Variația zilnică și anuală a temperaturii solului. Subiect: temperatura solului
Variația zilnică a temperaturii aerului la suprafața pământului
1. Temperatura aerului se modifică zilnic în urma temperaturii suprafeței pământului. Deoarece aerul este încălzit și răcit de pe suprafața pământului, amplitudinea variației zilnice a temperaturii în cabina meteorologică este mai mică decât pe suprafața solului, în medie cu aproximativ o treime. Deasupra suprafeței mării, condițiile sunt mai complexe, așa cum se va discuta mai târziu.
O creștere a temperaturii aerului începe împreună cu o creștere a temperaturii solului (15 minute mai târziu) dimineața, după răsăritul soarelui. La 13-14 ore temperatura solului, după cum știm, începe să scadă. La 14-15 ore temperatura aerului începe să scadă. Astfel, minimul în variația zilnică a temperaturii aerului la suprafața pământului are loc la scurt timp după răsărit, iar maximul - la 14-15 ore.
Variația diurnă a temperaturii aerului apare destul de corect doar în condiții de vreme senină stabilă. Pare și mai natural în medie dintr-un număr mare de observații: curbele pe termen lung ale variației zilnice a temperaturii sunt curbe netede asemănătoare sinusoidelor.
Dar în unele zile variația zilnică a temperaturii aerului poate fi foarte incorectă. Acest lucru depinde de schimbările de înnorare, de modificarea condițiilor de radiație de pe suprafața pământului, precum și de advecție, adică de afluxul de mase de aer cu o temperatură diferită. Ca urmare a acestor motive, temperatura minimă se poate schimba chiar și în timpul zilei, iar cea maximă pe noapte. Variația zilnică a temperaturii poate dispărea cu totul, sau curba de schimbare zilnică poate lua o formă complexă. Cu alte cuvinte, ciclul zilnic normal este blocat sau mascat de schimbările de temperatură neperiodice. De exemplu, în Helsinki în ianuarie, cu o probabilitate de 24%, temperatura maximă zilnică are loc între miezul nopții și unu dimineața, și doar în 13% apare între 12 și 14 ore.
Chiar și la tropice, unde schimbările de temperatură non-periodice sunt mai slabe decât la latitudinile temperate, temperaturile maxime apar în orele după-amiezii în doar 50% din toate cazurile.
În climatologie, se ia în considerare de obicei variația zilnică a temperaturii aerului, în medie pe o perioadă lungă. Într-un astfel de ciclu zilnic mediu, schimbările de temperatură non-periodice, care au loc mai mult sau mai puțin uniform la toate orele zilei, se anulează reciproc. Ca urmare, curba diurnă de lungă durată are un caracter simplu, apropiat de sinusoidal.
De exemplu, arătăm în Fig. 22 variația zilnică a temperaturii aerului la Moscova în ianuarie și iulie, calculată din date pe termen lung. Temperatura medie pe termen lung a fost calculată pentru fiecare oră a unei zile de ianuarie sau iulie, iar apoi, folosind valorile medii orare obținute, s-au construit curbele diurne pe termen lung pentru ianuarie și iulie.
Orez. 22. Variația zilnică a temperaturii aerului în ianuarie (1) și iulie (2). Moscova. Temperatura medie lunară este de 18,5 °C pentru iulie, -10 °C pentru ianuarie.
2. Amplitudinea zilnică a temperaturii aerului depinde de multe influențe. În primul rând, este determinată de amplitudinea zilnică a temperaturii de pe suprafața solului: cu cât este mai mare amplitudinea pe suprafața solului, cu atât este mai mare în aer. Dar amplitudinea zilnică a temperaturii de pe suprafața solului depinde în principal de înnorare. În consecință, amplitudinea zilnică a temperaturii aerului este strâns legată de înnorarea: pe vreme senină este mult mai mare decât pe vreme înnorată. Acest lucru se vede clar din fig. 23, care arată variația zilnică a temperaturii aerului în Pavlovsk (lângă Leningrad), medie pentru toate zilele sezonului de vară și separat pentru zilele senine și înnorate.
Amplitudinea zilnică a temperaturii aerului variază și în funcție de sezon, latitudine și, de asemenea, în funcție de natura solului și a terenului. Iarna este mai mică decât vara, precum și amplitudinea temperaturii suprafeței subiacente.
