Температурный режим почв
Лекция 3. Температурный режим почв
Солнечная радиация поглощается поверхностью Земли и преобразуется в тепло. Часть его расходуется на испарение воды и на нагревание приземного слоя воздуха при длинно-волновом излучении Земли, а остальное тепло переходит вглубь почв. Изменения температуры почв обусловлены неодинаковым количеством солнечной радиации, приходящей на поверхность в течение суток и года.
Температура почвы оказывает большое влияние на развитие корневой системы, жизнедеятельность бактерий и микроорганизмов в почвах, на процессы поглощения растениями питательных веществ. Например, ранние яровые прорастают при 3-5 градусах, рис - при 12-15оС. Температура почвы влияет на развитие корней. Низкие температуры зимой на глубине узла кущения озимых могут вызвать их вымерзание. Для большинства сортов озимой пшеницы – это температура ниже –16оС, для ржи – ниже –22оС. Длительное нахождение озимых под снегом при температуре около 0оС приводит к их выпреванию. При температуре около 10оС у овса, картофеля, редиса и других культур идет прирост биомассы, а у более теплолюбивых культур при такой температуре интенсивность фото-синтеза низкая. Высокая температура почвы приводит к вырождению клубней картофеля, у яровой пшеницы в период формирования цветков в таких условиях, при недостатке влаги, снижается урожай на 30%.
Измерение температуры почвы проводят различными термометрами, конструкция которых зависит от цели наблюдений. Для измерения температуры поверхности почвы используют: 1) срочный напочвенный термометр (ртутный) для измерения в определенные сроки наблюдений. 2) максимальный, который показывает максимальную температуру почвы между наблюдениями (ртутный). 3) минимальный (спиртовой). Для измерения температуры пахотного слоя используется коленчатый термометр Савинова (ртутный). Измерение температуры на больших глубинах проводят почвенно-вытяжными термометрами (ртутные), а в последнее время - дистанционными электрическими.
Тепловые свойства почв
Температурный режим почвы в основном зависит прежде всего от ее теплоемкости и теплопроводности. Теплоемкость различают объемную и удельную (или весовую).
Объемной теплоемкостью (Соб) называют количество тепла (в джоулях – Дж), необходимое для нагревания 1 м3 почвы на 1°К (градусы Кельвина). У большинства почв Соб = 2,05 - 2,51 Дж/(м3 ´ оК).
Рекомендуемые материалы
Удельной теплоемкостью (Суд) называют количество тепла (Дж), которое требуется для нагревания 1 кг почвы на 1°К. Между ними есть зависимость:
Соб = Суд ´ d,
где d - плотность почвы.
Теплопроводность почвы - это способность почвы передавать тепло от слоя к слою. Мерой теплопроводности служит коэффициент теплопроводности, численно равный количеству тепла (Дж), проходящему за 1 сек через сечение в 1 м2 слоя толщиной 1 м при разности температур на границах слоя 1оС.
Теплопроводность зависит от минералогического состава почвы, влажности, содержания воздуха в порах и органического вещества в почвах. Влажные почвы более теплопроводны, чем сухие. Светлые почвы меньше нагреваются, чем темные, так как больше отражают солнечной радиации.
Средняя температура пахотного горизонта почв на глубине 0-5 см летом в дневные часы выше, чем температура воздуха на высоте 2 м. На глубине 20 см легкие почвы теплее воздуха, а тяжелые - холоднее на 1-2оС в течение всего лета. Осадки и полив увеличивают теплоемкость почв, ослабляют их нагревание и охлаждение.
Суточный и годовой ход температуры почвы
Суточным ходом называют изменения температуры в течение суток. Он обычно имеет один минимум и один максимум. В ясные дни на поверхности почвы минимальная температура наблюдается перед восходом солнца, максимальная - после 13 часов. Разность между ними называют амплитудой суточного хода. Летом она наибольшая, зимой – наименьшая.
На амплитуду влияют: широта местности (чем меньше широта, тем больше амплитуда), экспозиция склона (на склонах, обращенных к югу и западу, амплитуда больше чем на склонах северной и восточной экспозиции), растительность, цвет почвы (у темных почв амплитуда больше, чем у светлых). Облачность существенно снижает амплитуду. Растительный покров уменьшает охлаждение почв ночью и препятствует нагреванию днем, поэтому суточная амплитуда под растительностью снижена и почва в общем холоднее, чем без растительности. Снежный покров защищает почву от охлаждения, так как излучение идет с поверхности снега и амплитуда температуры почвы под снегом незначительна. Под слоем снега в 50 см почва теплее обнаженной на 6-7оС и на 10о теплее, чем снег на верхней границе.
