Maksymalną temperaturę powierzchni gleby obserwuje się przez około godzinę. Dobowe i roczne wahania temperatury na powierzchni gleby
Wykład 4
REGUŁ TEMPERATURY GLEBY
Energia promieniowania w warstwie aktywnej zamieniana jest na energię cieplną. Przy dodatnim bilansie promieniowania (w dzień, w lecie) część tego ciepła przeznaczana jest na ogrzanie warstwy aktywnej, część na ogrzanie powietrza powierzchniowego i roślin, a część na odparowanie wody z gleby i roślin. W przypadku ujemnego bilansu promieniowania (w nocy, w zimie) koszty ciepła związane z efektywnym promieniowaniem powierzchni czynnej są kompensowane przez dopływ ciepła z warstwy aktywnej, z powietrza; część ciepła jest uwalniana podczas kondensacja (sublimacja) pary wodnej na powierzchni czynnej. Ten pobór i wydatek energii na powierzchnię czynną wyraża równanie bilansu cieplnego:
B=A+P+LE
gdzie B jest bilansem promieniowania powierzchni aktywnej; A to przepływ ciepła pomiędzy powierzchnią aktywną a warstwami znajdującymi się pod nią; P jest przepływem ciepła pomiędzy powierzchnią a przyziemną warstwą powietrza; LE - przepływ ciepła związany z przemianami fazowymi wody (parowanie - skraplanie).
Pozostałe składniki bilansu cieplnego powierzchni Ziemi (przepływy ciepła z energii wiatru, pływów, opadów, zużycia energii na fotosyntezę itp.) są znacznie mniejsze w stosunku do wcześniej wymienionych elementów bilansu, dlatego można je pominąć.
Znaczenie równania polega na zrównoważeniu bilansu promieniowania powierzchni ziemi za pomocą bezpromienistego przenoszenia ciepła.
Dobowe i roczne wahania temperatury powierzchni gleby
Z faktu, że bilans cieplny powierzchni Ziemi wynosi zero, nie wynika, że temperatura powierzchni się nie zmienia. Gdy wymiana ciepła skierowana jest w dół (+A), wówczas znaczna część ciepła docierającego do powierzchni z góry pozostaje w warstwie aktywnej. Wzrasta temperatura tej warstwy, a co za tym idzie powierzchni aktywnej. I odwrotnie, gdy ciepło przekazywane jest przez powierzchnię ziemi z dołu do góry (-A), ciepło do atmosfery opuszcza przede wszystkim warstwę aktywną, w wyniku czego temperatura powierzchni spada.
Nagrzewanie w ciągu dnia i schładzanie powierzchni gleby w nocy powodują dobowe wahania jej temperatury. Dzienne wahania temperatury mają zwykle jedno maksimum i jedno minimum. Minimalną temperaturę powierzchni gleby przy dobrej pogodzie obserwuje się przed wschodem słońca, kiedy bilans promieniowania jest jeszcze ujemny, a wymiana ciepła między powietrzem a glebą jest niewielka. Wraz ze wschodem słońca i wzrostem bilansu promieniowania wzrasta temperatura powierzchni gleby. Maksymalną temperaturę obserwuje się około godziny 13:00, po czym temperatura zaczyna spadać.
W niektóre dni wskazana dobowa zmiana temperatury gleby zostaje zakłócona pod wpływem zachmurzenia, opadów i innych czynników. W takim przypadku maksimum i minimum mogą zostać przesunięte na inny czas.
Nazywa się różnicę między maksimum i minimum w cyklu dziennym lub rocznym amplituda zmian temperatury.
O amplitudzie dobowych zmian temperatury powierzchni gleby wpływają następujące czynniki:
pora roku : latem amplituda jest największa, zimą najmniejsza;
szerokość geograficzna : amplituda związana jest z południową wysokością Słońca, która wzrasta w kierunku od bieguna do równika, dlatego w obszarach polarnych amplituda jest niewielka, a na pustyniach tropikalnych, gdzie również promieniowanie efektywne jest wysokie, sięga 50...60 0C;
teren : w porównaniu do równiny stoki południowe nagrzewają się mocniej, północne mniej, a zachodnie nieco mocniej niż wschodnie i odpowiednio zmienia się amplituda;
roślinność i pokrywa śnieżna : amplituda cyklu dobowego pod tymi osłonami jest mniejsza niż w przypadku ich braku, ponieważ zmniejszają one nagrzewanie i ochładzanie powierzchni gleby;
kolor gleby : amplituda dziennej zmiany temperatury powierzchni gleb ciemnych jest większa niż gleb lekkich, ponieważ absorpcja i emisja promieniowania w tych pierwszych jest większa niż w glebach drugich;
Stan powierzchni : gleby luźne mają większą amplitudę niż gleby gęste; w glebach gęstych pochłonięte ciepło rozprzestrzenia się głębiej, a w glebach luźnych pozostaje w górnej warstwie, dzięki czemu te ostatnie nagrzewają się bardziej;
wilgotność gleby : na powierzchni gleb wilgotnych amplituda jest mniejsza niż na powierzchni gleb suchych; w glebach wilgotnych pochłonięte ciepło, podobnie jak w glebach gęstych, rozprzestrzenia się głębiej, a część ciepła jest wydawana na parowanie, w wyniku czego nagrzewają się mniej niż gleby suche;
pochmurny : przy pochmurnej pogodzie amplituda jest znacznie mniejsza niż przy bezchmurnej pogodzie, ponieważ zachmurzenie zmniejsza dzienne nagrzewanie i nocne chłodzenie powierzchni czynnej.
Kurs roczny Temperatura powierzchni gleby zależy od różnej intensywności promieniowania słonecznego w ciągu roku.
Najniższe temperatury na powierzchni gleby obserwuje się zwykle w okresie styczeń-luty, najwyższe w lipcu lub sierpniu.
Na amplitudę rocznych zmian temperatury powierzchni gleby wpływają te same czynniki, co na amplitudę dobowych zmian, z wyjątkiemszerokość geograficzna miejsca. Amplituda cyklu rocznego, w przeciwieństwie do cyklu dobowego, zwiększa się wraz ze wzrostem szerokości geograficznej.
Właściwości termofizyczne gleby
Pomiędzy powierzchnią gleby a znajdującymi się pod nią warstwami zachodzi ciągła wymiana ciepła. Ciepło przekazywane jest do gleby głównie poprzez molekularne przewodnictwo cieplne.
Ogrzewanie i chłodzenie gleby zależy głównie od jej właściwości termofizycznych: pojemności cieplnej i przewodności cieplnej.
Pojemność cieplna - ilość ciepła potrzebna do podniesienia temperatury gleby o 1°C. Rozróżnia się ciepło właściwe i objętościowe.
Specyficzna pojemność cieplna (Z pokonać ) to ilość ciepła potrzebna do ogrzania 1 kg gleby o 1 °C.
Wolumetryczna pojemność cieplna (Z o ) to ilość ciepła potrzebna do ogrzania 1 m3 gleby o 1° C.
Nazywa się zdolność gleby do przenoszenia ciepła z warstwy do warstwyprzewodność cieplna .
Miarą przewodności cieplnej gleby jest współczynnik przewodności cieplnej, która jest liczbowo równa ilości ciepła J, przechodzącej w ciągu 1 s przez podstawę słupa gruntu o przekroju 1 m² i wysokości 1 m.
Współczynnik przewodności cieplnej gleby zależy głównie od stosunku jej zawartościpowietrze i woda .
Właściwości termofizyczne gleby zależą również od jej właściwościgęstość . Wraz ze spadkiem gęstości zmniejsza się pojemność cieplna i przewodność cieplna suchych gleb. Dlatego gleby luźne w warstwie ornej są cieplejsze w ciągu dnia niż gleby zwarte, a nocą chłodniejsze. Ponadto luźna gleba ma większą powierzchnię właściwą niż gęsta gleba, dlatego w ciągu dnia pochłania więcej promieniowania, a w nocy emituje ciepło.
Pomiar temperatury i głębokości zamarzania gleby
Do pomiaru temperatury gleby stosuje się termometry cieczowe (rtęć, alkohol, toluen), termoelektryczne, elektryczne oporowe i termometry odkształceniowe.
Pilnie termometr TM-3, rtęć, służy do pomiaru temperatury powierzchni gleby w danym momencie (terminie).
Maksymalny termometr TM-1, czyli rtęć, służy do pomiaru najwyższej temperatury powierzchni w okresie pomiędzy okresami obserwacji.
Termometr maksymalny różni się od termometru pilnego tym, że cienki kołek wlutowany w dno zbiornika wchodzi do kanału kapilarnego bezpośrednio obok zbiornika. W efekcie rtęć pęka w miejscu zwężenia i w ten sposób rejestrowana jest maksymalna wartość temperatury dla danego okresu czasu.
Minimalny termometr Alkohol TM-2 służy do pomiaru najniższej temperatury powierzchni gleby w okresie pomiędzy okresami obserwacji. Cechą charakterystyczną tego termometru jest to, że wewnątrz kapilary umieszczony jest mały trzpień wykonany z ciemnego szkła. Wraz ze spadkiem temperatury błona powierzchniowa menisku przesuwa się w kierunku zbiornika i przesuwa wraz z nim trzpień. Wraz ze wzrostem temperatury alkohol rozszerza się i swobodnie przepływa wokół szpilki. Ten ostatni pozostaje na miejscu, wskazując minimalną temperaturę pomiędzy okresami obserwacji z końcem oddalonym od zbiornika.
Termometry łokciowe (Savinov) TM-5, rtęć, przeznaczony do pomiaru temperatury gleby w okresie ciepłym na głębokościach 5, 10, 15 i 20 cm.
Termometr sondy AM-6, toluen, służy do terenowych pomiarów temperatury gleby na głębokościach 3...40 cm.
Tranzystorowy termometr elektryczny TET-2 służy do pomiaru temperatury warstwy uprawnej w okresie ciepłym. Mogą także mierzyć temperaturę w pryzmach roślin okopowych, ziemniakach i masie zbożowej w alejkach.
Laska agronoma PITT-1 przeznaczony jest do pomiaru temperatury warstwy ornej oraz pomiaru głębokości orki. Zasada działania opiera się na pomiarze rezystancji omowej w zależności od temperatury.
Termometry spalin TPV-50 rtęciowe przeznaczone są do pomiaru temperatury gleby na głębokości 20...320 cm przez cały rok. Można je również stosować w gospodarstwach rolnych do pomiaru temperatury w pryzmach, silosach itp.
W ostatnim czasie opracowano metody bezdotykowego wyznaczania temperatury powierzchni gleby z satelitów, samolotów i helikopterów, umożliwiające uzyskanie średnich wartości temperatur dla dużych obszarów powierzchni ziemi.
Miernik wiecznej zmarzliny AM-21 służy do pomiaru głębokości zamarzania gleby. Urządzenie to składa się z ebonitowej rurki, na szczycie której nanoszone są podziałki centymetrowe w celu określenia głębokości pokrywy śnieżnej. W rurce tej umieszcza się gumową rurkę z podziałką co 1 cm, wypełnioną wodą destylowaną.
Międzynarodowa temperatura praktyczna jest mierzona w stopniach Celsjusza (°C). Stopień w tej skali to 1/100 przedziału pomiędzy temperaturą topnienia lodu (0°C) a temperaturą wrzenia wody (100°C).
Wartość temperatury gleby dla roślin
Jednym z najważniejszych czynników wpływających na życie roślin jest temperatura gleby. Kiełkowanie nasion, rozwój systemu korzeniowego, aktywność życiowa mikroflory glebowej, wchłanianie składników pokarmowych przez korzenie itp. w dużej mierze zależą od temperatury gleby. Wraz ze wzrostem temperatury gleby wszystkie te procesy stają się bardziej aktywne. Znaczący spadek temperatury gleby prowadzi do obumierania zbóż ozimych, traw wieloletnich i drzew owocowych.
Nasiona większości roślin rolniczych strefy środkowej kiełkują w temperaturze 3...5°C, a takich jak ryż, bawełna itp. wymagają znacznie wyższych temperatur - 13...15°C.
Gdy temperatura gleby wzrasta do optymalnej, zwiększa się szybkość kiełkowania nasion, co prowadzi do skrócenia okresu od siewu do wschodów.
Temperatura gleby ma bezpośredni wpływ na tempo wzrostu systemu korzeniowego. W niskich i wysokich temperaturach wydajność wzrostu ulega pogorszeniu.
Po wschodach sadzonek temperatura gleby nie traci na znaczeniu dla roślin. Rosną i rozwijają się lepiej, jeśli ich korzenie znajdują się w środowisku o nieco niższej (5...10°C) temperaturze w porównaniu z organami naziemnymi.
Temperatura gleby ma ogromny wpływ na aktywność życiową mikroorganizmów, a co za tym idzie na zaopatrzenie roślin w składniki mineralne, szybkość rozkładu materii organicznej, syntezę substancji humusowych itp.