Odată cu creșterea latitudinii, amplitudinea zilnică a temperaturii aerului scade, pe măsură ce înălțimea la amiază a soarelui deasupra orizontului scade. La latitudini de 20-30° pe uscat, amplitudinea medie anuală a temperaturii zilnice este de aproximativ 12°C, la latitudinea 60° aproximativ 6°C, la latitudinea 70° doar 3°C. La cele mai înalte latitudini, unde soarele nu răsare sau apune multe zile la rând, nu există deloc variații regulate de temperatură zilnică.
Contează și natura solului și a acoperirii solului. Cu cât este mai mare amplitudinea zilnică a temperaturii suprafeței solului în sine, cu atât este mai mare amplitudinea zilnică a temperaturii aerului deasupra acestuia. În stepe și deșerturi, amplitudinea medie zilnică
Acolo atinge 15-20 °C, uneori 30 °C. Deasupra stratului de vegetație dens este mai mic. Amplitudinea zilnică este afectată și de apropierea bazinelor de apă: în zonele de coastă este mai mică.
Orez. 23. Variația zilnică a temperaturii aerului în Pavlovsk în funcție de înnorărire. 1 - zile senine, 2 - zile înnorate, 3 - toate zilele.
Pe formele de relief convexe (pe vârfurile și versanții munților și dealurilor), amplitudinea zilnică a temperaturii aerului este redusă în comparație cu terenul plat, iar pe formele de relief concave (în văi, râpe și goluri) este crescută (legea lui Voeikov). Motivul este că pe formele de relief convexe, aerul are o zonă redusă de contact cu suprafața de dedesubt și este îndepărtat rapid de aceasta, fiind înlocuit cu noi mase de aer. În formele de relief concave, aerul se încălzește mai puternic de la suprafață și stagnează mai mult în timpul zilei, iar noaptea se răcește mai mult și curge în jos pe versanți. Dar în cheile înguste, unde atât afluxul de radiații, cât și radiația efectivă sunt reduse, amplitudinile zilnice sunt mai mici decât în văile largi.
3. Este clar că mici amplitudini zilnice ale temperaturii pe suprafața mării au ca rezultat și mici amplitudini zilnice ale temperaturii aerului deasupra mării. Cu toate acestea, acestea din urmă sunt încă mai mari decât amplitudinile zilnice de pe suprafața mării în sine. Amplitudinile zilnice de la suprafața oceanului deschis sunt măsurate doar în zecimi de grad, dar în stratul inferior de aer deasupra oceanului ajung la 1 - 1,5 °C (vezi Fig. 21), și chiar mai mult peste mările interioare. Amplitudinile temperaturii aerului sunt crescute deoarece sunt influențate de advecția maselor de aer. Un rol joacă, de asemenea, absorbția directă a radiației solare de către straturile inferioare de aer în timpul zilei și emisia acesteia pe timp de noapte.
Ciclul zilnic și anual al temperaturii solului este o măsurare a temperaturii de-a lungul unei zile sau unui an: în timpul zilei solul se încălzește, noaptea se răcește, temperatura minimă este pe vreme senin înainte de răsăritul soarelui și cea maximă. este în jurul orei 13:00, apoi temperatura începe să scadă. Amplitudinea (diferența dintre temperatura maximă și minimă) este afectată de:
perioada anului (vara amplitudinea este cea mai mare);
latitudine geografică (amplitudinea scade de la tropice la poli);
relief (pantele sudice se încălzesc mai mult decât cele nordice);
vegetația și stratul de zăpadă reduc amplitudinea;
solurile afânate au o amplitudine mai mare decât cele dense;
solurile întunecate se încălzesc mai mult decât solurile ușoare, prin urmare amplitudinea temperaturii solurilor întunecate este mai mare decât cea a solurilor ușoare;
solurile uscate se încălzesc mai mult decât cele umede;
pe vreme înnorată amplitudinea scade.
Variația anuală a temperaturii suprafeței solului este determinată în principal de sosirea căldurii solare în timpul anului. În latitudinile temperate ale emisferei nordice, temperatura medie lunară maximă se observă în iulie, cea minimă în ianuarie-februarie. Amplitudinea variației anuale a temperaturii este influențată în principal de aceiași factori ca și amplitudinea variației zilnice a temperaturii, dar amplitudinea variației anuale a temperaturii crește odată cu creșterea latitudinii. Stratul de sol în care se observă variațiile zilnice și anuale de temperatură se numește strat activ.
Modelele de distribuție a căldurii în sol respectă legile lui Fourier.
1. Indiferent de tipul de sol, perioada de oscilație nu se modifică odată cu adâncimea, adică intervalul la toate adâncimile dintre maxime și minime în variația zilnică a temperaturii este de 24 de ore, în variația anuală - 12 luni.
