температуры на поверхности почвы обычно наблюдаются в январе - феврале, наибольшие - в июле или августе.
На амплитуду годового хода температуры поверхности почвы влияют те же факторы, что и на амплитуду суточного хода, за исключением широты места. Амплитуда годового хода в отличие от суточного возрастает с увеличением широты.
Теплофизические характеристики почвы
Между поверхностью почвы и ее нижележащими слоями происходит непрерывный обмен теплом. Передача тепла в почву осуществляется главным образом за счет молекулярной теплопроводности.
Нагревание и охлаждение почвы в основном зависят от ее теплофизических характеристик: теплоемкости и теплопроводности.
Теплоемкость - количество тепла, необходимое для повышения температуры почвы на 1 °С. Различают удельную и объемную теплоемкость.
Удельной теплоемкостью (С уд ) называют количество тепла, необходимое для нагревания 1 кг почвы на 1 °С.
Объемной теплоемкостью (С об ) называют количество тепла, необходимое для нагревания 1 м3 почвы на 1° С.
Способность почвы передавать тепло от слоя к слою называют теплопроводностью .
Мерой теплопроводности почвы служит коэффициент теплопроводности , который численно равен количеству тепла, Дж, проходящего за 1 с через основание столба почвы сечением 1 м² и высотой 1 м.
Коэффициент теплопроводности почвы зависит главным образом от соотношения содержания в ней воздуха и воды .
Теплофизические характеристики почвы также зависят от её плотности . С уменьшением плотности теплоемкость и теплопроводность сухих почв снижаются. Поэтому разрыхленные почвы в пахотном слое днем теплее, чем плотные, а ночью холоднее. Кроме того, разрыхленная почва имеет большую удельную поверхность, чем плотная, и поэтому днем поглощает больше радиации, а ночью интенсивнее излучает тепло.
Измерение температуры и глубины промерзания почвы
Для измерения температуры почвы применяют жидкостные (ртутные, спиртовые, толуоловые), термоэлектрические, электротермометры сопротивления и деформационные термометры.
Срочный термометр ТМ-3, ртутный, используют для измерения температуры поверхности почвы в данный момент (срок).
Максимальный термометр ТМ-1, ртутный, служит для измерения наивысшей температуры поверхности за период между сроками наблюдений.
Максимальный термометр отличается от срочного тем, что в канал капилляра непосредственно около резервуара входит тонкий штифтик, впаянный в дно резервуара. В результате этого в месте сужения происходит разрыв ртути, и таким образом фиксируется максимальное значение температуры за данный промежуток времени.
Минимальный термометр ТМ-2, спиртовой, применяют для измерения самой низкой температуры поверхности почвы за период между сроками наблюдений. Особенность устройства этого термометра заключается в том, что внутрь капилляра закладывается маленький из темного стекла штифтик. При понижении температуры поверхностная пленка мениска движется в сторону резервуара и перемещает за собой штифтик. При повышении температуры спирт, расширяясь, свободно обтекает штифтик. Последний остается на месте, указывая удаленным от резервуара концом минимальную температуру между сроками наблюдений.
Коленчатые термометры (Савинова) ТМ-5, ртутные, предназначены для измерения температуры почвы в теплый период на глубинах 5, 10, 15 и 20 см.
Термометр-щуп АМ-6, толуоловый, используют для походных измерений температуры почвы на глубинах 3...40 см.
Транзисторный электротермометр ТЭТ-2 применяют для измерения температуры пахотного слоя в теплый период. Им можно измерять и температуру в буртах корнеплодов, картофеля, в зерновой массе в засеках.
Трость агронома ПИТТ-1 предназначена для измерения температуры пахотного слоя и замера глубины вспашки. Принцип его действия основан на измерении омического сопротивления в зависимости от температуры.
Вытяжные термометры ТПВ-50, ртутные, предназначены для измерений температуры почвы на глубинах 20...320 см в течение года. Их можно также использовать в хозяйствах для измерения температуры в буртах, силосных ямах и т. п.
В последнее время получили развитие методы бесконтактного определения температуры поверхности почвы со спутников, самолетов и вертолетов, позволяющие получать осредненные значения температуры для значительных участков земной поверхности.
Мерзлотомер АМ-21 применяют для измерения глубины промерзания почвы. Этот прибор состоит из эбонитовой трубки, на верхней части которой нанесены деления в сантиметрах для определения высоты снежного покрова. В эту трубку помещают резиновую трубку с делениями через 1 см, заполненную дистиллированной водой.