Годовой ход температуры почвы определяется по средним месячным температурам поверхности или слоя почвы, характеризует изменения температуры в течение года, определяется по средним месячным значениям и зависит прежде всего от прихода солнечной радиации. На амплитуду в годовом ходе влияют те же факторы, что и в суточном.
Распределение колебаний температуры вглубь почвы происходит в определенных закономерностях, которые выражаются законами Фурье.
1. Чем больше плотность и влажность почвы, тем лучше она проводит тепло, тем быстрее распространяются в глубину и тем глубже проникают изменения температуры. Но, независимо от типа почв, период колебаний температуры с глубиной не изменяется. Это значит, что и на поверхности, и на глубинах суточный ход имеет интервал между двумя последовательными максимумами и минимумами 24 часа и годовой ход - 12 месяцев.
2. Амплитуда с глубиной уменьшается в геометрической прогрессии при увеличении глубины в прогрессии арифметической. Например, если на поверхности амплитуда составляет 30о, то на глубине 20 см – 5о, а на 40 см - менее 1оС. Слой постоянной суточной температуры в средних широтах расположен на глубине 70-100 см. В годовом ходе колебания температуры убывают до 0: в полярных широтах - на глубине около 30 м, в средних широтах - на 15 - 20 м, в тропиках - на глубине 10 м.
3. Время наступления максимальных и минимальных температур и в суточном, и в годовом ходе запаздывает пропорционально увеличению глубины. Суточные экстремумы температур запаздывают на каждые 10 см глубины - на 2,5-3,5 часа, годовые - на каждый метр глубины - на 20-30 суток.
Температуру почвы можно регулировать для целей сельского хозяйства. Например, рыхление почв снижает их температуру, задержание снега, мульчирование, орошение, создание лесных полос - увеличивает, защищает от промерзания.
Температурный режим воздуха
Распределение температуры воздуха и его непрерывные изменения называют тепловым или температурным режимом атмосферы. Эта важнейшая составляющая климата определяется главным образом теплообменом между воздухом и окружающей средой. Окружающей средой является космическое пространство, соприкасающиеся воздушные массы и слои воздуха, земная поверхность.
В растениях и у животных физиологические процессы идут в определенных диапазонах температур. Существуют температурные пределы жизнедеятельности растений – биологический минимум и максимум, между ними - зона оптимальных температур. Эти значения зависят от биологических особенностей культур. Значительный прирост биомассы происходит при повышении температур от минимума к максимуму до определенного предела. Дальнейшее повышение приводит к угнетению и гибели растений. Температурные условия во многом определяют также состояние, поведение и продуктивность животных. Для них так же существуют оптимальные температурные пределы, при этом состояние комфорта, охлаждения или перегрева зависят и от влажности воздуха, ветра, облачности.
Методы измерения температуры воздуха.
Измерение температуры воздуха на метеорологических станциях проводят термометрами, которые устанавливаются в метеорологической (психрометрической) будке, защищающей их от солнечной радиации, теплового излучения Земли, осадков, ветра. Будка устанавливается на подставке высотой 175 см, чтобы термометры находились на уровне 2 м. Психрометрические термометры служат для измерений в срок наблюдений, укрепляются вертикально. Они ртутные с шарообразным резервуаром, цена деления шкалы 0,2 градуса, точность отсчета 0,1. Максимальный и минимальный - для определения экстремальных температур, спиртовые. Максимальный термометр укладывается с небольшим уклоном в сторону резервуара, минимальный - горизонтально. Для непрерывной записи температуры используют термограф, для дистанционных измерений - электрические термометры сопротивления
Процессы нагревания и охлаждения приземной атмосферы
Распределение температуры воздуха в атмосфере и его непрерывные изменения называют тепловым режимом атмосферы, который определяется прежде всего теплообменом между воздухом атмосферы и окружающей средой. Окружающей средой при этом является космическое пространство, соседние массы и слои воздуха, земная поверхность.
Теплообмен осуществляется тремя основными путями:
1) радиационным - то есть, при излучении из воздуха и при поглощении воздухом радиации Солнца, поверхности земли и других атмосферных слоев;
2) путем теплопроводности - молекулярной между воздухом и земной поверхностью и турбулентной внутри атмосферы;
3) обмен теплом между воздухом и землей может происходить при испарении и последующей конденсации или кристаллизации водяного пара.
Решающее значение для теплового режима атмосферы имеет теплообмен с поверхностью земли и при турбулентном перемешивании воздуха. Перемешивание воздуха обеспечивает очень быструю передачу тепла от одних слоев атмосферы к другим и между подстилающей поверхностью и воздухом. Например, если идет охлаждение воздуха от земли, то из-за турбулентности происходит постоянная смена охладившегося воздуха на более теплый, поддерживается разность температур между воздухом и поверхностью земли, что обеспечивает непрерывность процесса передачи тепла. В результате этого охлаждение воздуха над поверхностью будет не так уж и велико, но будет распространяться на большие объемы и потеря тепла земной поверхностью окажется больше, чем при отсутствии турбулентности.