2. O creștere a adâncimii într-o progresie aritmetică duce la o scădere a amplitudinii temperaturii într-o progresie geometrică. Astfel, la suprafata amplitudinea zilnica este de 30 °C, la o adancime de 20 cm - 5, la o adancime de 40 cm - 1 °C, iar de la o adancime de 70 cm incepe un strat de temperatura zilnica constanta. Amplitudinea fluctuațiilor anuale de temperatură scade cu adâncimea conform aceleiași legi. O temperatură constantă la latitudinile mijlocii se observă la o adâncime de 15...20 cm.
3. Momentul declanșării temperaturilor maxime și minime, atât în ciclul zilnic, cât și în cel anual, întârzie cu adâncimea proporțional cu creșterea acesteia; zilnic - timp de 2,5...3,5 ore pentru fiecare 10 cm de adâncime, anual - timp de 20...30 de zile pentru fiecare metru de adâncime.
Orez. 4.3. Izoplete ale variației anuale a temperaturii solului la Moscova într-o zonă goală (a) și sub iarbă (b)
Schimbările de temperatură în sol cu adâncimea de-a lungul unei zile sau unui an pot fi reprezentate sub forma unui grafic izopletic (Fig. 4.3). După ce au trasat valorile medii ale temperaturii la diferite adâncimi pentru un anumit punct de observare în diferite luni (ore), desenați fără probleme izolinii (izoplete) puncte de legătură cu temperaturi egale.
Testați întrebări și sarcini
1. Enumerați procesele de încălzire și răcire a solului. 2. În ce condiții pătrunde căldura adânc în sol (tip de izolație) și în ce condiții este direcționat fluxul de căldură de la adâncime la suprafață (tip de radiație)? 3. Descrieți instrumentele și metodele de măsurare a solului și a temperaturii solului. 4. Ce afectează amplitudinea variației zilnice a temperaturii solului? 5. Ce este un complot izoplet?
1. Procese de încălzire și răcire a solului.
2. Caracteristicile termofizice ale solului
3. Variația zilnică și anuală a temperaturii solului. legile lui Fourier.
4. Dependența temperaturii solului de relief, zăpadă și acoperire cu vegetație.
6. Valoarea temperaturii solului pentru plante. Optimizarea condițiilor de temperatură a solului.
1. Procese de încălzire și răcire a solului
Radiația solară absorbită de pământ este transformată în căldură, iar o parte din această căldură este folosită pentru a încălzi solul.
Regimul de temperatură al solului depinde de balanța radiațiilor. Dacă este pozitiv, atunci suprafața solului se încălzește; iar daca este negativ, atunci se raceste.
În plus, regimul de temperatură a solului este influențat de procese evaporareȘi condensare vapori de apă pe suprafața solului:
Condensul eliberează căldură, încălzind solul.
Când are loc evaporarea, căldura se pierde și solul se răcește.
Există un schimb continuu de căldură între suprafața solului și straturile sale inferioare.
Dacă balanța radiațiilor este pozitivă, fluxul de căldură este direcționat de la suprafața solului spre interior.
Dacă balanța radiațiilor este negativă și suprafața solului este mai rece decât straturile subiacente, atunci fluxul de căldură este direcționat vertical în sus.
unde d este densitatea solului în kg/m³.
Capacitatea termică a diferitelor soluri depinde nu de compoziția lor minerală, ci de raportul dintre apă și aer din porii lor. Deoarece capacitatea de căldură a apei este de aproximativ 3,5 mii de ori mai mare decât cea a aerului, prin urmare, solurile uscate au Mai puțin capacitatea termică; adică, cu același aport de căldură, se încălzesc, iar când se eliberează căldură, se răcesc mai mult decât solurile umede.
4. Conductivitatea termică a solului este capacitatea solului de a transfera căldură de la strat la strat.
λ - coeficientul de conductivitate termică[J·sec/m·ºС].
Cea mai mare conductivitate termică este pentru partea minerală a solului (adică nisip, argilă), mai puțin pentru apa din sol și minimă pentru aerul din sol.
Coeficientul de difuzivitate termică - caracterizează viteza de propagare a căldurii în sol (cu cât este mai mare, cu atât viteza este mai mare).(≈0,1 – 0,2 m²/sec)
Măsurat în [m²/sec]
Caracteristicile termofizice ale solului depind de conținutul de umiditate al acestuia. Pe măsură ce umiditatea solului crește, capacitatea de căldură crește constant.
Conductivitatea termică a solului crește până când devine egală cu conductivitatea termică a apei [≈ 5.5∙ 10 4 J/sec] iar după aceea nu se schimbă
În acest sens, coeficientul de difuzivitate termică cu creșterea umidității solului crește mai întâi brusc și apoi scade.