Температуру по Международной практической шкале измеряют в градусах Цельсия (°С). Градус по этой шкале составляет 1/100 интервала между точками таяния льда (0 °С) и кипения воды (100 °С).
Значение температуры почвы для растений
Одним из важнейших факторов жизни растения является температура почвы. Прорастание семян, развитие корневой системы, жизнедеятельность почвенной микрофлоры, усвоение корнями продуктов минерального питания и др. в большой степени зависят от температуры почвы. С повышением температуры почвы все эти процессы активизируются. Значительное понижение температуры почвы приводит к гибели посевов озимых зерновых культур, многолетних трав и плодовых деревьев.
Семена большинства сельскохозяйственных культур в средней полосе прорастают при температуре 3...5 °С, а такие, как рис, хлопчатник и др., требуют значительно более высоких температур - 13...15 °С.
С повышением температуры почвы до оптимальной скорость прорастания семян возрастает, что обусловливает сокращение продолжительности периода от посева до появления всходов.
Температурный режим почвы непосредственно влияет на скорость роста корневой системы. При пониженных и повышенных температурах показатели роста ухудшаются.
После появления всходов температура почвы не теряет своего значения для растений. Они лучше растут и развиваются, если их корни находятся в среде с несколько пониженной (на 5...10 °С) температурой по сравнению с надземными органами.
Температура почвы оказывает большое влияние на жизнедеятельность микроорганизмов и, следовательно, на обеспеченность растений элементами минерального питания, скорость разложения органического вещества, синтез гуминовых веществ и т. д.
Температурный режим определяет накопление подвижных питательных веществ в почве. Воздействуя на скорость движения воды и растворимых солей, температура влияет на темпы поступления питательных веществ в растения из почвы и внесенных удобрений. При невысоких температурах (8...10 °С) снижается, например, поступление в корни и передвижение из корней в надземные органы азота, ослабляется его расход на образование органических азотных соединений. При более низких температурах (5...6 °С и ниже) поглощение корнями азота и фосфора резко уменьшается. Снижается при этом и поглощение калия.
Тесно связаны с температурным режимом почвы также распространение и вредоносность болезней и вредителей сельскохозяйственных растений. У ряда теплолюбивых культур (кукуруза, хлопчатник) болезни проростков и повреждение семян плесенью проявляются при низких температурах (в холодные вёсны), когда термические условия неблагоприятны для растений.
Вредители растений, личинки которых находятся в почве, в зависимости от температуры могут принести больший или меньший вред.
В течение суток поверхность почвы непрерывно, разными способами теряет либо поглощает тепло. Через земную поверхность тепло передается вверх (в атмосферу) и вниз (в почву). На поверхность почвы поступает суммарная радиация и встречное излучение атмосферы, а так же тепло поступает путем турбулентной теплопроводности. Теми же способами земная поверхность излучает тепло в атмосферу. Приходящее тепло распределяется в тонком верхнем слое, который сильно нагревается. На поверхности почвы температура при отдаче тепла падает быстро: тепло, накопленное в тонком верхнем слое, быстро из него уходит без восполнения снизу.
Рис.№1 График суточного хода температуры поверхности почвы
Алгебраическая сумма всех приходов и расходов тепла на земной поверхности должна быть равно нулю, однако это не значит, что температура поверхности почвы не меняется. Если передача тепла направлена вниз, то тепло из атмосферы остается в деятельном слое почвы, что приводит к увеличению его температуры. При передаче в атмосферу, тепло уходит из деятельного слоя, понижая тем самым его температуру.
Температура поверхности в течение имеет свой максимум, который проявляется в 13-14ч, и минимум, наблюдающийся через полчаса после восхода солнца. В нашем случае (рис.№1) происходит именно так: наименьшая температура поверхности 19°С приходится на 6ч утра – время, примерно после восхода летний период. В это время отдача тепла из верхнего слоя почвы эффективным излучением уравновешивается возросшим притоком суммарной радиации, вследствие чего радиационный баланс поверхности почвы становится равным нулю; а нерадиационный баланс незначителен. Потом температура постепенно растет до своего наибольшего значения в местный полдень. Радиационный баланс остается положительным до вечера, однако можно заметить, что температура поверхности почвы падает. Это связано с увеличившимися теплопроводностью и испарением воды.