Подобные изменения температуры в определенном объеме воздуха можно назвать индивидуальными. В конкретном месте на земной поверхности температура воздуха меняется не только в процессе теплообмена, но и вследствие притока воздуха из других территорий, где он имеет свою температуру. Такой приток воздуха называется адвекцией, а изменения температуры - адвективными. Если приходит более теплый воздух, то говорят об адвекции тепла, если более холодный - об адвекции холода.
Изменения температуры в конкретной географической точке, которые измеряются на метеорологических станциях, называют локальными. Термометр на воздушном шаре, летящем по ветру, будет показывать индивидуальное изменение температуры в массе воздуха.
В тропосфере, где мы обитаем, температура воздуха с высотой в среднем уменьшается на 0,5 градуса на каждые 100 м. Изменение температуры на 100 м высоты называют вертикальным градиентом температуры (ВГТ). Он изменяется от времени года, суток, высоты над уровнем моря, облачности, характера поверхности. ВГТ имеет положительное значение при уменьшении температуры с высотой, равен нулю - если температура не изменяется (изотермия), отрицательное - при повышении температуры с высотой (инверсия).
Приземные инверсии температуры над поверхностью суши чаще всего возникают вследствие ночного радиационного охлаждения от земной поверхности и называются радиационными. Мощность инверсионного слоя зависит от продолжительности выхолаживания и интенсивности турбулентности. При сильной турбулентности охлажденный воздух быстро рассеивается, поэтому приземные инверсии образуются в ясные безветренные ночи (что характерно для антициклонов) и в переходные сезоны - весной, летом - могут привести к заморозкам. Дневное прогревание воздуха разрушает инверсию, но зимой она может сохраняться несколько суток, ослабевая днем и усиливаясь от ночи к ночи. Рельеф может усиливать инверсию. В понижениях воздух застаивается и сильнее охлаждается по сравнению с ровной поверхностью или с повышениями.
Характеристика температурного режима территории. Суточный и годовой ход температуры воздуха
В суточном ходе температура воздуха меняется в зависимости от температуры поверхности земли, от нее нагревается и охлаждается. Минимум температуры наблюдается перед восходом солнца, максимум - в 14-15 часов. Эта закономерность проявляется только в условиях устойчивой ясной погоды. Она существенно нарушается при вторжении теплых и холодных воздушных масс, изменении облачности. По этим причинам минимум может наблюдаться днем, а максимум - ночью. То есть, регулярный суточный ход изменяется или маскируется непериодическими изменениями температуры. Например, на севере Европы в январе вероятность того, что суточный максимум температуры будет после полу-ночи, составляет 24%, и только 13% - что он придется на 12 - 14 часов. Даже в тропиках, где подобные нарушения суточного хода наблюдаются реже, чем в умеренных широтах, максимум температуры бывает после полудня только в 50% случаев.
В агрометеорологии и климатологии обычно рассматривают средние показатели за многолетний период наблюдений. Средние температуры это среднее арифметическое из температур во все сроки наблюдений. На метеорологических станциях температуру воздуха измеряют 8 раз в сутки, по результатам определяют среднюю суточную. Средняя месячная температура - это среднее арифметическое суточных темпера-тур за все дни месяца. Средняя годовая - среднее арифметическое из средних суточных или средних месячных температур за весь год.
При расчете средних показателей суточного хода температур непериодические изменения погашаются и графическая кривая суточных температур имеет простой синусоидальный характер.
Амплитуды суточных температур обусловлены степенью нагревания и охлаждения земной поверхности, что зависит прежде всего от облачности. В ясную погоду амплитуда значительно больше, чем в пасмурную. Суточная амплитуда температуры воздуха изменяется также по широте местности, сезонам, характера поверхности и рельефа. Зимой она меньше, чем летом, с увеличением широты - убывает, так как уменьшается высота солнца над горизонтом. На широте 20о средняя годовая амплитуда - около 12оС, на широте 70о - только 3оС.
Наибольшие амплитуды температур возможны в тропических и субтропических пустынях - более 20 градусов в ясные дни, над океанами - до 3 градусов, над сушей в глубине континентов - до 22. На выпуклых формах рельефа (вершины и склоны гор, холмов) амплитуда меньше, чем на равнинах, в понижениях (долины, овраги) - больше. Причина в том, что с выпуклых форм воздух быстро сносится и заменяется новым, а в вогнутых - масса воздуха застаивается, дольше соприкасаясь с земной поверхностью, нагревается и охлаждается от нее.