Reżim temperaturowy determinuje akumulację mobilnych składników odżywczych w glebie. Wpływając na szybkość przemieszczania się wody i soli rozpuszczalnych, temperatura wpływa na szybkość, z jaką składniki odżywcze dostają się do roślin z gleby i zastosowanych nawozów. Na przykład w niskich temperaturach (8...10°C) wnikanie azotu do korzeni i przemieszczanie się z korzeni do organów nadziemnych jest ograniczone, a jego zużycie do tworzenia organicznych związków azotu jest osłabione. W niższych temperaturach (5...6°C i poniżej) pobieranie azotu i fosforu przez korzenie gwałtownie maleje. Jednocześnie zmniejsza się również wchłanianie potasu.
Rozprzestrzenianie się i szkodliwość chorób i szkodników roślin rolniczych są również ściśle powiązane z reżimem temperaturowym gleby. U wielu roślin ciepłolubnych (kukurydza, bawełna) choroby siewek i uszkodzenia nasion przez pleśń pojawiają się w niskich temperaturach (zimne źródła), gdy warunki termiczne są niesprzyjające dla roślin.
Szkodniki roślin, których larwy znajdują się w glebie, mogą wyrządzić mniej lub bardziej szkody, w zależności od temperatury.
Temperatura wpływa również na przebieg odżywiania korzeni roślin: proces ten jest możliwy tylko wtedy, gdy temperatura gleby w obszarach ssących jest o kilka stopni niższa od temperatury części nadziemnej rośliny. Naruszenie tej równowagi pociąga za sobą zahamowanie aktywności życiowej rośliny, a nawet jej śmierć.[...]
Temperatura na powierzchni gleby waha się od -49 do 64°C. W miesiącach ciepłych (V-IX) maksymalny okres temperatury gleby na głębokości 5-20 cm waha się od 3,4°C w maju do 0,7°C we wrześniu. Dodatnie temperatury w glebie przez cały rok obserwuje się już od głębokości 1,2 m. Średnia głębokość zamarzania gleby wynosi 58 cm (tab. 1.6).[...]
Zmiana temperatury gleby w ciągu dnia nazywana jest cyklem dobowym. Dzienne wahania temperatury mają zwykle jedno maksimum i jedno minimum. Minimalną temperaturę powierzchni gleby przy dobrej pogodzie obserwuje się przed wschodem słońca, kiedy bilans promieniowania jest jeszcze ujemny, a wymiana ciepła między powietrzem a glebą jest niewielka. Wraz ze wschodem słońca wzrasta temperatura powierzchni gleby, szczególnie przy dobrej pogodzie. Maksymalną temperaturę obserwuje się około godziny 13:00, następnie temperatura zaczyna spadać, co trwa aż do porannego minimum. W niektóre dni wskazana dobowa zmiana temperatury gleby zostaje zakłócona pod wpływem zachmurzenia, opadów i innych czynników. W takim przypadku maksimum i minimum można przesunąć na inny czas (ryc. 4.2).[...]
Zmiana temperatury gleby w ciągu roku nazywana jest cyklem rocznym. Zazwyczaj wykres cyklu rocznego opiera się na średnich miesięcznych temperaturach gleby. Roczna zmienność temperatury powierzchni gleby jest determinowana głównie przez różnicę w napływie promieniowania słonecznego w ciągu roku. Maksymalne średniomiesięczne temperatury powierzchni gleby w umiarkowanych szerokościach geograficznych półkuli północnej obserwuje się zwykle w lipcu, kiedy dopływ ciepła do gleby jest największy, a minimalne w okresie styczeń – luty.
Dzienne wahania temperatury gleby (/) i temperatury powietrza (2) w Pawłowsku (koło Leningradu) w czerwcu.[...]
A. G. Doyarenko zdefiniował wymianę powietrza w glebie jako proces uwalniania powietrza glebowego w dobowym cyklu zmian temperatury gleby i nazwał go „oddychaniem” gleby. W ciągu dnia gleba nagrzewa się, zawarte w niej powietrze rozszerza się i jego część jest wypychana do atmosfery; W nocy, podczas chłodzenia, powietrze w glebie jest sprężane i jego część jest wychwytywana z atmosfery przez glebę. Obecnie termin „oddychanie” odnosi się do uwalniania CO2 przez glebę. Poniżej znajduje się opis metody określania „oddychania” za pomocą urządzenia Trofimowa.[...]
Reżim termiczny gleb kształtuje się pod wpływem klimatu atmosferycznego (strumień promieniowania słonecznego, wilgotność i warunki kontynentalne itp.), A także warunków rzeźby, roślinności i pokrywy śnieżnej. Głównym wskaźnikiem reżimu termicznego gleby, który charakteryzuje jej stan termiczny, jest temperatura gleby.[...]
Latem temperatura gleby stopniowo spada wraz z głębokością. Natomiast w klimacie zimnym i umiarkowanym zimą temperatura gleby w górnych poziomach jest niższa niż w dolnych.[...]
Ostre wahania temperatury gleby w okresie jej dezynfekcji zmniejszają również zakres działania i toksyczność leku, co prowadzi do konieczności zwiększenia jego zużycia. Dlatego dezynfekcja gleby karbacją przeciwko ciepłolubnym grzybom chorobotwórczym w niskich temperaturach (poniżej 10-12°) nie jest obiecująca.[...]
Wstępne wyjaśnienia. Temperatura powietrza i gleby ma ogromny wpływ na wzrost i rozwój roślin. Dla niektórych z nich wyższa temperatura gleby niż temperatura powietrza jest czynnikiem przyspieszającym ukorzenienie sadzonek i uzyskanie w krótszym czasie produktu nadającego się do sprzedaży. Pracę tę można stosunkowo łatwo wykonać z Tradescantia z rodziny Commelinaceae. Jest to dekoracyjna liściasta, zimozielona, bezpretensjonalna roślina zwisająca do wnętrz, o pnących się, opadających pędach, o zróżnicowanej kolorystyce liści - od jasnozielonej do szarawej i różowawej, monochromatycznej i różnorodnej.
Przewodność elektryczna gleby zależy od zawartości wilgoci, stężenia soli C, zawartości powietrza P i temperatury gleby I. Przy tych samych wartościach V?, P, (specyficzna przewodność elektryczna charakteryzuje aktywność jonową gleby, która służy jako miara zasolenia gleby C. [...]
Sezonowe i dobowe zmiany temperatury gleby stają się mniej zauważalne wraz ze wzrostem głębokości i na niektórych głębokościach, różnych dla różnych gleb i stref klimatycznych, pozostają prawie niezmienione. W Europie Środkowej dobowe i sezonowe zmiany temperatury, nawet na głębokości zaledwie 15 cm, są już nieznaczne; dobowe wahania temperatury w najgorętszych okresach lata nie przekraczają tu 6°C, a na głębokości 30 cm - 2°C. Głębokość, na której dobowe wahania temperatury są nieznaczne, jest tym większa, im bardziej suchy jest klimat danego obszaru i im wyższa nasłonecznienie. [...]
Pomiar: Pobraną próbkę gleby waży się wraz z cylindrem; Masę próbki określa się na podstawie różnicy masy cylindra z glebą i bez gleby. Znając objętość cylindra i wilgotność gleby, określ gęstość jego szkieletu. Następnie do próbki wprowadza się termoparę. Szwy dolnej części cylindra i pokrywy pokryte są farbą nitro dla zapewnienia szczelności. Przy określaniu dyfuzyjności cieplnej zamarzniętej gleby cylinder z glebą najpierw trzyma się w ultratermostacie lub kriostacie w danej temperaturze. Początkowa różnica temperatur między glebą a wodą z lodem w termostacie musi wynosić co najmniej 20 °C. [...]
Dobowe i roczne wahania temperatury gleby spowodowane przewodnością cieplną przenoszone są na jej głębsze warstwy. Warstwa gleby, w której obserwuje się dobowe i roczne wahania temperatury, nazywana jest warstwą aktywną.[...]
Wpływ nachylenia stoków na promieniowanie i temperaturę gleby szczegółowo przeanalizował Grunow w Hohenpeissenberg (Bawaria). Rysunek 2.28 ilustruje różnice w promieniowaniu bezpośrednim i rozproszonym padającym na zbocza skierowane w kierunku północno-północno-zachodnim i południowo-południowo-wschodnim, o kącie nachylenia około 30°. Sumy różnią się najbardziej zimą, kiedy wysokość słońca jest niska; zbocze skierowane na północ otrzymuje tylko 30% ilości promieniowania odbieranego przez zbocze skierowane na południe, a prawie całe promieniowanie na zboczu jest rozproszone. Związane z tym różnice temperatur gleby pokazano na ryc. 2,29 dla średnich wartości dziennych i średnich wartości o godzinie 14. Różnica temperatur gleby (na głębokości 50-100 cm) osiąga minimum zimą i latem, a maksimum w okresach przejściowych. Zimą pokrywa śnieżna izoluje glebę, co prowadzi do tego, że między stokami prawie nie ma różnic. Stoki pokryte są śniegiem od listopada do marca (do kwietnia na północnym stoku), a północne stoki są również zwykle bardziej wilgotne. Wpływ dobowego ogrzewania wierzchniej warstwy gleby o godzinie 14:00 wyraźnie wyraża się latem.[...]
Aby automatycznie regulować temperaturę gleby, należy zastosować termostat PTR-02-03. Czułym elementem termostatu jest półprzewodnikowy rezystor termiczny podłączony do obwodu mostka AC. Błąd skali głównej przy znamionowym napięciu zasilania i temperaturze otoczenia nie przekracza ±1°C.[...]
W celu scharakteryzowania ich reżimu temperaturowego przyjęto następujące gradacje sum temperatur gleby powyżej 1 O °C na głębokości 20 cm: subarktyczny (0 - 400 °C); bardzo zimno (400-800°C): zimno (800-1200°C), umiarkowanie zimno (1200-1600°C); umiarkowana (1600 - 2100°C); umiarkowanie ciepły (2100 - 2700°C); ciepły (2700 - 3400°C); bardzo ciepły (3400 - 4400°C); subtropikalny (4400-5600°C)? subtropikalny gorąco (5600 - 7200 °C).[...]
Latem reżim temperaturowy gleb leśno-stepowych charakteryzuje się następującymi cechami. Nagrzewanie się profilu glebowego następuje powoli ze względu na duże dobowe wahania temperatury powietrza, a także znaczną utratę ciepła z gleby w nocy w wyniku radiacyjnego chłodzenia powierzchniowej warstwy gleby. Wzrost temperatury gleby w górnej warstwie metrowej trwa do sierpnia. Do tego czasu aktywne temperatury (10° i więcej) wnikają w glebę na głębokość 0,8-1,2 m, a na głębokości 2-2,5 m gleba nagrzewa się do 5°. Okres letni charakteryzuje się znacznymi dobowymi wahaniami temperatury górnej (ornej) warstwy gleby, jednakże temperatury nocne nie spadają poniżej fizjologicznego minimum i nie wpływają niekorzystnie na wzrost i rozwój pszenicy ozimej. ..]
Źródłem infekcji są skażone nasiona i gleba, w której patogeny dobrze rozwijają się na szczątkach roślinnych. Intensywnemu rozprzestrzenianiu się zgnilizny korzeni roślin strączkowych sprzyja połączenie niskiej wilgotności (poniżej 50%) i temperatury gleby 18-25°C. Nasilenie choroby obserwuje się wraz ze wzrostem głębokości siewu, a także na glebach silnie ubitych. W optymalnych terminach siewu choroba objawia się w mniejszym stopniu niż w późnych terminach siewu. Przy ciężkim rozwoju choroby rośliny są przerzedzane, w wyniku czego plony mogą osiągnąć 30% lub więcej.[...]
Należy pamiętać, że zarówno próg rozwoju, jak i suma efektywnych temperatur są różne dla każdego gatunku. Przede wszystkim zależą one od historycznej zdolności przystosowania się gatunku do warunków życia. Tak więc nasiona koniczyny (klimat umiarkowany) kiełkują w temperaturze gleby od 0 do +1 ° C, a w przypadku nasion palmy daktylowej konieczne jest wstępne podgrzanie gleby do +30 ° C. [...]
System jednostek termicznych ma wiele ograniczeń. Zatem temperatura gleby jest dokładniejszym wyznacznikiem początku wzrostu niż temperatura powietrza. Na wyniki może wpływać przejście od temperatur dziennych do nocnych, długość dnia, a także zróżnicowany wpływ temperatury na różne fazy wzrostu roślin. Ponadto temperatury powyżej minimum mogą nie mieć wyraźnego wpływu na wzrost, ale w pewnych granicach mogą działać wykładniczo, niemal podwajając wiele procesów fizjologicznych na każde 10° C wzrostu temperatury. […]
Według obliczeń efektywności ekonomicznej dezynfekcji gleby za pomocą karbowania, dochód netto z imprezy związanej z uprawą sadzonek w tym PGR wyniósł 319,25 rubli. ze 100 ramek szklarniowych. W 1963 r. PGR Timiryazev zdezynfekował glebę karbacją w 32 dwudziestoramowych szklarniach z ogrzewaniem technicznym (w których kalafior w 1963 r. był porażony kiłą o 40-100%, ze wskaźnikiem chorobowym 29-64%). Lek stosowano w dniach 3-6 października, temperatura gleby 8°, temperatura powietrza 11-13°. TMTD wprowadzono w czterech szklarniach (tab. 4).[...]