Максимальные температуры на поверхности почвы обычно выше, чем в воздухе, поскольку днем солнечная радиация нагревает почву, а уже от неё нагревается воздух. Это видно на исследуемом случае: максимум температуры поверхности почвы (49°С) выше, чем максимум температуры воздуха (32,8°С) в этот же день. Ночные минимумы, наоборот, на поверхности почвы ниже, чем в воздухе, так как прежде почва выхолаживается эффективным излучением, а от нее охлаждается воздух. 19 августа минимум температуры поверхности почвы составлял 19°С, а минимум температуры воздуха – 21,2°С.
Исследования проводились в августе, поэтому разница между суточным максимумом и суточным минимумом – суточная амплитуда температуры – в исследуемом случае достаточно высока (30оС). Солнечная радиация у земной поверхности велика днем, а ночью наблюдается эффективное излучение. Следовательно, судя по большой амплитуде, день был безоблачным.
Температура на поверхности почвы имеет суточный ход. Минимум ее наблюдается примерно через полчаса после восхода солнца. К этому времени радиационный баланс поверхности почвы становится равным нулю – отдача тепла из верхнего слоя почвы эффективным излучением уравновешивается возросшим притоком суммарной радиации. Нерадиационный обмен тепла в это время незначителен.
Затем температура на поверхности почвы растет до 13–14 ч и достигает максимума в суточном ходе. После этого начинается падение температуры. Радиационный баланс в послеполуденные часы и до вечера остается положительным. Однако отдача тепла в дневные часы из верхнего слоя почвы в атмосферу происходит не только путем эффективного излучения, но и путем возросшей теплопроводности, а также увеличившегося испарения воды. Продолжается и передача тепла в глубь почвы. Эти потери тепла оказываются значительно большими, чем радиационный приток, поэтому температура на поверхности почвы падает с 13–14 ч до утреннего минимума.
Разность между суточным максимумом и суточным минимумом температуры называется суточной амплитудой температуры.
В Московской области, по данным С.П. Хромова и М.А. Петросянца (2004), в зимние месяцы многолетняя средняя суточная амплитуда температуры на поверхности почвы (снега) 5–10°С, в летние – 10–20°С. В отдельные дни суточные амплитуды могут быть и выше и ниже многолетних средних значений в зависимости от ряда факторов, прежде всего от облачности. В безоблачную погоду велика солнечная радиация днем и также велико эффективное излучение ночью. Поэтому суточный (дневной) максимум особенно высок, а суточный (ночной) минимум низок и, следовательно, велика суточная амплитуда. В облачную погоду дневной максимум понижен, ночной минимум повышен и меньше суточная амплитуда.
Температура поверхности почвы, конечно, меняется и в годовом ходе. В тропических широтах ее годовая амплитуда (разность многолетних средних температур самого теплого и самого холодного месяцев года) небольшая и растет с широтой. В Северном полушарии на широте 10° она около 3°С, на широте 30° около 10°С, на широте 50 о в среднем около 25°С.
Во внетропических широтах непериодические изменения температуры воздуха настолько часты и значительны, что суточный ход температуры отчетливо проявляется лишь в периоды относительно устойчивой малооблачной антициклонической погоды. В остальное время он затушевывается непериодическими изменениями, которые могут быть очень интенсивными. Например, похоло-дания зимой, когда температура в любое время суток может упасть (в континентальных условиях) на 10–20°С в течение одного часа.
В тропических широтах непериодические изменения температуры менее значительны и не так сильно нарушают суточный ход температуры.
Непериодические изменения температуры связаны главным образом с адвекцией воздушных масс из других районов Земли. Особенно значительные похолодания (иногда называемые волнами холода) происходят в умеренных широтах в связи с вторжениями холодных воздушных масс из Арктики и Антарктиды. В Европе сильные зимние похолодания бывают также при проникновении холодных воздушных масс с востока, а в Западной Европе – с европейской территории России. Холодные воздушные массы иногда проникают в Средиземноморский бассейн и даже достигают Северной Африки и Передней Азии. Но чаще они задерживаются перед горными хребтами Европы, расположенными в широтном направлении, особенно перед Альпами и Кавказом. Поэтому климатические условия Средиземноморского бассейна и Закавказья значительно отличаются от условий близких, но более северных районов.