În plus, regimul de temperatură al solului depinde de:
1. Culorile solului (cele închise se încălzesc mai bine).
2. Densitatea solurilor (solurile dense au capacitate termică și conductivitate termică mai mari decât solurile afânate).
3. Udarea și precipitațiile măresc pierderile de căldură prin evaporare și, astfel, răcesc solul.
3. Variația zilnică și anuală a temperaturii solului. legea lui Fourier
„Schimbarea temperaturii solului în timpul zilei se numește variația zilnică a temperaturii solului”.
Temperatura maximă a solului în timpul zilei se observă aproximativ la ora locală 13:00; minim – înainte de răsărit. Dar, sub influența precipitațiilor, a înnorarii și a altor factori, maximul și minimul se pot schimba.
„Schimbări ale temperaturii solului pe parcursul anului - variația anuală a temperaturii solului.”
maxim - în iulie, minim în ianuarie, februarie.
„Diferența dintre valorile maxime și minime în variația zilnică sau anuală se numește amplitudinea variației temperaturii solului”
Amplitudinea variațiilor zilnice și anuale ale temperaturii solului depinde de:
1. Relief (versanții nordici se încălzesc mai puțin decât versanții sudici și, prin urmare, au o amplitudine mai mică).
2. Vegetația cu acoperire de zăpadă reduce amplitudinea, deoarece reduce încălzirea și răcirea solului de sub ele.
3. Cu cât capacitatea de căldură și conductibilitatea termică a solului sunt mai mari, cu atât amplitudinea acestuia este mai mică.
4. Înnorarea – reduce amplitudinea temperaturii solului.
5. Solurile întunecate au o amplitudine mai mare decât solurile ușoare, deoarece absorb și emit radiații mai bine
6. În plus, amplitudinea variației zilnice a temperaturii solului depinde de perioada anului (este maximă vara, minimă iarna).
legea lui Fourier
Răspândirea căldurii adânc în sol are loc în conformitate cu legile lui Fourier:
1).Perioada de fluctuații ale temperaturii solului cu adâncimea nu se modifică(adică intervalul dintre două maxime și minime succesive, 24 de ore, 12 luni)
2). Amplitudinea oscilației scade cu adâncimea.
« Se numește stratul de sol în care temperatura nu se modifică în timpul zilei
strat de temperatură zilnică constantă a solului.”
(la latitudinile noastre incepe de la o adancime de 70 - 100 cm)
„Un strat al scoarței terestre în care temperatura nu se schimbă pe parcursul anului - un strat de temperatură anuală constantă (pentru noi începe de la o adâncime de 15 - 20 de metri).
„Stratul de sol în care se observă atât variațiile de temperatură zilnice, cât și anuale se numește strat activ sau
strat activ.
3).Temperaturile maxime si minime la adancimi sunt intarziate fata de suprafata solului.
Maximele și minimele zilnice sunt întârziate cu aproximativ 2,5 - 3,5 ore pentru fiecare 10 centimetri de adâncime. Maximele și minimele anuale sunt aproximative
timp de 20-30 de zile la 1 metru adâncime.
4. Dependența temperaturii solului de relief, zăpadă și acoperire cu vegetație
1. Față de zonele orizontale, versanții sudici se încălzesc mai puternic, iar versanții nordici se încălzesc mai puțin. Pantele vestice sunt puțin mai calde decât cele estice (deși sunt iluminate de Soare în mod egal, dar pe cele estice o parte din căldură este cheltuită pe evaporarea rouei, deoarece sunt iluminate în prima jumătate a zilei și cele vestice în a doua jumătate, când nu mai este rouă).
2. Solul gol se încălzește mai mult în timpul zilei decât solul acoperit cu plante, care absorb o parte din radiația solară. Dar, în același timp, plantele reduc răcirea pe timp de noapte a solului cauzată de radiațiile termice de pe Pământ. Prin urmare, noaptea solul de sub vegetație este mai cald decât solul gol.
3. Stratul de zăpadă are o conductivitate termică foarte scăzută. Acest lucru reduce schimbul de căldură dintre sol și atmosferă și protejează solul de înghețul adânc. (Cu cât adâncimea stratului de zăpadă este mai mare, cu atât adâncimea înghețului solului este mai mică. Dacă înălțimea zăpezii este mai mare de 30 de centimetri, culturile de iarnă nu îngheață în cele mai severe înghețuri).
5. Înghețarea și dezghețarea solului
Solul conține diverse săruri, așa că îngheață nu la 0ºС, ci la –0,5; -1,5ºС.