Aby sporządzić prognozę należy najpierw ustalić datę przejścia temperatury gleby na głębokości od 10 cm do +1°C, następnie zsumować średnią dobową temperaturę powietrza i ustalić daty osiągnięcia sumy temperatur 500, 800 i 1000°C, zanotuj daty obfitych (co najmniej 10 mm) ciepłych (o temperaturze co najmniej +12°C) opadów. Datą takiego opadu, który przypadł po uzyskaniu sumy temperatur 500°C, będzie data początku rozwoju grzybni pierwszych żeber, 800 – rok, 1000 (czasami 1250) – koniec. Do daty rozpoczęcia rozwoju grzybni dolicza się okres rozwoju danego gatunku. W rezultacie ustala się datę rozpoczęcia masowego owocowania.[...]
Podziału na podtypy facji dokonuje się biorąc pod uwagę sumę aktywnych temperatur gleby na głębokości 20 cm oraz czas trwania okresu ujemnych temperatur gleby na tej samej głębokości (w miesiącach). Do nomenklatury wyznaczania podtypów facji stosuje się terminy związane z ich reżimem temperaturowym: ciepły, umiarkowany, zimny, głęboko mroźny itp. […]
Charakterystycznymi cechami reżimu temperaturowego szarych gleb leśnych i wyługowanych czarnoziemów obwodu irkuckiego, które odróżniają je od podobnych gleb w prowincjach strefy leśno-stepowej położonej na zachodzie, są: długi okres ujemnych temperatur w glebie (6-8 miesięcy), bardzo duża głębokość przemarzania (1,5-2,5 m), mała miąższość aktywnej warstwy gleby o temperaturze 10° i wyższej (0,8-1,2 m), najniższe wartości średniej roczna temperatura gleby na głębokości 0,2 m (od 1,3 do 3,7°), znaczna amplituda temperatury gleby (24-30°) na głębokości 0,2 m (Kolesnichenko, 1965, 1969). [...]
Dla pomyślnego zimowania pszenicy ozimej kluczowa jest temperatura gleby na głębokości węzła krzewienia (3 cm). Jak wykazały wyniki badań polowych pszenicy ozimej Zalarinka w latach 1992-1998, w czasie zim o przeciętnych opadach śniegu i warunkach temperaturowych temperatura gleby na głębokości węzła krzewienia nie spada do poziomu krytycznego dla pszenicy ozimej (-18, - 20°) i uszkodzenia roślin zimujących czasami nieznaczne.[...]
Termometry rtęciowe korbowe (Savinov) przeznaczone są do pomiaru temperatury gleby na głębokościach 5,10,15,20 cm w zakresie od -10°C do +50°C. Termometry produkowane są w zestawie czterech sztuk, różniących się długością: 290, 350, 450 i 500 mm ze względu na różną długość części podskali. Cena podziału wynosi 0,5°C. W pobliżu zbiornika termometr jest zagięty pod kątem 135°. Zbiornik przyciemniony jest ze skali osłoną termoizolacyjną, co pozwala na dokładniejszy pomiar temperatury na głębokości zabudowy zbiornika.[...]
Dla scharakteryzowania reżimu temperaturowego szczególne znaczenie ma czas trwania okresu temperatur aktywnych (>10°C) w glebie na głębokości 20 cm, gdzie znajduje się maksymalna liczba korzeni roślin rolniczych i wielu roślin naturalnych. Suma aktywnych temperatur gleby na tej głębokości jest głównym wskaźnikiem zaopatrzenia gleby w ciepło (Tabela 41).[...]
Głównymi wskaźnikami charakteryzującymi wpływ klimatu na tworzenie się gleby są średnie roczne temperatury powietrza i gleby, suma temperatur aktywnych większa niż 0; 5; 10°C, roczna amplituda wahań temperatury gleby i powietrza, czas trwania okresu bezmrozowego, wartość bilansu promieniowania, wielkość opadów (średniomiesięcznych, średniorocznych, dla okresów ciepłych i zimnych), stopień kontynentalności, parowanie, współczynnik wilgoci, wskaźnik suchości radiacyjnej itp. Oprócz powyższych wskaźników istnieje szereg parametrów charakteryzujących opady i prędkość wiatru, które decydują o przejawach erozji wodnej i wietrznej.[...]
Wśród czynników środowiskowych dla roślin w stanie spoczynku zimowego najważniejsze są temperatura powietrza i grubość pokrywy śnieżnej, gdyż ich stosunek określa temperaturę gleby na głębokości węzła krzewienia (3 cm) – bezpośredni wskaźnik warunków zimowania roślin. rośliny. Ustalono, że odporność pszenicy ozimej na niskie temperatury zimą zależy od stanu (rozwoju) roślin, stopnia ich stwardnienia jesienią, cech odmiany i warunków żywienia mineralnego (Tumanov, 1970). ; Kuperman, 1969; Shulgin, 1967). Według badań I.M. Petunina (Shulgin, 1967), przy dobrym stwardnieniu, niezarośnięte rośliny w fazie krzewienia na samym początku zimy wytrzymują do -15° na głębokości węzła krzewienia, a w środku zimy do -20° (czasami nawet niżej). W drugiej połowie zimy odporność roślin ozimych na mróz spada, stopniowo zbliżając się do odporności początkowej (jesiennej). Jak wykazały badania A.I. Shulgina (1955) na terytorium Ałtaju (Barnauł), krytyczna temperatura gleby na głębokości węzła krzewienia dla pszenicy ozimej wynosi -16,-18°. Gdy temperatura gleby spadnie do poziomu krytycznego lub poniżej, węzeł krzewienia ulega uszkodzeniu, a rośliny obumierają z powodu zamarzania. Normalne zimowanie pszenicy ozimej następuje, gdy temperatura gleby na głębokości węzła krzewienia spada do -16°. Przy temperaturach poniżej -16° tworzą się niekorzystne warunki dobowe zimowania, a wraz z dalszym spadkiem temperatury gleby dochodzi do uszkodzenia węzła krzewienia i śmierci pszenicy ozimej na skutek przemarznięcia.[...]
Termometr elektryczny AM-29 (urządzenie produkcji seryjnej) działa na zasadzie mostkowej. Składa się z urządzenia do pomiaru temperatury gleby w warstwie powierzchniowej i na głębokości..[...]
Zapotrzebowanie cieplne obiektu według tej metody wyraża się stosunkiem czasu trwania rozwoju do średniej temperatury w tym czasie. Czas rozwoju oznacza tu nie tylko czas przejścia jakiejkolwiek fazy, ale także okres pomiędzy oczekiwanym momentem rozwoju a jakimkolwiek zjawiskiem fenologicznym poprzedzającym oczekiwane. Okres ten nazywany jest okresem międzyfazowym lub okresem. Początek okresu powinien mieć charakter łatwy do określenia, dlatego wybiera się dla niego zjawisko, które jest łatwe do zauważenia lub określenia. Na przykład, ustalając lot zimującego pokolenia gąsienic jesiennych, za jego początek wygodnie jest przyjąć datę przejścia temperatury gleby na głębokości zimowania gąsienic do 10°C. Aby określić początek lotu II pokolenia dorsza, należy przyjąć okres rozpoczynający się od momentu lotu I pokolenia. Według tej metody końcem okresu jest zawsze przewidywany moment rozwoju, a początkiem jest dowolnie wybrane zjawisko, nawet niezwiązane bezpośrednio z tym przedmiotem. Można zatem ustalić związek pomiędzy kwitnieniem mniszka lekarskiego a lotem muszki kapustnej wiosennej i uznać kwitnienie mniszka lekarskiego za początek tego okresu.[...]
W pierwszym eksperymencie karbowanie dało znaczący efekt leczniczy; w drugim przypadku efekt był mniejszy (tab. 2). Podwyższona temperatura gleby w dniu aplikacji leku (drugie doświadczenie) niewątpliwie przyczyniła się do intensywniejszego rozwoju kiły, co widać w kontroli. Z tego powodu, a także być może z powodu większej utraty gazowej frakcji aktywnej leku, w drugim doświadczeniu skuteczność karbowania spadła. W szeregu innych doświadczeń zaobserwowano niższą skuteczność dezynfekcji gleby późną wiosną.[...]
Dla sezonu zimowego uwzględnia się czas rozpoczęcia sezonu [data faktyczna, odchylenie od dat średnich (+) w dniach]; minimalna temperatura gleby na głębokości węzła krzewienia roślin ozimych przez dziesięciolecia; data powstania i zaniku stabilnej pokrywy śnieżnej; średnia głębokość pokrywy śnieżnej w ciągu dekady; rozkład pokrywy śnieżnej na terytorium (jednolity, nierówny); głębokość zamarzania gleby (średnia z dekady); obecność skorupy lodowej, jej grubość i czas występowania (w dniach); liczba dni ze szczególnymi zjawiskami w ciągu dekady - obfite opady śniegu, deszcz ze śniegiem, odwilż, lód, silny wiatr.[...]
Masa 1000 ziaren wynosi 0,12...0,2 g. Na jednej roślinie tworzy się do 16 tysięcy nasion. Żywotność w glebie utrzymuje się do 5 lat. Nasiona mogą kiełkować po dojrzewaniu. Optymalne warunki do kiełkowania na powierzchni gleby stwarza się poprzez jej okresowe nawilżanie. Gdy nasiona zostaną posadzone głębiej niż 5 cm, sadzonki nie pojawią się. Wiosną miotła kiełkuje przy temperaturze gleby powyżej 5°C. Nieprzestrzeganie płodozmianu, wielokrotne siewy roślin ozimych, naruszenia w uprawie gleby i chwilowe zastoje wody prowadzą do masowego skażenia upraw.[...]
Procesy wymiany powietrza glebowego z atmosferycznym nazywane są napowietrzaniem lub wymianą gazową. Wymiana gazowa zachodzi poprzez system przenoszących powietrze porów glebowych, które komunikują się ze sobą oraz z atmosferą. Wymiana gazowa spowodowana jest kilkoma czynnikami: dyfuzją, zmianami temperatury gleby i ciśnienia barometrycznego, zmianami ilości wilgoci w glebie pod naporem opadów atmosferycznych, nawadnianiem, parowaniem, wpływem wiatru, zmianami poziomu wód gruntowych lub wysokimi temperaturami. woda.[...]
Jednak podczas ostrej zimy 1995/96, kiedy w pierwszej połowie okresu zimowego pola były słabo pokryte śniegiem (wysokość śniegu 7-15 cm) i nadeszły silne mrozy, temperatura gleby na głębokości krzewienia węzeł spadł poniżej krytycznego, co doprowadziło do uszkodzenia i śmierci doświadczonych upraw w wyniku zamarznięcia.[...]
Radykalną metodą regulowania reżimu termicznego w okresie zimnym jest rekultywacja śniegu. Zatrzymywanie śniegu jest również ważnym sposobem gromadzenia wilgoci w glebie. Jest szeroko stosowany w suchych i kontynentalnych regionach kraju - na południu i południowym wschodzie europejskiej części ZSRR, w zachodniej Syberii, północnym Kazachstanie i innych regionach, gdzie pokrywa śnieżna jest zwykle niewielka, a silne mrozy z niewielką pokrywą śnieżną mogą poważnie uszkadzają uprawy ozime i wieloletnie, zioła, uprawy owoców i jagód. Przy niewielkiej pokrywie śnieżnej temperatura gleby na głębokości węzła krzewienia roślin ozimych (około 3 cm) może osiągnąć wartości krytyczne i spowodować uszkodzenie lub śmierć roślin.
Na półkuli północnej południowe stoki są bardziej nasłonecznione. Na przykład obserwacje przeprowadzone przez V.R. Volobueva (1963) w Ogrodzie Botanicznym w Batumi wykazały, że różnica temperatur gleby na zboczach o ekspozycji południowej i północnej w październiku wynosiła 8°C.
Ze względu na brak ciepła na północy, najbardziej żyznymi glebami zarówno dla roślin rolniczych, jak i gatunków drzew często nie są gleby ciężkie, bogate w pierwiastki popiołu, ale najcieplejsze gliny piaszczyste lub gliny lekkie. Tutaj, na ciężkich glebach, drzewa często ograniczają swoją energię wzrostu również dlatego, że ich system korzeniowy, ze względu na niską temperaturę gleby, nie jest w stanie dostarczyć do pnia wymaganej ilości wody do transpiracji. [...]