В Азии холодный воздух свободно проникает до горных хребтов, ограничивающих с юга и востока территорию среднеазиатских республик, поэтому зимы на Туранской низменности достаточно холодны. Но такие горные массивы, как Памир, Тянь-Шань, Алтай, Тибетское нагорье, не говоря уже о Гималаях, являются препятствиями для дальнейшего проникновения холодных воздушных масс к югу. В редких случаях значительные адвективные похолодания наблюдаются, однако, и в Индии: в Пенджабе в среднем на 8–9°С, а в марте 1911 г. температура упала на 20°С. Холодные массы при этом обтекают горные массивы с запада. Легче и чаще холодный воздух проникает на юго-восток Азии, не встречая по пути значительных преград (С.П. Хромов и М.А. Петросянц).
В Северной Америке нет горных хребтов, проходящих в широтном направлении. Поэтому холодные массы арктического воздуха могут беспрепятственно распространяться до Флориды и Мексиканского залива.
Над океанами вторжения холодных воздушных масс могут глубоко проникать в тропики. Конечно, холодный воздух постепенно прогревается над теплой водой, но все же он может вызывать заметные понижения температуры.
Вторжения морского воздуха из средних широт Атлантического океана в Европу создают потепления зимой и похолодания летом. Чем дальше в глубь Евразии, тем меньше становится повторяемость атлантических воздушных масс и тем больше меняются над материком их перво-начальные свойства. Но все же влияние вторжений с Атлантики на климат можно проследить вплоть до Среднесибирского плоскогорья и Средней Азии.
Тропический воздух вторгается в Европу и зимой, и летом из Северной Африки и из низких широт Атлантики. Летом воздушные массы, близкие по температуре к воздушным массам тропиков и поэтому также называемые тропическим воздухом, формируются на юге Европы или приходят в Европу из Казахстана и Средней Азии. На Азиатской территории России летом наблюдаются вторжения тропического воздуха из Монголии, Северного Китая, из южных районов Казахстана и из пустынь Средней Азии.
В отдельных случаях сильные повышения температуры (до +30°С) при летних вторжениях тропического воздуха распространяются до Крайнего Севера России.
В Северную Америку тропический воздух вторгается как с Тихого, так и с Атлантического океана, особенно с Мексиканского залива. На самом материке массы тропического воздуха формируются над Мексикой и югом США.
Даже в области Северного полюса температура воздуха зимой иногда повышается до нуля в результате адвекции из умеренных широт, причем потепление можно проследить во всей тропосфере.
| Оглавление |
|---|
| Климатология и метеорология |
| ДИДАКТИЧЕСКИЙ ПЛАН |
| Метеорология и климатология |
| Атмосфера, погода, климат |
| Метеорологические наблюдения |
| Применение карт |
| Метеорологическая служба и Всемирная Метеорологическая Организация (ВМО) |
| Климатообразующие процессы |
| Астрономические факторы |
| Геофизические факторы |
| Метеорологические факторы |
| О солнечной радиации |
| Тепловое и лучистое равновесие Земли |
| Прямая солнечная радиация |
| Изменения солнечной радиации в атмосфере и на земной поверхности |
| Явления, связанные с рассеянием радиации |
| Суммарная радиация, отражение солнечной радиации, поглощенная радиация, ФАР, альбедо Земли |
| Излучение земной поверхности |
| Встречное излучение или противоизлучение |
| Радиационный баланс земной поверхности |
| Географическое распределение радиационного баланса |
| Атмосферное давление и барическое поле |
| Барические системы |
| Колебания давления |
| Ускорение воздуха под действием барического градиента |
| Отклоняющая сила вращения Земли |
| Геострофический и градиентный ветер |
| Барический закон ветра |
| Фронты в атмосфере |
| Тепловой режим атмосферы |
| Тепловой баланс земной поверхности |
| Суточный и годовой ход температуры на поверхности почвы |
| Температуры воздушных масс |
| Годовая амплитуда температуры воздуха |
| Континентальность климата |
| Облачность и осадки |
| Испарение и насыщение |
| Влажность |
| Географическое распределение влажности воздуха |
| Конденсация в атмосфере |
| Облака |
| Международная классификация облаков |
| Облачность, ее суточный и годовой ход |
| Осадки, выпадающие из облаков (классификация осадков) |
| Характеристика режима осадков |
| Годовой ход осадков |
| Климатическое значение снежного покрова |
| Химия атмосферы |
| Химический состав атмосферы Земли |
| Химический состав облаков |
| Химический состав осадков |
| Кислотность осадков |
1. Процессы нагревания и охлаждения почвы.
2. Теплофизические характеристики почвы
3. Суточный и годовой ход температуры почвы. Законы Фурье.