В годовом ходе температура воздуха меняется, так как все воздушные массы зимой холоднее, а летом теплее. Средние многолетние температуры летних месяцев выше, чем зимних. Амплитуда годовых температур рассчитывается по разности средних месячных температур самого теплого и самого холодного месяцев. Она растет прямо пропорционально географической широте в соответствии с величиной притока солнечной радиации на сушу. Над океанами вдали от берегов такие изменения амплитуды меньше. Эти закономерности нарушаются при переносе воздушных масс с моря на сушу и наоборот. При этом массы континентального происхождения обусловливают повышение амплитуды, а морские ее снижают.
Естественно, что климат над морем, характеризующийся малыми годовыми амплитудами температуры, называется морским, в отличие от континентального над сушей с большими годовыми амплитудами. С удалением от морей и океанов вглубь материков амплитуды растут, иначе говоря, растет континентальность климата. Амплитуда температур характеризует степень континентальности климата. Например, для морского климата Ирландии амплитуда годового хода 8 градусов, для континентального в Якутии - 67о.
Экстремумы температур, суммы температур
Экстремальные температуры - абсолютные максимумы и минимумы - дают представление о возможных неблагоприятных условиях для растений и животных. По многолетним данным наблюдений рассчитывают средние максимальные и минимальные температуры.
Суммы температур характеризуют в условных единицах количество тепла в данном месте за определенный период и показываю термические ресурсы. Для сельскохозяйственной оценки этих ресурсов используются суммы активных температур ( tакт ) – это суммы температур выше биологического минимума (нуля) для культуры. Они показывают обеспеченность теплом культур в период активной вегетации. Для озимых - рассчитывают сумму температур выше 5оС, для яровых – чаще всего – выше 10о. При расчетах берутся месяцы со среднесуточной температурой ( tсут ) в течение месяца (сред-няя месячная температура) выше биологического минимума, эти значения температур умножаются на число дней в месяце и арифметически складываются.
Для оценки потребности растений в тепле используются суммы эффективных температур ( tэфф ) – количество тепла, выраженное суммой средних суточных температур ( t.сут.), уменьшенное на величину биологического минимума для растений данного сорта или гибрида. Например, для озимых зерновых биологический минимум принимают равным 5оС. Тогда за количество дней месяца вегетации ( N ):
tэфф = (t сут – 5оС) ´ N.
По этим данным составляются карты для выбора оптимальных термических условий выращивания культур (размещение, сроки начала и конца вегетации и др.).
Тепловой баланс деятельного слоя Земли
Нижние слои атмосферы нагреваются и охлаждаются прежде всего путем радиационного и нерадиационного обмена теплом с верхними слоями Земной поверхности. Поэтому колебания температуры воздуха в нижнем слое атмосферы определяются главным образом изменениями температуры поверхности и следуют за ними. Почва, вода, растительность, снег, лед и др. непрерывно, разными путями получают и отдают тепло: вверх, в атмосферу и - вниз, в нижние слои почвы, воды.
На Земную поверхность поступают: суммарная радиация и встречное излучение атмосферы, которые поглощаются, идут на нагревание поверхности сверху путем теплопроводности. Поверхность нагревается также при конденсации водяного пара из воздуха и выделении скрытого тепла. Теряется тепло при излучении, путем теплопроводности с поверхности и из более глубоких слоев, при испарении воды, когда тепло переходит в скрытое состояние.
"Избранная рада - основные реформы" - тут тоже много полезного для Вас.
В любой промежуток времени от поверхности Земли уходит вверх или вниз такое же количество тепла, какое за это время поступает сверху и снизу, вследствие закона сохранения энергии. Таким образом, алгебраическая сумма всех приходов и расходов тепла должна быть равна нулю, что и выражается уравнением теплового баланса.
Тепловой баланс характеризует соотношение прихода и расхода энергии в слое. Для светлого времени суток в радиационном балансе ( В ) учитываются: турбулентный поток тепла от подстилающей поверхности к атмосфере ( Р ), поток тепла от поверхности к нижележащим горизонтам почв ( А ), поток тепла, связанный с фазовыми преобразованиями воды: испарение - конденсация (FW, где: L - скрытая теплота паро-образования, L = 2520 кДж/кг, W- количество испарившейся воды за расчетный период). Уравнение теплового баланса:
В = Р+ А + LW.
Смысл уравнения заключается в том, что радиационный баланс на земной поверхности уравновешивается нерадиационной передачей тепла.
При влажной почве под посевами затраты тепла на испарение больше, чем на нагревание воздуха турбулентными потоками и почвы. При снижении влажности, испарение уменьшается, нагревание увеличивается. Измерение теплового баланса посевов позволяет более точно оценивать метеорологический режим полей.