Liczbę sadzonek świerka pobranych z korzeniami w celu określenia masy suchej na powietrzu w części silnie zacienionej przyjęto 4, a w części słabo zacienionej – 17. Tursky i Nikolsky nie postanowili jednak ilościowo wyrazić stopnia fotofilii sosny i świerku. Cel ich eksperymentu leżał na innej płaszczyźnie: po prostu przetestowali wykonalność wieloletniej praktycznej metody zacieniania łóżek dziecięcych za pomocą osłon, a doświadczenie po drodze pokazało, że sosna jest bardziej światłolubna niż świerk, dlatego świerk pogarsza się wzrost z silnym cieniowaniem. [...]
Technicznie ogrzewane szklarnie, w których uprawiano sadzonki późnej odmiany Moskovskaya, nie zostały w odpowiednim czasie odłączone od instalacji grzewczej (ze względu na wysiewanie ogórków w osobnych szklarniach). W rezultacie na przełomie kwietnia i maja temperatura gleby wzrosła do 20° i więcej. Takie naruszenie techniki rolniczej niewątpliwie wpłynęło na nasilenie choroby: z 17 szklarni w 8 aż 15% sadzonek zostało dotkniętych czarną nóżką, w 6 - do 30%, a w 3 - do 36%. Niestety w tym eksperymencie nie było szklarni kontrolnych.[...]
Istnieje jednak niebezpieczeństwo uszkodzenia i śmierci pszenicy ozimej wczesną wiosną, gdy wyłania się z zimowania, gdy osłabione i w dużej mierze utracone rośliny hartujące podczas powrotu zimnej pogody nie są w stanie wytrzymać ostrych, długotrwałych spadków temperatury gleby (do -7 , -10°) w rejonie węzła krzewienia.[...]
Złożona struktura zbiorowisk zależy od zmian pewnych warunków środowiskowych, wpływu człowieka i cech wzrostu samych roślin. Ale nawet w cenozach jednogatunkowych wyraża się niejednorodność pokrywy roślinnej ze względu na niejednorodność rzeźby terenu i podstawy litogenicznej. Ponieważ gleby są zwierciadłem stanu krajobrazu, w pierwszej kolejności przeprowadziliśmy badania porównawcze temperatury gleby w strefie najbardziej aktywnych procesów metabolicznych (30-centymetrowa warstwa gleby) z temperaturą przyziemnej warstwy powietrza za pomocą psychrometru na wysokości 1,0 m, jednocześnie w obszarach o różnych wskaźnikach KTP. W wyniku przeprowadzonych badań (100 pomiarów w każdym obiekcie w sezonie) ustalono istotne statystycznie różnice w temperaturze gleby na obszarach o podwyższonym i obniżonym CTP w okresie obserwacji (lipiec - wrzesień 2004). Uzyskane wyniki pozwalają na wstępny wniosek, że na obszarach o wzmożonym konwekcyjnym przepływie ciepła temperatura gleby na badanej głębokości jest wyższa. Różnice wynoszą 1-1,5°C, co oczywiście powinno mieć wpływ na wiele aspektów funkcjonowania biogeocenoz leśnych.
W ciągu dnia powierzchnia gleby w różny sposób stale traci lub pochłania ciepło. Przez powierzchnię ziemi ciepło przekazywane jest w górę (do atmosfery) i w dół (do gleby). Powierzchnia gleby otrzymuje promieniowanie całkowite i przeciwpromieniowanie z atmosfery, a ciepło dociera również w wyniku turbulentnego przewodzenia ciepła. W ten sam sposób powierzchnia ziemi emituje ciepło do atmosfery. Dochodzące ciepło rozprowadzane jest w cienkiej górnej warstwie, która staje się bardzo gorąca. Na powierzchni gleby temperatura szybko spada po uwolnieniu ciepła: ciepło zgromadzone w cienkiej górnej warstwie szybko ją opuszcza, nie jest uzupełniane od dołu.
Rys. nr 1 Wykres dobowych zmian temperatury powierzchni gleby
Suma algebraiczna wszystkich dopływów i odpływów ciepła na powierzchni ziemi musi być równa zeru, co nie oznacza, że temperatura powierzchni gleby się nie zmienia. Jeśli wymiana ciepła skierowana jest w dół, wówczas ciepło z atmosfery pozostaje w aktywnej warstwie gleby, co prowadzi do wzrostu jej temperatury. Po przeniesieniu do atmosfery ciepło opuszcza warstwę aktywną, obniżając w ten sposób jej temperaturę.
Temperatura powierzchni w ciągu dnia ma swoje maksimum, które pojawia się o godzinie 13-14, a minimum, obserwowane pół godziny po wschodzie słońca. W naszym przypadku (ryc. nr 1) dzieje się dokładnie tak: najniższa temperatura powierzchni wynosząca 19°C występuje o godzinie 6 rano – czyli w okresie letnim mniej więcej po wschodzie słońca. W tym czasie przenoszenie ciepła z wierzchniej warstwy gleby przez efektywne promieniowanie równoważy się zwiększonym dopływem całkowitego promieniowania, w wyniku czego bilans radiacyjny powierzchni gleby staje się równy zeru; a bilans bez promieniowania jest nieznaczny. Następnie temperatura stopniowo wzrasta, osiągając najwyższą wartość w lokalne południe. Bilans promieniowania pozostaje dodatni aż do wieczora, jednak można zauważyć spadek temperatury powierzchni gleby. Dzieje się tak na skutek zwiększonej przewodności cieplnej i parowania wody.
Maksymalne temperatury na powierzchni gleby są zwykle wyższe niż w powietrzu, gdyż w ciągu dnia promieniowanie słoneczne nagrzewa glebę, która następnie ogrzewa powietrze. Widać to na przykładzie badanego przypadku: maksymalna temperatura powierzchni gleby (49°C) jest wyższa od maksymalnej temperatury powietrza (32,8°C) tego samego dnia. Natomiast minima nocne są niższe na powierzchni gleby niż w powietrzu, ponieważ gleba jest najpierw chłodzona skutecznym promieniowaniem, a powietrze jest z niej chłodzone. W dniu 19 sierpnia minimalna temperatura powierzchni gleby wyniosła 19°C, a minimalna temperatura powietrza 21,2°C.
Badania przeprowadzono w sierpniu, zatem różnica pomiędzy dobowym maksimum i dobowym minimum – amplitudą dobowej temperatury – w badanym przypadku jest dość duża (30°C). Promieniowanie słoneczne na powierzchni ziemi jest wysokie w ciągu dnia, a promieniowanie efektywne obserwuje się w nocy. Sądząc zatem po dużej amplitudzie, dzień był bezchmurny.
Jak już wspomniano, promienie słoneczne przechodząc przez atmosferę ulegają pewnym zmianom i oddają część ciepła do atmosfery. Jednak ciepło to, rozprowadzane w całej atmosferze, ma bardzo mały wpływ na ogrzewanie. Na warunki temperaturowe dolnych warstw atmosfery wpływa głównie temperatura powierzchni ziemi. Dolne warstwy atmosfery są ogrzewane od nagrzanej powierzchni lądu i wody, a chłodzone od wychłodzonej powierzchni. Zatem głównym źródłem ogrzewania i chłodzenia dolnych warstw atmosfery jest właśnie powierzchnia ziemi. Jednak określenie „powierzchnia ziemi” w tym przypadku (tzn. biorąc pod uwagę procesy zachodzące w atmosferze) czasami wygodniej jest zastąpić określeniem powierzchnia bazowa. Z określeniem powierzchnia ziemi kojarzymy najczęściej pojęcie kształtu powierzchni z uwzględnieniem lądu i morza, natomiast określenie powierzchnia pod spodem oznacza powierzchnię ziemi ze wszystkimi jej nieodłącznymi właściwościami istotnymi dla atmosfery (kształt , rodzaj skał, kolor, temperatura, wilgotność, szata roślinna itp.).
Zaobserwowane przez nas okoliczności zmuszają nas przede wszystkim do skupienia uwagi na warunkach temperaturowych powierzchni ziemi, a dokładniej pod nią.
Bilans cieplny na powierzchni bazowej. Temperatura podłoża zależy od stosunku dopływu i odpływu ciepła. Bilans ciepła przychodzącego i odpływającego do powierzchni ziemi w ciągu dnia składa się z następujących wielkości: przychodzące - ciepło pochodzące z bezpośredniego i rozproszonego promieniowania słonecznego; zużycie - a) odbicie części promieniowania słonecznego od powierzchni ziemi, b) parowanie, c) promieniowanie ziemskie, d) przekazywanie ciepła do sąsiednich warstw powietrza, e) przekazywanie ciepła w głąb gruntu.
W nocy zmieniają się składniki bilansu ciepła przychodzącego i wychodzącego na leżącą pod spodem powierzchnię. W nocy nie ma promieniowania słonecznego; ciepło może pochodzić z powietrza (jeśli jego temperatura jest wyższa od temperatury powierzchni ziemi) oraz z dolnych warstw gleby. Zamiast parowania może nastąpić kondensacja pary wodnej na powierzchni gleby; Ciepło powstające podczas tego procesu jest pochłaniane przez powierzchnię ziemi.
Jeśli bilans cieplny jest dodatni (dopływ ciepła jest większy niż odpływ ciepła), wówczas temperatura powierzchni pod spodem wzrasta; jeśli saldo jest ujemne (dochody są mniejsze niż spożycie), wówczas temperatura spada.
Warunki grzewcze powierzchni lądu i powierzchni wody są bardzo różne. Zastanówmy się najpierw nad warunkami podgrzewania sushi.
Podgrzewanie sushi. Powierzchnia terenu nie jest jednolita. W niektórych miejscach rozciągają się rozległe połacie stepów, łąk i pól uprawnych, w innych lasy i bagna, a jeszcze w innych pustynie niemal pozbawione roślinności. Oczywiste jest, że warunki ogrzewania powierzchni ziemi w każdym z przedstawionych przez nas przypadków są dalekie od takich samych. Najłatwiej będą tam, gdzie powierzchnia ziemi nie jest porośnięta roślinnością. Najpierw skupimy się na najprostszych przypadkach.
Do pomiaru temperatury powierzchniowej warstwy gleby stosuje się konwencjonalny termometr rtęciowy. Termometr umieszcza się w niezacienionym miejscu, ale tak, aby dolna połowa zbiornika z rtęcią znajdowała się w grubości gleby. Jeśli gleba jest porośnięta trawą, należy ją przyciąć (w przeciwnym razie badany obszar gleby będzie zacieniony). Trzeba jednak powiedzieć, że tej metody nie można uznać za całkowicie dokładną. Aby uzyskać dokładniejsze dane, stosuje się termometry elektryczne.
Pomiar temperatury gleby na głębokości 20-40 cm produkować termometry rtęciowe do gleby. Do pomiaru głębszych warstw (od 0,1 do 3, a czasem i więcej metrów) stosuje się tzw termometry spalin. Są to w zasadzie te same termometry rtęciowe, tyle że umieszczone w ebonitowej rurce, która jest zakopana w ziemi na wymaganą głębokość (ryc. 34).
W ciągu dnia, zwłaszcza latem, powierzchnia gleby nagrzewa się bardzo mocno, a w nocy znacznie się ochładza. Zazwyczaj maksymalna temperatura występuje około godziny 13:00, a minimalna występuje przed wschodem słońca. Różnica między najwyższą i najniższą temperaturą nazywa się amplituda wahania dzienne. Latem amplituda jest znacznie większa niż zimą. I tak na przykład dla Tbilisi w lipcu dochodzi do 30°, a w styczniu 10°. W rocznej zmienności temperatury powierzchni gleby, maksimum obserwuje się zwykle w lipcu, a minimum w styczniu. Z wierzchniej nagrzanej warstwy gleby ciepło przekazywane jest częściowo do powietrza, a częściowo do warstw położonych głębiej. W nocy proces jest odwrotny. Głębokość, na jaką przenikają dzienne wahania temperatury, zależy od przewodności cieplnej gleby. Ale ogólnie jest mały i waha się od około 70 do 100 cm. W tym przypadku amplituda dzienna maleje bardzo szybko wraz z głębokością. Zatem jeśli na powierzchni gleby amplituda dobowa wynosi 16°, to na głębokości 12° cm jest już tylko 8°, na głębokości 24 cm - 4° i na głębokości 48 cm-1°. Z powyższego wynika, że ciepło pochłonięte przez glebę gromadzi się głównie w jej górnej warstwie, której grubość mierzy się w centymetrach. Ale ta wierzchnia warstwa gleby jest właśnie głównym źródłem ciepła, od którego zależy temperatura
warstwa powietrza przylegająca do gleby.
Roczne wahania sięgają znacznie głębiej. W umiarkowanych szerokościach geograficznych, gdzie amplituda roczna jest szczególnie duża, wahania temperatury zanikają na głębokości 20-30 M.