4. Зависимость температуры почвы от рельефа, снежного и растительного покрова.
6. Значение температуры почвы для растений. Оптимизация температурного режима почвы.
1. Процессы нагревания и охлаждения почвы
Солнечная радиация, поглощенная сушей, преобразуется в тепло, и часть этого тепла идет на нагревание почвы.
Температурный режим почвы зависит от радиационного баланса. Если он положительный, то поверхность почвы нагревается; а если он отрицательный, то она охлаждается.
Кроме того, на температурный режим почвы влияют процессы испарения и конденсации водяного пара на поверхности почвы:
При конденсации выделяется тепло, нагревающее почву.
При испарении тепло затрачивается и почва охлаждается.
Между поверхностью почвы и ее нижними слоями происходит непрерывный обмен теплом.
Если радиационный баланс положительный, поток тепла направлен от поверхности почвы вглубь.
Если радиационный баланс отрицательный и поверхность почвы холоднее нижележащих слоев, то поток тепла направлен вертикально вверх.
где d – плотность почвы в кг/м³.
Теплоемкость различных почв зависит не от их минерального состава, а от соотношения воды и воздуха в их порах. Так как теплоемкость воды, примерно, в 3,5 тысячи раз больше, чем воздуха, следовательно, сухие почвы имеют меньшую теплоемкость; то есть при одинаковом поступлении тепла они нагреваются, а при отдаче тепла, охлаждаются сильнее, чем влажные почвы.
4. Теплопроводность почвы –это способность почвы передавать тепло от слоя к слою.
λ - коэффициент теплопроводности [Дж· сек/м ·ºС].
Наиболее высокая теплопроводность у минеральной части почвы (то есть песка, глины), меньше – почвенной воды и минимальная – у почвенного воздуха.
Коэффициент температуропроводности – характеризует скорость распространения тепла в почве (чем он больше, тем скорость выше).(≈0,1 – 0,2 м²/сек)
Измеряется в [м²/сек]
Теплофизические характеристики почвы зависят от ее влажности. С увеличением влажности почвы теплоемкость постоянно растет.
Теплопроводность почвы возрастает до тех пор, пока она не станет равной теплопроводности воды [≈ 5,5∙ 10 4 Дж/сек] и после этого не изменяется
В связи с этим коэффициент температуропроводности с увеличением влажности почвы сначала резко возрастает, а затем снижается.
Кроме того, температурный режим почвы зависит от:
1. Цвета почв (темные лучше нагреваются).
2. Плотности почв (плотные имеют большую теплоемкость и теплопроводность, чем рыхлые).
3. Полив и осадки увеличивают затраты тепла на испарение и, таким образом, охлаждают почву.
3. Суточный и годовой ход температуры почвы. Закон Фурье
«Изменение температуры почвы в течении суток, называют суточным ходом температуры почвы».
Максимальная температура почвы в течении суток наблюдается, примерно, в 13 часов местного времени; минимальная – перед восходом Солнца. Но, под влиянием осадков, облачности и других факторов максимум и минимум могут смещаться.
«Изменение температуры почвы в течении года – годовой ход температуры почвы».
максимум – в июле, минимум в январе, феврале.
«Разница между максимальным и минимальным значением в суточном или годовом ходе, называется амплитудой хода температуры почвы»
Амплитуда суточного и годового хода температуры почвы зависит от:
1. Рельефа (северные склоны нагреваются меньше южных, и, поэтому, имеют меньшую амплитуду).
2. Растительность с снежный покров уменьшают амплитуду, так как снижают нагрев и охлаждение почвы под ними.
3. Чем больше теплоемкость и теплопроводность почвы, тем меньше ее амплитуда.
4. Облачность – уменьшает амплитуду температуры почвы.
5. Темные почвы имеют большую амплитуду, чем светлые, так как лучше поглощают и излучают радиацию
6. Кроме того, амплитуда суточного хода температуры почвы зависит от времени года (летом она максимальна, зимой минимальна).
Закон Фурье
Распространение тепла вглубь почвы происходит в соответствии с законами Фурье:
1).Период колебания температуры почвы с глубиной не изменяется (то есть интервал между двумя последовательными максимумом и минимумом, 24 часа, 12 месяцев)
2). Амплитуда колебания с глубиной уменьшается.
« Слой почвы, в котором температура в течение суток не изменяется, называется
слоем постоянной суточной температуры почвы».
(в наших широтах он начинается с глубины 70 – 100 см)
«Слой земной коры, в котором температура в течении года не изменяется – слой постоянной годовой температуры».(у нас он начинается с глубины 15 – 20 метров)
«Слой почвы, в котором наблюдается, как суточный, так и годовой ход температуры, называется активный слой, или
деятельный слой.
3).Максимумы и минимумы температуры на глубинах запаздывают по сравнению с поверхностью почвы.
Суточные максимумы и минимумы запаздывают, примерно, на 2,5 – 3,5 часа на каждые 10 сантиметров глубины. Годовые максимумы и минимумы, примерно,
на 20-30 суток на 1 метр глубины.
4. Зависимость температуры почвы от рельефа, снежного и растительного покрова
1. По сравнению с горизонтальными участками, южные склоны нагреваются сильнее, а северные слабее. Западные склоны немного теплее восточных (хотя они освещаются Солнцем одинаково, но на восточных часть тепла затрачивается на испарение росы, так как они освещаются в первую половину дня, а западные во вторую, когда росы уже нет).
2. Оголенная почва днем нагревается сильнее, чем покрытая растениями, которые поглощают часть солнечной радиации. Но в тоже время, растения уменьшают ночное охлаждение почвы, вызванное тепловым излучением Земли. Поэтому ночью почва под растительным покровом теплее, чем оголенная.
3. Снежный покров имеет очень низкую теплопроводность. Это снижает обмен теплом между почвой и атмосферой, и предохраняет почву от глубокого промерзания. (Чем больше высота снежного покрова, тем меньше глубина промерзания почвы. При высоте снега более 30 сантиметров, озимые не вымерзают в самые сильные морозы).
5. Замерзание и оттаивание почвы
Почва содержит различные соли, поэтому замерзает не при 0ºС, а при –0,5; -1,5ºС.
Промерзание начинается с верхних слоев, и в течение зимы продвигается вглубь почвы.
Глубина промерзания зависит от:
1. Суровости и продолжительности зимы.
2. Высоты снежного покрова
3. Наличия или отсутствия растительного покрова.
4. Влажности почвы (сухие промерзают глубже)
В Северном полушарии есть районы, где почва не оттаивает полностью даже летом. Это районы вечной (многолетней) мерзлоты. Мощность мерзлого слоя почвы от 1 – 2 метров на юге, до 500 и более метров на севере. Летом верхний слой мерзлоты оттаивает на несколько десятков сантиметров глубины, и здесь можно возделывать некоторые овощные и зерновые культуры. Но так как мерзлый грунт не пропускает влагу, то оттаявшая почва обычно избыточно влажная. Поэтому на Севере нашей области много болот (формируются гидроморфные почвы).
6. Значение температуры почвы для растений
Прорастание семян происходит только при определенной температуре.
Поглощение минеральных веществ увеличивается с увеличением температуры почвы.
Охлаждение почвы ниже оптимальной, задерживает рост подземных органов и снижает урожай.
Но слишком высокая температура (выше оптимальной) действует отрицательно (например: замедляется развитие семян).
Оптимизация температурного режима почвы.
1. Использование теплоизоляционных и укрывных материалов (полиэтилен, стеклянные рамы и т. д.)
2. Изменение альбедо почвы путем мульчирования (покрывают торфом, каменноугольной пылью, известью)
3. Увлажнение или осушение почвы (при этом изменяется расход тепла на испарение).
ТЕМА: ТЕМПЕРАТУРНЫЙ РЕЖИМ ВОЗДУХА
1. Процессы нагревания и охлаждения воздуха.
2. Изменение температуры воздуха с высотой.
3. Устойчивость атмосферы.
5. Суточный и годовой ход воздуха.
6. Характеристики температурного режима воздуха.
1.Процессы нагревания и охлаждения воздуха
Нижние слои атмосферы плохо поглощают солнечную радиацию, поэтому воздух нагревается, главным образом, за счет тепла земной поверхности.
Днем, когда радиационный баланс положительный, наибольшую температуру имеет суша, более низкая температура у воздуха, а еще холоднее вода; которая обладает очень высокой теплоемкостью.
Ночью суша охлаждается быстро и имеет наиболее низкую температуру, более теплым оказывается воздух, а самую высокую температуру имеет вода, которая охлаждается медленно.
Перенос тепла в атмосфере, а также между атмосферой и подстилающей поверхностью происходит благодаря следующим процессам:
1. Тепловая конвекция – перенос отдельных объемов воздуха по вертикали. Над более прогретыми участками, воздух становится теплее и, следовательно, легче окружающего. Поэтому он поднимается вверх. А его место занимает более холодный соседний воздух, который также нагревается и поднимается.