Transfer temperatur do Ziemi następuje raczej powoli. Średnio na każdy metr głębokości wahania temperatury opóźniają się o 20-30 dni. Zatem najwyższe temperatury obserwowane na powierzchni Ziemi w lipcu występują na głębokości 5 stopni M będzie w grudniu lub styczniu, a najniższe w lipcu.
Wpływ roślinności i pokrywy śnieżnej. Pokrywa roślinna zacienia powierzchnię ziemi, ograniczając w ten sposób dopływ ciepła do gleby. W nocy natomiast szata roślinna chroni glebę przed emisją promieniowania. Ponadto szata roślinna odparowuje wodę, która również pochłania część energii promieniowania Słońca. Dzięki temu gleby porośnięte roślinnością nagrzewają się mniej w ciągu dnia. Jest to szczególnie widoczne w lesie, gdzie latem gleba jest znacznie zimniejsza niż na polu.
Jeszcze większy wpływ wywiera pokrywa śnieżna, która dzięki niskiemu przewodzeniu ciepła chroni glebę przed nadmiernym wychłodzeniem w okresie zimowym. Z obserwacji przeprowadzonych w Lesnoy (k. Leningradu) wynika, że gleba pozbawiona pokrywy śnieżnej jest w lutym średnio o 7° zimniejsza niż gleba pokryta śniegiem (dane pochodzą z 15 lat obserwacji). W niektórych latach w zimie różnica temperatur sięgała 20-30°. Z tych samych obserwacji okazało się, że gleby pozbawione pokrywy śnieżnej zamarzły do 1,35 M głębokości, natomiast pod pokrywą śnieżną zamarzanie nie jest głębsze niż 40 cm.
Zamarzanie gleby i wieczna zmarzlina . Kwestia głębokości zamarzania gleby ma ogromne znaczenie praktyczne. Wystarczy przypomnieć budowę wodociągów, zbiorników i innych podobnych konstrukcji. W środkowej strefie europejskiej części ZSRR głębokość zamarzania waha się od 1 do 1,5 M, w regionach południowych - od 40 do 50 cm. We wschodniej Syberii, gdzie zimy są mroźniejsze, a pokrywa śnieżna bardzo mała, głębokość zamarzania sięga kilku metrów. W tych warunkach w okresie letnim gleba ma czas na rozmrożenie jedynie z powierzchni, a głębiej pozostaje trwale zamarznięty horyzont, tzw. wieczna zmarzlina. Obszar występowania wiecznej zmarzliny jest ogromny. W ZSRR (głównie na Syberii) zajmuje ponad 9 milionów. km 2. Ocieplenie powierzchni wody. Pojemność cieplna wody jest dwukrotnie większa od pojemności cieplnej skał tworzących ląd. Oznacza to, że w tych samych warunkach, przez pewien czas, powierzchnia lądu będzie miała czas na nagrzanie się dwukrotnie bardziej niż powierzchnia wody. Ponadto woda odparowuje po podgrzaniu, co również kosztuje dużo pieniędzy.
ilość energii cieplnej. Na koniec należy zwrócić uwagę na jeszcze jeden bardzo ważny powód, który spowalnia nagrzewanie: jest to mieszanie górnych warstw wody z powodu fal i prądów konwekcyjnych (do głębokości 100, a nawet 200 M).
Z tego, co powiedziano, wynika, że powierzchnia wody nagrzewa się znacznie wolniej niż powierzchnia lądu. W rezultacie dobowe i roczne amplitudy temperatur powierzchni morza są wielokrotnie mniejsze niż dobowe i roczne amplitudy powierzchni lądu.
Jednak ze względu na większą pojemność cieplną i głębsze nagrzewanie, powierzchnia wody akumuluje znacznie więcej ciepła niż powierzchnia lądu. W rezultacie, według obliczeń, średnia temperatura powierzchni oceanów jest o 3° wyższa od średniej temperatury powietrza na całej kuli ziemskiej. Z tego, co zostało powiedziane, jasno wynika, że warunki ogrzewania powietrza nad powierzchnią morza znacznie różnią się od warunków na lądzie. W skrócie różnice te można opisać w następujący sposób:
1) na obszarach o dużej amplitudzie dobowej (strefa tropikalna) w nocy temperatura morza jest wyższa od temperatury lądu, a w dzień występuje zjawisko odwrotne;
2) na obszarach o dużej amplitudzie rocznej (strefa umiarkowana i polarna) powierzchnia morza jest cieplejsza jesienią i zimą, a zimniejsza latem i wiosną niż powierzchnia lądu;
3) powierzchnia morza otrzymuje mniej ciepła niż powierzchnia lądu, ale zatrzymuje je dłużej i wydaje bardziej równomiernie. W rezultacie powierzchnia morza jest średnio cieplejsza niż powierzchnia lądu.
Metody i przyrządy do pomiaru temperatury powietrza. Temperaturapowietrza mierzy się zwykle za pomocą termometrów rtęciowych. W zimnych krajach, gdzie temperatura powietrza spada poniżej punktu zamarzania rtęci (rtęć zamarza w temperaturze -39°), stosuje się termometry alkoholowe.
Podczas pomiaru temperatury powietrza należy umieścić termometry V ochronę przed bezpośrednim promieniowaniem słonecznym i promieniowaniem ziemskim. W ZSRR do tych celów używamy drewnianej kabiny psychrometrycznej (żaluzjowej) (ryc. 35), która jest instalowana na wysokości 2 M z powierzchni gleby. Wszystkie cztery ściany tej budki wykonane są z podwójnego rzędu pochyłych listew w formie żaluzji, dach jest podwójny, spód tworzą trzy deski umieszczone na różnych wysokościach. Takie rozmieszczenie kabiny psychrometrycznej chroni termometry przed bezpośrednim promieniowaniem słonecznym, a jednocześnie pozwala na swobodną penetrację powietrza. Aby zmniejszyć nagrzewanie się kabiny, jest ona pomalowana na biało. Drzwi kabiny otwierają się na północ, aby promienie słoneczne nie padały na termometry podczas odczytów.
W meteorologii znane są termometry o różnych konstrukcjach i przeznaczeniu. Spośród nich najczęstsze to: termometr psychrometryczny, termometr zawiesiowy, termometr maksymalny i minimalny.
jest głównym obecnie akceptowanym sposobem określania temperatury powietrza w godzinach pilnych obserwacji. Jest to termometr rtęciowy (ryc. 36) z wkładkową skalą, której wartość podziału wynosi 0°,2. Przy określaniu temperatury powietrza za pomocą termometru psychrometrycznego instaluje się go w pozycji pionowej. Na obszarach o niskich temperaturach powietrza oprócz rtęciowego termometru psychrometrycznego stosuje się podobny termometr alkoholowy w temperaturach poniżej 20°.
W warunkach ekspedycyjnych służą do określenia temperatury powietrza. termometr do chusty(ryc. 37). Przyrząd ten to mały termometr rtęciowy ze skalą sztyftową; podziałki na skali zaznaczono co 0°,5. OK, do górnego końca termometru przywiązuje się sznurek, za pomocą którego podczas pomiaru temperatury termometr szybko obraca się nad głową, tak aby jego zbiornik rtęci stykał się z dużymi masami powietrza i był mniej nagrzewany przez Promieniowanie słoneczne. Po obróceniu termometru chusty na 1-2 minuty. Mierzona jest temperatura, a urządzenie należy umieścić w cieniu, aby nie było narażone na bezpośrednie działanie promieni słonecznych.
służy do określenia najwyższej temperatury zaobserwowanej w dowolnym okresie czasu. W odróżnieniu od konwencjonalnych termometrów rtęciowych, termometr maksymalny (ryc. 38) posiada szklany trzpień wlutowany w dno zbiornika rtęci, którego górny koniec nieznacznie wchodzi do naczynia kapilarnego, znacznie zwężając jego otwór. Gdy temperatura powietrza wzrasta, rtęć w zbiorniku rozszerza się i wpada do naczynia kapilarnego. Jej zwężony otwór nie stanowi dużej przeszkody. Kolumna rtęci w naczyniu kapilarnym będzie rosła wraz ze wzrostem temperatury powietrza. Kiedy temperatura zacznie spadać, rtęć w zbiorniku zacznie się kurczyć i oderwie się od kolumny rtęci w naczyniu kapilarnym z powodu obecności szklanego szpilki. Po każdym odczycie potrząśnij termometrem, tak jak ma to miejsce w przypadku termometru medycznego. Podczas dokonywania obserwacji maksymalny termometr umieszcza się poziomo, ponieważ kapilara tego termometru jest stosunkowo szeroka, a rtęć w nim w pozycji nachylonej może poruszać się niezależnie od temperatury. Maksymalna wartość podziału skali termometru wynosi 0°,5.
Aby określić najniższą temperaturę w określonym czasie, stosuje się ją minimalny termometr(ryc. 39). Termometr minimalny to termometr alkoholowy. Jego skala jest podzielona na 0°,5. Podczas wykonywania pomiarów termometr minimalny i maksymalny są instalowane w pozycji poziomej. W naczyniu kapilarnym termometru minimalnego wewnątrz alkoholu umieszcza się małą szpilkę z ciemnego szkła o pogrubionych końcach. Wraz ze spadkiem temperatury kolumna alkoholu skraca się, a powierzchniowa warstwa alkoholu będzie przesuwać szpilkę
tykaj do zbiornika. Jeśli temperatura zacznie wówczas rosnąć, słupek alkoholu wydłuży się, a szpilka pozostanie na swoim miejscu, ustalając minimalną temperaturę.
Do ciągłego rejestrowania zmian temperatury powietrza w ciągu dnia stosuje się rejestratory – termografy.
Obecnie w meteorologii wykorzystuje się dwa rodzaje termografów: bimetaliczny i manometryczny. Najczęściej stosowanymi termometrami są termometry z odbiornikiem bimetalicznym.
(Rys. 40) ma bimetaliczną (podwójną) płytkę jako odbiornik temperatury. Płyta ta składa się z dwóch cienkich, odmiennych metalowych płytek, zlutowanych ze sobą, każda o innym współczynniku temperaturowym rozszerzalności. Jeden koniec paska bimetalicznego jest trwale zamocowany w urządzeniu, drugi jest wolny. Kiedy zmienia się temperatura powietrza, metalowe płyty odkształcają się w różny sposób, w związku z czym wolny koniec płyty bimetalicznej wygina się w tym czy innym kierunku. I te ruchy bimetalicznej płytki przenoszone są poprzez system dźwigni na strzałkę, do której przymocowane jest pióro. Pióro poruszając się w górę i w dół kreśli zakrzywioną linię zmian temperatury na papierowej taśmie nawiniętej na bęben obracający się wokół osi za pomocą mechanizmu zegarowego.
U termografy manometryczne Odbiornikiem temperatury jest zakrzywiona mosiężna rurka wypełniona cieczą lub gazem. Poza tym są one podobne do termografów bimetalicznych. Wraz ze wzrostem temperatury zwiększa się objętość cieczy (gazu), a wraz ze spadkiem temperatury maleje. Zmiana objętości cieczy (gazu) deformuje ścianki rurki, a to z kolei przekazywane jest poprzez system dźwigni na strzałkę z piórkiem.
Pionowy rozkład temperatur w atmosferze. Ogrzewanie atmosfery, jak już powiedzieliśmy, zachodzi na dwa główne sposoby. Pierwsza to bezpośrednia absorpcja promieniowania słonecznego i ziemskiego, druga to przenoszenie ciepła z nagrzanej powierzchni ziemi. Pierwsza ścieżka została wystarczająco opisana w rozdziale poświęconym promieniowaniu słonecznemu. Wybierzmy drugą ścieżkę.
Ciepło przekazywane jest z powierzchni ziemi do górnych warstw atmosfery trzema drogami: molekularnym przewodnictwem cieplnym, konwekcją cieplną oraz poprzez turbulentne mieszanie powietrza. Molekularna przewodność cieplna powietrza jest bardzo mała, więc ta metoda ogrzewania atmosfery nie odgrywa dużej roli. Największe znaczenie w tym zakresie ma konwekcja cieplna i turbulencja w atmosferze.
Dolne warstwy powietrza nagrzewają się, rozszerzają, zmniejszają swoją gęstość i unoszą się w górę. Powstałe prądy pionowe (konwekcyjne) przenoszą ciepło do górnych warstw atmosfery. Jednak ten transfer (konwekcja) nie jest łatwy. Unoszące się ciepłe powietrze, wchodząc w warunki niższego ciśnienia atmosferycznego, rozszerza się. Proces rozprężania wymaga energii, powodując ochłodzenie powietrza. Z fizyki wiadomo, że temperatura wznoszącej się masy powietrza przy wzroście na każde 100 M zmniejsza się o około 1°.