Над сушей тепловая конвекция возникает днем в теплое время года, а над морями ночью и в холодное время года; когда водная поверхность теплее, чем прилегающие к ней слои воздуха.
2. Турбулентность – вихревые хаотические движения, небольших объемов воздуха в общем потоке ветра. Возникает потому, что отдельные объемы воздуха имеют неодинаковую скорость движения в общем потоке ветра. Следствием турбулентности является интенсивное перемешивание воздуха.
3. Молекулярный теплообмен – обмен теплом между земной поверхностью и прилегающим слоем атмосферы, за счет молекулярной теплопроводности неподвижного воздуха. Это очень медленный процесс.
4. Радиационная теплопроводность – перенос тепла потоками длинноволновой радиации от земной поверхности в атмосферу (Е 3) или в обратном направлении (Е а).
5. Конденсация водяного пара – при этом выделяется тепло, нагревающее воздух. Особенно это характерно для тех слоев атмосферы, где образуются облака.
2. Изменение температуры воздуха с высотой
«Изменение температуры воздуха на сто метров высоты, называется вертикальным градиентом температуры (ВГТ)»
|
t н - t в –разность температуры воздуха на нижнем и верхнем уровнях (в градусах Цельсия).
Z в - Z н – разность высот двух уровней (в метрах).
1. Если температура на верхнем уровне меньше, температуры на нижнем уровне, то температура с высотой уменьшается и ВГТ положительный. Это нормальное состояние тропосферы. (тропосфера – это самый нижний слой атмосферы до высоты равной 10 –12 километров от земной поверхности).
2. Если температура на верхнем уровне равна температуре на нижнем уровне, то ВГТ равно 0ºС/100м, то есть температура с высотой не изменяется. Такое состояние называется изотермия.
3. Если температура на верхнем уровне больше, чем температура на нижнем уровне, то температура с высотой повышается. Такое состояние называется температурная инверсия. ВГТ при этом отрицательный.
Максимальное значение ВГТ достигается над сушей в ясные, летние дни, когда температура воздуха у поверхности почвы может на 10 и более градусов превышать температуру на высоте 2 метра; то есть в данном, двухметровом слое воздуха, в пересчете на 100 метров, составляет более 500ºС/100м .
Выше этого слоя ВГТ значительно уменьшается. Кроме того, в любом слое воздуха облачность, осадки, а также, ветер, перемешивающий массы воздуха, способствует заметному снижению ВГТ.
3. Устойчивость атмосферы
Устойчивость атмосферы - способность атмосферы вызывать перемещение объемов воздуха в вертикальном направлении.
Если большой объем воздуха поднимается вверх, он попадает в слои с меньшим атмосферным давлением. В результате данный воздух расширяется, и его давление и температура уменьшаются. При опускании воздуха происходит обратный процесс.
1. Если ВГТ окружающего воздуха будет меньше 1ºС/100м , то поднимающийся воздух на всех высотах будет холоднее окружающего и, следовательно – тяжелее. Поэтому, он вскоре начнет опускаться. Такое состояние называется устойчивое равновесие атмосферы.
2. Если ВГТ окружающего воздуха
равен 1ºС/100м, то поднимающийся
воздух будет всегда иметь такую же
температуру, как и окружающий его
воздух. Поэтому вскоре он прекратит
подъем, но и опускаться, также, не
Будет. Такое состояние атмосферы
называется безразличное. Устойчивое равновесия атмосфер.
3. Если ВГТ окружающего воздуха больше 1ºС/100м, что часто случается летом, при
сильном нагревании земной поверхности, то поднимающийся воздух на всех высотах окажется теплее окружающего и он будет постоянно подниматься, вплоть до верхних границ тропосферы; где в нем, обычно, образуются облака, главным образом, кучево-дождевые, из которых выпадают ливневые дожди, град.
Такое состояние атмосферы называется неустойчивое равновесие. Оно чаще наблюдается в жаркую, солнечную погоду.
Безразличные состояние атмосферы. Неустойчивое равновесие атмосферы
4. Температурные инверсии
Инверсия - возрастание температуры воздуха с высотой.
В зависимости от условий образования бывают:
1. Радиационные инверсии – возникают при радиационном выхолаживании земной поверхности.