Jednak wniosek, który podaliśmy, dotyczy tylko powietrza suchego lub wilgotnego, ale nienasyconego. Kiedy nasycone powietrze ochładza się, skrapla się para wodna; w tym przypadku uwalniane jest ciepło (utajone ciepło parowania), które zwiększa temperaturę powietrza. W rezultacie, gdy powietrze nasycone wilgocią wzrasta na każde 100 M temperatura spada nie o 1°, ale o około 0°.6.
Kiedy powietrze opada, następuje proces odwrotny. Tutaj na każde 100 M obniża się, temperatura powietrza wzrasta o 1°. Stopień wilgotności powietrza w tym przypadku nie odgrywa roli, ponieważ wraz ze wzrostem temperatury powietrze oddala się od nasycenia.
Jeśli weźmiemy pod uwagę, że wilgotność powietrza podlega silnym wahaniom, wówczas oczywista staje się złożoność warunków ogrzewania dolnych warstw atmosfery. Ogólnie rzecz biorąc, jak już wspomniano na swoim miejscu, w troposferze następuje stopniowy spadek temperatury powietrza wraz z wysokością. Natomiast w górnej granicy troposfery temperatura powietrza jest o 60-65° niższa od temperatury powietrza na powierzchni Ziemi.
Dobowa zmienność amplitudy temperatury powietrza maleje dość szybko wraz z wysokością. Amplituda dzienna na wysokości 2000 M wyrażana tylko w dziesiątych stopniach. Jeśli chodzi o wahania roczne, są one znacznie większe. Obserwacje wykazały, że spadają one do wysokości 3 km. Powyżej 3 km następuje wzrost, który wzrasta do 7-8 km wysokość, a następnie ponownie spada do około 15 km.
Inwersja temperatury. Zdarzają się przypadki, gdy dolne warstwy powietrza przyziemnego mogą być zimniejsze niż te leżące powyżej. Zjawisko to nazywa się inwersja temperatury; Ostra inwersja temperatury wyraża się wtedy, gdy w zimnych okresach nie ma wiatru. W krajach o długich i mroźnych zimach inwersje temperatur są powszechne w zimie. Jest to szczególnie widoczne we wschodniej Syberii, gdzie ze względu na panujące wysokie ciśnienie i spokój temperatura przechłodzonego powietrza na dnie dolin jest wyjątkowo niska. Jako przykład można wskazać obniżenia w Wierchojańsku czy Ojmiakonie, gdzie temperatura powietrza spada do -60, a nawet -70°, podczas gdy na zboczach okolicznych gór jest znacznie wyższa.
Pochodzenie inwersji temperatury jest różne. Mogą powstawać w wyniku napływu ochłodzonego powietrza ze zboczy gór do basenów zamkniętych, w wyniku silnego promieniowania powierzchni ziemi (inwersja radiacyjna), podczas adwekcji ciepłego powietrza, zwykle wczesną wiosną, nad śniegiem. pokrywą śnieżną (inwersja śniegu), gdy zimne masy powietrza atakują ciepłe (inwersja czołowa), w wyniku turbulentnego mieszania powietrza (inwersja turbulencji), przy adiabatycznym obniżaniu się mas powietrza o stabilnym rozwarstwieniu (inwersja sprężania).
Mróz. W przejściowych porach roku, wiosną i jesienią, gdy temperatura powietrza przekracza 0°, w godzinach porannych często obserwuje się przymrozki na powierzchni gleby. Ze względu na pochodzenie mrozy dzieli się na dwa typy: radiacyjne i adwekcyjne.
Promieniowanie zamarza powstają w wyniku nocnego wychłodzenia podłoża pod wpływem promieniowania ziemskiego lub napływu zimnego powietrza o temperaturze poniżej 0° ze zboczy wzniesień do zagłębień. Występowaniu przymrozków radiacyjnych sprzyja brak chmur w nocy, niska wilgotność powietrza i bezwietrzna pogoda.
Adwekcyjny mróz powstają w wyniku inwazji na określone terytorium mas zimnego powietrza (arktycznych lub kontynentalnych mas polarnych). W takich przypadkach przymrozki są trwalsze i obejmują duże obszary.
Przymrozki, zwłaszcza późnowiosenne, często wyrządzają duże szkody w rolnictwie, gdyż często obserwowane podczas przymrozków niskie temperatury niszczą rośliny rolnicze. Ponieważ główną przyczyną przymrozków jest wychłodzenie podłoża przez promieniowanie ziemi, walka z nimi sprowadza się do sztucznego ograniczania promieniowania powierzchni ziemi. Ilość tego promieniowania można ograniczyć poprzez wytworzenie dymu (spalenie słomy, obornika, igieł sosnowych i innych materiałów palnych), sztuczne nawilżanie powietrza i tworzenie mgły. Aby chronić cenne plony przed mrozem, czasami stosuje się różne metody bezpośredniego ogrzewania roślin lub buduje zadaszenia z płótna, mat ze słomy i trzciny oraz innych materiałów; Daszki takie ograniczają wychłodzenie powierzchni ziemi i zapobiegają występowaniu przymrozków.
Cykl dzienny temperatura powietrza. W nocy powierzchnia Ziemi cały czas emituje ciepło i stopniowo się ochładza. Wraz z powierzchnią ziemi ochładza się również dolna warstwa powietrza. Zimą moment największego ochłodzenia następuje zwykle tuż przed wschodem słońca. Kiedy Słońce wschodzi, promienie padają na powierzchnię Ziemi pod bardzo ostrymi kątami i prawie jej nie ogrzewają, zwłaszcza że Ziemia w dalszym ciągu emituje ciepło w przestrzeń kosmiczną. Gdy Słońce wschodzi coraz wyżej, kąt padania promieni wzrasta, a dopływ ciepła słonecznego staje się większy niż wydatek ciepła emitowanego przez Ziemię. Od tego momentu temperatura powierzchni Ziemi, a następnie temperatura powietrza zaczyna rosnąć. Im wyżej wschodzi Słońce, tym bardziej stromo padają promienie i tym wyższa jest temperatura powierzchni ziemi i powietrza.
Po południu dopływ ciepła ze Słońca zaczyna się zmniejszać, ale temperatura powietrza w dalszym ciągu rośnie, ponieważ utratę promieniowania słonecznego kompensuje emisja ciepła z powierzchni ziemi. Nie może to jednak trwać długo i nadchodzi moment, w którym promieniowanie ziemskie nie jest już w stanie pokryć utraty promieniowania słonecznego. Ten moment na naszych szerokościach geograficznych następuje około drugiej zimą i około trzeciej latem po południu. Od tego momentu rozpoczyna się stopniowy spadek temperatury, aż do wschodu słońca następnego ranka. Ta dobowa zmiana temperatury jest bardzo wyraźnie widoczna na wykresie (ryc. 41).
W różnych strefach globu dzienne wahania temperatur powietrza są bardzo różne. Na morzu, jak już wspomniano, amplituda dobowa jest bardzo mała. W krajach pustynnych, gdzie gleby nie są porośnięte roślinnością, w ciągu dnia powierzchnia Ziemi nagrzewa się do 60-80°, a w nocy ochładza się do 0°; amplitudy dobowe sięgają 60 stopni i więcej.
Roczne wahania temperatur powietrza. Pod koniec czerwca największa ilość ciepła słonecznego dociera do powierzchni Ziemi na półkuli północnej. W lipcu promieniowanie słoneczne maleje, ale spadek ten jest kompensowany przez wciąż dość silne promieniowanie słoneczne i promieniowanie z silnie nagrzanej powierzchni ziemi. W rezultacie temperatura powietrza w lipcu jest wyższa niż w czerwcu. Nad morzem i na wyspach najwyższe temperatury powietrza obserwuje się nie w lipcu, ale w sierpniu. To zostało wyjaśnione
fakt, że powierzchnia wody nagrzewa się dłużej i wolniej zużywa ciepło. To samo dzieje się w miesiącach zimowych. Najmniej ciepła słonecznego powierzchnia Ziemi otrzymuje pod koniec grudnia, a najniższe temperatury powietrza obserwuje się w styczniu, kiedy rosnący dopływ ciepła słonecznego nie jest jeszcze w stanie pokryć zużycia ciepła wynikającego z promieniowania Ziemi. Zatem najcieplejszym miesiącem na sushi jest lipiec, a najzimniejszym styczeń.
Roczna zmienność temperatury powietrza w różnych częściach globu jest bardzo zróżnicowana (ryc. 42). Przede wszystkim zależy to oczywiście od szerokości geograficznej miejsca. W zależności od szerokości geograficznej istnieją cztery główne typy rocznych wahań temperatury.
1. Typ równikowy. Ma bardzo małą amplitudę. Dla wnętrza kontynentów wynosi około 7°, dla wybrzeży około 3°, dla oceanów 1°. Najcieplejsze okresy pokrywają się z zenitalnym położeniem Słońca na równiku (podczas równonocy wiosennej i jesiennej), a najzimniejsze pory roku zbiegają się z przesileniami letnimi i zimowymi. Zatem w ciągu roku występują dwa okresy ciepłe i dwa zimne, a różnica między nimi jest bardzo mała.
2. Typ tropikalny. Najwyższe położenie Słońca obserwuje się podczas przesilenia letniego, najniższe podczas przesilenia zimowego. W rezultacie w ciągu roku występuje jeden okres temperatur maksymalnych i jeden okres temperatur minimalnych. Amplituda jest również niewielka: na wybrzeżu – około 5-6°, a w głębi lądu – około 20°.
3. Typ strefy umiarkowanej. Tutaj najwyższe temperatury występują w lipcu, a najniższe w styczniu (na półkuli południowej odwrotnie). Oprócz tych dwóch skrajnych okresów lata i zimy istnieją jeszcze dwa okresy przejściowe: wiosna i jesień. Roczne amplitudy są bardzo duże: w krajach nadmorskich 8°, na kontynentach do 40°.
4. Typ polarny. Charakteryzuje się bardzo długimi zimami i krótkimi latami. Zimą na kontynentach panują ogromne mrozy. Amplituda w pobliżu wybrzeża wynosi około 20-25°, natomiast wewnątrz kontynentu przekracza 60°. Jako przykład wyjątkowo dużych zimowych chłodów i amplitud rocznych można podać Wierchojańsk, gdzie absolutną minimalną temperaturę powietrza zanotowano na poziomie -69°,8 i gdzie średnia temperatura w styczniu wynosi -51°, a w lipcu -+-. 15°; absolutne maksimum sięga +33°.7.
Przyglądając się uważnie warunkom temperaturowym każdego z podanych tutaj rodzajów rocznych wahań temperatury, musimy przede wszystkim zauważyć uderzającą różnicę między temperaturami wybrzeży morskich i wewnętrznych części kontynentów. Ta różnica od dawna umożliwia rozróżnienie dwóch typów klimatów: nautyczny I kontynentalny. Na tej samej szerokości geograficznej ląd jest cieplejszy latem i zimniejszy zimą niż morze. Na przykład u wybrzeży Bretanii temperatura w styczniu wynosi 8°, w południowych Niemczech na tej samej szerokości geograficznej 0°, a w rejonie Dolnej Wołgi – 8°. Różnice są jeszcze większe, gdy porównamy temperatury stacji oceanicznych z temperaturami stacji kontynentalnych. I tak na Wyspach Owczych (stacja Grohavy) w najzimniejszym miesiącu (marzec) średnia temperatura wynosi +3°, a najcieplejszym (lipiec) +11°. W Jakucku, położonym na tych samych szerokościach geograficznych, średnia temperatura w styczniu wynosi 43°, a średnia temperatura w lipcu +19°.
Izotermy. Zróżnicowane warunki grzewcze wynikające z szerokości geograficznej miejsca i wpływu morza tworzą bardzo złożony obraz rozkładu temperatur na powierzchni ziemi. Aby zwizualizować tę lokalizację na mapie geograficznej, miejsca o podobnych temperaturach są połączone liniami tzw izoterma Ze względu na to, że wysokość stacji nad poziomem morza jest różna, a wysokość ma istotny wpływ na temperatury, zwyczajowo wartości temperatur uzyskiwanych na stacjach pogodowych sprowadza się do poziomu morza. Izotermy średnich miesięcznych i średniorocznych temperatur są zwykle nanoszone na mapy.
Izotermy stycznia i lipca. Najjaśniejszy i najbardziej charakterystyczny obraz rozkładu temperatur dają mapy izoterm stycznia i lipca (ryc. 43, 44).
Przyjrzyjmy się najpierw styczniowej mapie izoterm. Najbardziej uderzający jest tu ocieplający wpływ Oceanu Atlantyckiego, a w szczególności ciepłego Prądu Zatokowego na Europę, a także chłodzący wpływ dużych obszarów lądowych w krajach umiarkowanych i polarnych półkuli północnej. Wpływ ten jest szczególnie duży w Azji, gdzie zamknięte izotermy - 40, - 44 i - 48 ° otaczają zimny biegun. Uderza stosunkowo niewielkie odchylenie izoterm od kierunku równoleżników w umiarkowanie zimnej strefie półkuli południowej, co jest konsekwencją przewagi tam rozległych obszarów wodnych. Mapa izoterm lipca wyraźnie pokazuje wyższą temperaturę kontynentów w porównaniu do oceanów na tych samych szerokościach geograficznych.