Выделяют два вида радиационных инверсий:
А). Ночные -образуются в теплое время года при ясной, безветренной погоде. Усиливаются в течение ночи и достигают максимума на рассвете. После восхода Солнца, инверсия начинает разрушаться. Высота слоя инверсии – несколько десятков метров, в замкнутых горных долинах – до 200 метров.
Б). Зимние – образуются, как ночью, так и днем; но только в холодное время года, когда в антициклональную погоду происходит длительное (часто – несколько недель подряд) выхолаживание земной поверхности. Высота слоя инверсии – до 2-3 километров. Особенно сильные инверсии наблюдаются в замкнутых котловинах, где застаивается холодный воздух. Это характерно для Восточной Сибири (например: Оймякон и Верхоянский –до -71ºС – полюс холода Северного полушария).
2. Адвективные инверсии – образуются при адвекции, (то есть горизонтальном надвижении) теплого воздуха на холодную поверхность, которая и охлаждает нижние слои этого воздуха.
Если происходит движение теплого воздуха над поверхностью снега, то такие адвективные инверсии, называются снежные.
5. Суточный и годовой ход температуры воздуха
В суточном ходе температуры воздуха (на высоте 2 метра) – максимум в 14 – 15 часов, местного времени; минимум перед восходом Солнца.
Амплитуда суточного хода температуры воздуха зависит от времени года и облачности так же, как и амплитуда температуры почвы.
Кроме того, на амплитуду суточного хода температуры воздуха, влияет характер подстилающей поверхности; во-первых, сюда относят рельеф поверхности:
А). В вогнутых формах рельефа (котловины, горные долины, овраги) днем воздух застаивается и прогревается; а ночью, охлажденный воздух стекает со склонов на дно. В результате, амплитуда увеличивается, максимум и минимум выражены более резко.
Б). Выпуклые формы рельефа (холмы, возвышенности) свободно обдуваются ветром, воздух над ними не застаивается. Днем воздух прогревается меньше, чем в котловине, а ночью, охлажденный, он стекает вниз.
То максимум и минимум выражены здесь слабее, амплитуда, следовательно, меньше.
Кроме того, на амплитуду суточного хода температуры воздуха влияет снежный и растительный покров – он уменьшает амплитуду, по сравнению с оголенной почвой; потому что такая почва лучше нагревается и больше охлаждается, а от нее – и нижний слой воздуха.
В годовом ходе температуры воздуха в наших широтах максимум наблюдается в июле, минимум в январе .
Амплитуда годового хода температуры воздуха зависит, главным образом, от географической широты места (от экватора к полюсам она увеличивается), а так же от расстояния местности до моря (чем ближе к морю, тем меньше амплитуда даже на одинаковой широте).
Чем больше амплитуда годового хода температуры воздуха, тем континентальнее климат.
6. Характеристики температурного режима воздуха
1.Средние температуры:
а). Средняя суточная температура – среднее арифметическое из температур, измеренных во все сроки наблюдения в течение суток (это 8 измерений).
б). Средняя месячная температура - среднее арифметическое из средних суточных температур за весь месяц.
в). Средняя годовая температура –среднее арифметическое из средних месячных температур за весь год.
(но, средняя годовая температура не может полностью охарактеризовать климат; например: в Ирландии и Калмыкии она +10ºС, но в Ирландии средняя температура января +7ºС, а в Калмыкии -6ºС. Средняя температура июля +15ºС, а в Калмыкии +24ºС. Поэтому в географии чаще всего используют средние температуры января и июля, как самого холодного и теплого месяцев).
2. Существенно дополняют сведения о средних температурах, максимальные и минимальные температуры.
а). Есть просто максимальные и минимальные температуры.
(например: максимальная и минимальная суточная температура, декадная температура и т. д.)то есть это максимальная или минимальная температура за весь период измерения (сутки, месяц, год и т. д.
б). И существуют абсолютные максимальные и минимальные температуры –это самая низкая или высокая температура, наблюдаемая за многолетний период в данный день, месяц, или в целом за год (например: 24 июля, или в феврале, или за год в целом).
3. Суммы температур – показатель, условно характеризующий количество тепла в данной местности за определенный период.
а). Сумма активных температур - сумма средних суточных температур выше +10ºС
б). Сумма эффективных температур – сумма средних суточных температур, отсчитанных от биологического минимума данной культуры.
Биологический минимум – минимальная среднесуточная температура, при которой способны развиваться растения данной культуры. (например: у яровой пшеницы +5ºС; кукурузы, огурцов +10ºС).