Izotermy roczne i strefy termiczne Ziemi. Aby zorientować się w rozkładzie ciepła na powierzchni Ziemi średnio w ciągu całego roku, skorzystaj z map izoterm rocznych (ryc. 45). Mapy te pokazują, że najcieplejsze miejsca nie pokrywają się z równikiem.
Matematyczną granicą między strefą gorącą i umiarkowaną są tropiki. Rzeczywista granica, którą zwykle wyznacza się wzdłuż rocznej izotermy 20°, wyraźnie nie pokrywa się z tropikami. Na lądzie najczęściej przemieszcza się w kierunku biegunów, a w oceanach, zwłaszcza pod wpływem zimnych prądów, w stronę równika.
Znacznie trudniej jest wytyczyć granicę pomiędzy strefą zimną i umiarkowaną. W tym celu najlepiej nadaje się nie roczna, ale lipcowa izoterma 10°. Roślinność leśna nie rozciąga się na północ od tej granicy. Na lądzie wszędzie dominuje tundra. Ta granica nie pokrywa się z kołem podbiegunowym. Najwyraźniej najzimniejsze punkty na kuli ziemskiej również nie pokrywają się z matematycznymi biegunami. Te same mapy rocznych izoterm pozwalają zauważyć, że półkula północna na wszystkich szerokościach geograficznych jest nieco cieplejsza niż południowa oraz że zachodnie wybrzeża kontynentów na średnich i wysokich szerokościach geograficznych są znacznie cieplejsze niż wschodnie.
Izanomalia. Śledząc na mapie przebieg izoterm stycznia i lipca, łatwo można zauważyć, że warunki temperaturowe na tych samych szerokościach geograficznych globu są odmienne. Co więcej, niektóre punkty mają niższą temperaturę niż średnia temperatura dla danego równoleżnika, podczas gdy inne, wręcz przeciwnie, mają wyższą temperaturę. Nazywa się odchylenie temperatury powietrza w dowolnym punkcie od średniej temperatury równoleżnika, na którym znajduje się ten punkt anomalia temperaturowa.
Anomalie mogą być dodatnie lub ujemne, w zależności od tego, czy temperatura danego punktu jest większa, czy niższa od średniej temperatury równoleżnika. Jeżeli temperatura punktu jest wyższa od średniej temperatury dla danego równoleżnika, to anomalię uważa się za dodatnią,
przy przeciwnym stosunku temperatur anomalia jest ujemna.
Nazywa się linie na mapie łączące miejsca na powierzchni ziemi o tych samych wartościach anomalii temperaturowych anomalie temperaturowe(ryc. 46 i 47). Z mapy styczniowych anomalii jasno wynika, że w tym miesiącu na kontynentach Azji i Ameryki Północnej temperatury powietrza są niższe od średniej temperatury stycznia dla tych szerokości geograficznych. Atlantyk i
Przeciwnie, Pacyfik, a także Europa, mają dodatnią anomalię temperaturową. Ten rozkład anomalii temperaturowych tłumaczy się faktem, że zimą ląd wychładza się szybciej niż obszary wodne.
W lipcu na kontynentach obserwuje się pozytywną anomalię. W tym czasie nad oceanami półkuli północnej występuje ujemna anomalia temperaturowa.
- Źródło-
Polovinkin, A.A. Podstawy ogólnej nauk o Ziemi/ A.A. Polovinkin - M.: Państwowe wydawnictwo edukacyjno-pedagogiczne Ministerstwa Edukacji RFSRR, 1958. - 482 s.
Wyświetlenia posta: 144
Możesz być również zainteresowany
1. Procesy nagrzewania i chłodzenia gleby.
2. Charakterystyka termofizyczna gleby
3. Dobowe i roczne wahania temperatury gleby. Prawa Fouriera.
4. Zależność temperatury gleby od rzeźby terenu, śniegu i szaty roślinnej.
6. Wartość temperatury gleby dla roślin. Optymalizacja warunków temperaturowych gleby.
1. Procesy nagrzewania i chłodzenia gleby
Promieniowanie słoneczne pochłonięte przez ląd zamienia się w ciepło, a część tego ciepła wykorzystywana jest do ogrzania gleby.
Reżim temperaturowy gleby zależy od bilansu promieniowania. Jeśli jest dodatni, powierzchnia gleby nagrzewa się; a jeśli jest ujemny, to ochładza się.
Ponadto na reżim temperatury gleby wpływają procesy odparowanie I kondensacja para wodna na powierzchni gleby:
Kondensacja uwalnia ciepło, ogrzewając glebę.
Kiedy następuje parowanie, ciepło jest tracone, a gleba ochładza się.
Pomiędzy powierzchnią gleby a jej dolnymi warstwami następuje ciągła wymiana ciepła.
Jeśli bilans promieniowania jest dodatni, przepływ ciepła kierowany jest od powierzchni gleby do wewnątrz.
Jeśli bilans promieniowania jest ujemny, a powierzchnia gleby jest zimniejsza niż warstwy leżące pod nią, wówczas przepływ ciepła skierowany jest pionowo w górę.
gdzie d jest gęstością gleby w kg/m3.
Pojemność cieplna różnych gleb nie zależy od ich składu mineralnego, ale od stosunku wody i powietrza w ich porach. Ponieważ pojemność cieplna wody jest około 3,5 tysiąca razy większa niż powietrza, dlatego gleby mają suche mniej pojemność cieplna; to znaczy przy tym samym dopływie ciepła nagrzewają się, a gdy ciepło jest uwalniane, schładzają bardziej niż mokre gleby.
4. Przewodność cieplna gleby to zdolność gleby do przenoszenia ciepła z warstwy na warstwę.
λ - współczynnik przewodności cieplnej[J·sek/m·°С].
Najwyższą przewodność cieplną charakteryzuje mineralna część gleby (tj. piasek, glina), mniejsza – woda glebowa i minimalna – powietrze glebowe.
Współczynnik dyfuzyjności cieplnej - charakteryzuje prędkość rozprzestrzeniania się ciepła w glebie (im wyższy, tym większa prędkość).(≈0,1 – 0,2 m²/s)
Mierzone w [m²/s]
Właściwości termofizyczne gleby zależą od jej wilgotności. Wraz ze wzrostem wilgotności gleby pojemność cieplna stale rośnie.
Przewodność cieplna gleby wzrasta, aż zrówna się z przewodnością cieplną wody [≈ 5,5∙ 10 4 J/s] i potem to się nie zmienia
Pod tym względem współczynnik dyfuzyjności cieplnej wraz ze wzrostem wilgotności gleby najpierw gwałtownie wzrasta, a następnie maleje.
Ponadto reżim temperaturowy gleby zależy od:
1. Kolory gleby (ciemne lepiej się nagrzewają).
2. Gęstość gleb (gleby gęste mają większą pojemność cieplną i przewodność cieplną niż gleby luźne).
3. Podlewanie i opady zwiększają utratę ciepła poprzez parowanie, a tym samym schładzają glebę.
3. Dobowe i roczne wahania temperatury gleby. Prawo Fouriera
„Nazywa się zmianę temperatury gleby w ciągu dnia dzienne wahania temperatury gleby.”
Maksymalną temperaturę gleby w ciągu dnia obserwuje się około godziny 13:00 czasu lokalnego; minimum – przed wschodem słońca. Jednak pod wpływem opadów, zachmurzenia i innych czynników maksimum i minimum może się przesunąć.
„Zmiany temperatury gleby w ciągu roku - roczne wahania temperatury gleby.”
maksimum - w lipcu, minimum w styczniu, lutym.
„Różnica między wartościami maksymalnymi i minimalnymi w dziennej lub rocznej zmienności nazywana jest amplitudą zmian temperatury gleby”
Amplituda dobowych i rocznych zmian temperatury gleby zależy od:
1. Relief (północne stoki nagrzewają się mniej niż południowe i dlatego mają mniejszą amplitudę).
2. Roślinność z pokrywą śnieżną zmniejsza amplitudę, ponieważ zmniejsza nagrzewanie i wychładzanie gleby pod nimi.
3. Im większa pojemność cieplna i przewodność cieplna gleby, tym mniejsza jej amplituda.
4. Zachmurzenie – zmniejsza amplitudę temperatury gleby.
5. Gleby ciemne mają większą amplitudę niż gleby lekkie, ponieważ lepiej pochłaniają i emitują promieniowanie
6. Dodatkowo amplituda dobowych zmian temperatury gleby zależy od pory roku (maksymalna jest latem, minimalna zimą).
Prawo Fouriera
Rozprzestrzenianie się ciepła w głąb gruntu następuje zgodnie z prawami Fouriera:
1).Okres wahań temperatury gleby wraz z głębokością nie ulega zmianie(tj. odstęp między dwoma kolejnymi szczytami i dołkami, 24 godziny, 12 miesięcy)
2). Amplituda oscylacji maleje wraz z głębokością.
« Nazywa się warstwę gleby, w której temperatura nie zmienia się w ciągu dnia
warstwa stałej dziennej temperatury gleby.”
(w naszych szerokościach geograficznych zaczyna się od głębokości 70 - 100 cm)
„Warstwa skorupy ziemskiej, w której temperatura nie zmienia się w ciągu roku – warstwa o stałej temperaturze rocznej.” (dla nas zaczyna się od głębokości 15 - 20 metrów)
„Warstwa gleby, w której obserwuje się zarówno dzienne, jak i roczne wahania temperatury, nazywana jest warstwą aktywną lub
warstwa aktywna.
3). Maksymalne i minimalne temperatury na głębokościach są opóźnione w porównaniu z powierzchnią gleby.
Dzienne maksima i minima są opóźnione o około 2,5 - 3,5 godziny na każde 10 centymetrów głębokości. Roczne wzloty i upadki są w przybliżeniu
przez 20-30 dni na głębokości 1 metra.
4. Zależność temperatury gleby od rzeźby terenu, śniegu i szaty roślinnej
1. W porównaniu z obszarami poziomymi, południowe stoki nagrzewają się silniej, a północne mniej. Zachodnie stoki są nieco cieplejsze niż wschodnie (choć są one oświetlone przez Słońce w równym stopniu, ale na wschodnich część ciepła jest zużywana na odparowanie rosy, ponieważ są one oświetlone w pierwszej połowie dnia i zachodnie w drugiej połowie, gdy nie ma już rosy).
2. Goła gleba nagrzewa się w ciągu dnia bardziej niż gleba porośnięta roślinami, które pochłaniają część promieniowania słonecznego. Ale jednocześnie rośliny zmniejszają nocne wychładzanie gleby spowodowane promieniowaniem cieplnym z Ziemi. Dlatego w nocy gleba pod roślinnością jest cieplejsza niż goła gleba.
3. Pokrywa śnieżna ma bardzo niską przewodność cieplną. Ogranicza to wymianę ciepła pomiędzy glebą a atmosferą i chroni glebę przed głębokim zamarznięciem. (Im większa głębokość pokrywy śnieżnej, tym płytsza głębokość zamarzania gleby. Jeśli wysokość śniegu przekracza 30 centymetrów, rośliny ozime nie zamarzają podczas najcięższych mrozów).
5. Zamrażanie i rozmrażanie gleby
Gleba zawiera różne sole, więc zamarza nie w temperaturze 0 ° C, ale w –0,5; -1,5°С.
Zamarzanie rozpoczyna się od górnych warstw i zimą przenosi się głębiej w glebę.
Głębokość zamarzania zależy od:
1. Surowość i czas trwania zimy.
2. Grubość śniegu
3. Obecność lub brak pokrywy roślinnej.
4. Wilgotność gleby (suche zamarzają głębiej)
Są obszary na półkuli północnej, gdzie gleba nie rozmarza całkowicie nawet latem. To są obszary wieczna zmarzlina (wieczna zmarzlina). Grubość zamarzniętej warstwy gleby waha się od 1 – 2 metrów na południu do 500 metrów lub więcej na północy. Latem wierzchnia warstwa wiecznej zmarzliny rozmarza do głębokości kilkudziesięciu centymetrów i można tu uprawiać niektóre rośliny warzywne i zbożowe. Ponieważ jednak zamarznięta gleba nie przepuszcza wilgoci, rozmrożona gleba jest zwykle nadmiernie wilgotna. Dlatego na północy naszego regionu znajduje się wiele bagien (powstają gleby hydromorficzne).
6. Znaczenie temperatury gleby dla roślin
Kiełkowanie nasion następuje tylko w określonej temperaturze.
Absorpcja minerałów wzrasta wraz ze wzrostem temperatury gleby.
Ochłodzenie gleby poniżej optymalnego poziomu opóźnia rozwój narządów podziemnych i zmniejsza plony.
Jednak zbyt wysoka temperatura (powyżej optymalnej) ma negatywny wpływ (np. spowolnienie rozwoju nasion).
Optymalizacja warunków temperaturowych gleby.
1. Zastosowanie materiałów termoizolacyjnych i osłonowych (polietylen, ramy szklane itp.)
2. Zmiana albedo gleby poprzez ściółkowanie (przykryte torfem, miałem węglowym, wapnem)
3. Nawilżanie lub suszenie gleby (zmienia to zużycie ciepła na parowanie).
TEMAT: REżim TEMPERATURY POWIETRZA
1. Procesy ogrzewania i chłodzenia powietrza.
2. Zmiana temperatury powietrza wraz z wysokością.
3. Stabilność atmosfery.
4. Inwersje temperatur.
5. Dzienny i roczny przepływ powietrza.
6. Charakterystyka warunków temperaturowych powietrza.
1. Procesy ogrzewania i chłodzenia powietrza
Dolne warstwy atmosfery słabo absorbują promieniowanie słoneczne, dlatego powietrze nagrzewa się głównie pod wpływem ciepła powierzchni ziemi.
W dzień, gdy bilans promieniowania jest dodatni, najwyższa temperatura panuje na lądzie, temperatura powietrza jest niższa, a woda jest jeszcze zimniejsza; który ma bardzo dużą pojemność cieplną.
W nocy ląd ochładza się szybko i ma najniższą temperaturę, powietrze jest cieplejsze, a najwyższą temperaturę ma woda, która ochładza się powoli.
Wymiana ciepła w atmosferze oraz pomiędzy atmosferą a powierzchnią pod spodem następuje w wyniku następujących procesów:
1. Konwekcja cieplna - pionowy przepływ poszczególnych objętości powietrza. W cieplejszych obszarach powietrze staje się cieplejsze i dlatego lżejsze od otaczającego powietrza. Więc idzie w górę. A jego miejsce zajmuje zimniejsze sąsiednie powietrze, które również nagrzewa się i unosi.
Na lądzie konwekcja cieplna zachodzi w ciągu dnia w porze ciepłej, a nad morzami w nocy i w porze zimnej; gdy powierzchnia wody jest cieplejsza niż sąsiednie warstwy powietrza.
2. Turbulencja – wirowe chaotyczne ruchy małych objętości powietrza w ogólnym przepływie wiatru. Dzieje się tak, ponieważ poszczególne objętości powietrza mają nierówne prędkości ruchu w ogólnym przepływie wiatru. Konsekwencją turbulencji jest intensywne mieszanie powietrza.
3. Molekularna wymiana ciepła - wymiana ciepła pomiędzy powierzchnią ziemi a przyległą warstwą atmosfery, na skutek molekularnego przewodnictwa cieplnego nieruchomego powietrza. Jest to bardzo powolny proces.
4. Radiacyjne przewodnictwo cieplne - przenoszenie ciepła przez przepływy promieniowania długofalowego z powierzchni ziemi do atmosfery (E 3) lub w przeciwnym kierunku (E a).
5. Kondensacja pary wodnej - powoduje to uwolnienie ciepła, podgrzewając powietrze. Jest to szczególnie prawdziwe w przypadku tych warstw atmosfery, w których tworzą się chmury.
2. Zmiana temperatury powietrza wraz z wysokością
„Zmiana temperatury powietrza na sto metrów wysokości nazywana jest pionowym gradientem temperatury (VTG)”
|
t n - t in – różnica temperatur powietrza na dolnym i górnym poziomie (w stopniach Celsjusza).
Z in - Z n – różnica wysokości dwóch poziomów (w metrach).
1. Jeżeli temperatura na górnym poziomie jest niższa od temperatury na dolnym poziomie, to temperatura maleje wraz z wysokością i VGT jest dodatni. Jest to normalny stan troposfery. ( troposfera- jest to najniższa warstwa atmosfery do wysokości 10–12 kilometrów od powierzchni ziemi).
2. Jeżeli temperatura na górnym poziomie jest równa temperaturze na dolnym poziomie, wówczas VGT wynosi 0°C/100m, co oznacza, że temperatura nie zmienia się wraz z wysokością. Stan ten nazywa się izotermią.
3. Jeżeli temperatura na górnym poziomie jest wyższa od temperatury na dolnym poziomie, wówczas temperatura rośnie wraz z wysokością. Stan ten nazywany jest inwersją temperatury. VGT jest ujemny.
Maksymalną wartość WHT osiąga się na lądzie w pogodne letnie dni, kiedy temperatura powietrza przy powierzchni gleby może być o 10 stopni i więcej wyższa niż temperatura na wysokości 2 metrów; czyli w danej dwumetrowej warstwie powietrza, w przeliczeniu na 100 metrów, jest to więcej niż 500°С/100m.
Powyżej tej warstwy VGT znacznie maleje. Ponadto w każdej warstwie powietrza zachmurzenie, opady atmosferyczne, a także wiatr mieszający masy powietrza przyczyniają się do zauważalnego spadku VGT.
3. Stabilność atmosfery
Stabilność atmosfery to zdolność atmosfery do powodowania ruchu objętości powietrza w kierunku pionowym.
Jeśli uniesie się duża ilość powietrza, przedostanie się ono do warstw o niższym ciśnieniu atmosferycznym. W rezultacie powietrze to rozszerza się, a jego ciśnienie i temperatura spada. Kiedy powietrze opada, następuje proces odwrotny.
1. Jeśli VGT otaczający będzie powietrze mniej niż 1°С/100m, wówczas unoszące się powietrze na wszystkich wysokościach będzie zimniejsze niż otaczające powietrze, a zatem cięższe. Dlatego wkrótce zacznie opadać. Stan ten nazywany jest stabilną równowagą atmosfery.
2. Jeśli VGT otaczającego powietrza
wynosi 1°С/100 m, a następnie rośnie
powietrze zawsze będzie takie samo
temperaturę, podobnie jak otoczenie
powietrze. Więc niedługo przestanie
wznieść się, ale także upaść, nie
Będzie. Taki stan atmosfery
nazywany obojętnym. Stabilna równowaga atmosfer.
3. Jeżeli VGT otaczającego powietrza jest większe niż 1°С/100m, co często zdarza się latem, kiedy
silne nagrzanie powierzchni ziemi, wtedy wznoszące się powietrze na wszystkich wysokościach będzie cieplejsze od otaczającego i będzie stale się wznosić, aż do górnych granic troposfery; gdzie zwykle tworzą się w nim chmury, głównie cumulonimbus, z których padają przelotne opady deszczu i gradu.
Ten stan atmosfery nazywany jest równowagą niestabilną. Częściej obserwuje się go podczas gorącej i słonecznej pogody.
Obojętny stan atmosfery. Niestabilna równowaga atmosfery
4. Inwersje temperatur
Inwersja to wzrost temperatury powietrza wraz z wysokością.
W zależności od warunków kształcenia wyróżnia się:
1. Inwersje radiacyjne – powstają podczas radiacyjnego chłodzenia powierzchni ziemi.
Istnieją dwa rodzaje inwersji promieniowania:
A). Nocny - powstaje w ciepłym sezonie przy dobrej, bezwietrznej pogodzie. Nasilają się w nocy i osiągają maksimum o świcie. Po wschodzie słońca inwersja zaczyna się zapadać. Wysokość warstwy inwersyjnej sięga kilkudziesięciu metrów, w zamkniętych dolinach górskich do 200 metrów.
B). Zima - powstaje zarówno w nocy, jak iw ciągu dnia; ale tylko w porze zimnej, kiedy pogoda antycykloniczna powoduje długotrwałe (często kilka tygodni z rzędu) ochłodzenie powierzchni ziemi. Wysokość warstwy inwersyjnej dochodzi do 2-3 kilometrów. Szczególnie silne inwersje obserwuje się w basenach zamkniętych, gdzie zimne powietrze ulega stagnacji. Jest to typowe dla wschodniej Syberii (na przykład: Oymyakon i Wierchojańsk - do -71°С - zimnego bieguna półkuli północnej).
2. Inwersje adwekcyjne – powstają podczas adwekcji, czyli ruchu poziomego) ciepłego powietrza na zimną powierzchnię, co powoduje ochłodzenie dolnych warstw tego powietrza.
Jeśli ciepłe powietrze przemieszcza się nad powierzchnią śniegu, wówczas takie inwersje adwekcyjne nazywane są inwersjami śniegu.
5. Dobowe i roczne wahania temperatury powietrza
W dobowych wahaniach temperatury powietrza (na wysokości 2 metrów) – maksymalnie o godzinie 14 – 15 czasu lokalnego; minimum przed wschodem słońca.
Amplituda dobowych zmian temperatury powietrza zależy od pory roku i zachmurzenia, podobnie jak amplituda temperatury gleby.
Ponadto na amplitudę dziennych zmian temperatury powietrza wpływa charakter podłoża; po pierwsze, obejmuje to topografię powierzchni:
A). We wklęsłych formach rzeźby (niecki, doliny górskie, wąwozy) w ciągu dnia powietrze zatrzymuje się i nagrzewa; a nocą schłodzone powietrze przepływa ze zboczy na dno. W rezultacie amplituda wzrasta, maksimum i minimum są bardziej wyraźne.
B). Wypukłe formy reliefowe (wzgórza, wzniesienia) są swobodnie rozwiewane przez wiatr, powietrze nad nimi nie zatrzymuje się. W ciągu dnia powietrze nagrzewa się mniej niż w niecce, a nocą, ochłodzone, spływa w dół.
Maksimum i minimum są tutaj mniej wyraźne, amplituda jest zatem mniejsza.
Dodatkowo na amplitudę dobowych zmian temperatury powietrza wpływa śnieg i pokrywa roślinna – zmniejsza to amplitudę w porównaniu do gołej gleby; ponieważ taka gleba lepiej się nagrzewa i ochładza, a z niej dolna warstwa powietrza.
W rocznym przebiegu temperatury powietrza na naszych szerokościach geograficznych maksimum obserwuje się w lipcu, minimum w styczniu.
Amplituda rocznych wahań temperatury powietrza zależy głównie od szerokości geograficznej miejscowości (od równika do biegunów wzrasta), a także od odległości obszaru od morza (im bliżej morza, tym mniejsza amplitudy nawet na tej samej szerokości geograficznej).
Im większa amplituda rocznych zmian temperatury powietrza, tym klimat bardziej kontynentalny.
6. Charakterystyka temperatury powietrza
1.Średnie temperatury:
A). Średnia temperatura dobowa to średnia arytmetyczna temperatur zmierzonych we wszystkich okresach obserwacji w ciągu dnia (to jest 8 pomiarów).
B). Średnia miesięczna temperatura to średnia arytmetyczna średnich dziennych temperatur w całym miesiącu.
V). Średnia roczna temperatura to średnia arytmetyczna średnich miesięcznych temperatur w całym roku.
(ale średnia roczna temperatura nie jest w stanie w pełni scharakteryzować klimatu; na przykład: w Irlandii i Kałmucji wynosi +10°С, ale w Irlandii średnia temperatura stycznia wynosi +7°С, a w Kałmucji -6°С. Średnia temperatura lipca wynosi +15°С, a w Kałmucji +24°C. Dlatego w geografii średnie temperatury stycznia i lipca są najczęściej używane jako najzimniejsze i najcieplejsze miesiące).
2. Znacząco uzupełniono informacje o temperaturach średnich, maksymalnych i minimalnych.
A). Są po prostu temperatury maksymalne i minimalne.
(przykładowo: maksymalna i minimalna temperatura dobowa, temperatura dziesięciodniowa itp.) tj jest to temperatura maksymalna lub minimalna dla całego okresu pomiarowego (dzień, miesiąc, rok itp.).
B). A są bezwzględne temperatury maksymalne i minimalne - jest to najniższa lub najwyższa temperatura zaobserwowana w dłuższym okresie danego dnia, miesiąca, czy całego roku (np.: 24 lipca, czy w lutym, czy też dla roku jako cały).
3. Sumy temperatur – wskaźnik umownie charakteryzujący ilość ciepła na danym obszarze przez określony czas.
A). Suma temperatur aktywnych - suma średnich dziennych temperatur powyżej +10°С
B). Suma temperatur efektywnych to suma średnich dobowych temperatur zmierzonych od minimum biologicznego danej uprawy.
Minimum biologiczne – minimalna średnia dobowa temperatura, w której rośliny danej uprawy są w stanie się rozwijać. (na przykład: pszenica jara +5°С; kukurydza, ogórki +10°С).
- „Kroniki Bursztynu”. Książki w porządku. Opinie. Roger Zelazny „Kroniki Amberu” Roger Zelazny „Dziewięciu książąt bursztynu” kontynuował
- Grzyb ryżowy: korzyści i szkody
- Energia ludzka: jak poznać swój potencjał energetyczny Ludzka energia życiowa według daty urodzenia
- Znaki zodiaku według żywiołów - Horoskop