Înghețarea începe din straturile superioare și se deplasează mai adânc în sol în timpul iernii.
Adâncimea de îngheț depinde de:
1. Severitatea și durata iernii.
2. Adâncimile zăpezii
3. Prezența sau absența acoperirii cu vegetație.
4. Umiditatea solului (cele uscate îngheață mai adânc)
Exista zone in emisfera nordica in care solul nu se dezgheta complet nici vara. Acestea sunt zonele permafrost (permafrost). Grosimea stratului de sol înghețat variază de la 1 – 2 metri în sud, până la 500 de metri sau mai mult în nord. Vara, stratul superior de permafrost se dezgheță la o adâncime de câteva zeci de centimetri, iar aici pot fi cultivate unele culturi de legume și cereale. Dar, deoarece solul înghețat nu permite trecerea umidității, solul dezghețat este de obicei excesiv de umed. Prin urmare, în Nordul regiunii noastre există multe mlaștini (se formează soluri hidromorfe).
6. Valoarea temperaturii solului pentru plante
Germinarea semințelor are loc numai la o anumită temperatură.
Absorbția mineralelor crește odată cu creșterea temperaturii solului.
Răcirea solului sub nivelurile optime întârzie creșterea organelor subterane și reduce producția.
Dar o temperatură prea ridicată (peste optimă) are un efect negativ (de exemplu: dezvoltarea semințelor încetinește).
Optimizarea condițiilor de temperatură a solului.
1. Utilizarea materialelor termoizolante și de acoperire (polietilenă, rame de sticlă etc.)
2. Schimbarea albedo-ului solului prin mulcire (acoperit cu turbă, praf de cărbune, var)
3. Umezirea sau uscarea solului (aceasta modifică consumul de căldură pentru evaporare).
TEMA: REGIMUL TEMPERATURII AERULUI
1. Procese de încălzire și răcire a aerului.
2. Schimbarea temperaturii aerului cu altitudinea.
3. Stabilitatea atmosferică.
4. Inversări de temperatură.
5. Debitul de aer zilnic și anual.
6. Caracteristicile condițiilor de temperatură a aerului.
1. Procese de încălzire și răcire a aerului
Straturile inferioare ale atmosferei nu absorb bine radiația solară, astfel încât aerul este încălzit în principal datorită căldurii suprafeței pământului.
În timpul zilei, când balanța radiațiilor este pozitivă, pământul are cea mai ridicată temperatură, aerul are o temperatură mai scăzută, iar apa este și mai rece; care are o capacitate termică foarte mare.
Noaptea, pământul se răcește rapid și are cea mai scăzută temperatură, aerul este mai cald, iar apa are cea mai ridicată temperatură, care se răcește lent.
Transferul de căldură în atmosferă, precum și între atmosferă și suprafața de bază, are loc datorită următoarelor procese:
1. Convecție termică - transfer vertical al volumelor individuale de aer. În zonele mai calde, aerul devine mai cald și, prin urmare, mai ușor decât aerul din jur. Așa că urcă. Iar locul lui este luat de aerul vecin mai rece, care se încălzește și se ridică.
Peste uscat, convecția termică are loc ziua în timpul sezonului cald, iar peste mări noaptea și în timpul sezonului rece; când suprafața apei este mai caldă decât straturile de aer adiacente.
2. Turbulență – mișcări haotice vortex ale unor volume mici de aer în fluxul general de vânt. Se întâmplă deoarece volumele individuale de aer au viteze inegale de mișcare în fluxul general al vântului. Consecința turbulenței este amestecarea intensă a aerului.
3. Schimbul de căldură molecular - schimbul de căldură între suprafața pământului și stratul adiacent al atmosferei, datorită conductivității termice moleculare a aerului nemișcat. Acesta este un proces foarte lent.
4. Conductivitatea termică radiativă - transferul de căldură prin fluxuri de radiații cu undă lungă de la suprafața pământului în atmosferă (E 3) sau în sens invers (E a).
5. Condensarea vaporilor de apă - aceasta eliberează căldură, încălzind aerul. Acest lucru este valabil mai ales pentru acele straturi ale atmosferei în care se formează norii.
2. Schimbarea temperaturii aerului cu altitudinea
„Schimbarea temperaturii aerului la o sută de metri de altitudine se numește gradient vertical de temperatură (VTG)”
|
t n - t in – diferența de temperatură a aerului la nivelul inferior și superior (în grade Celsius).
Z in - Z n – diferența de înălțimi a două niveluri (în metri).
1. Dacă temperatura de la nivelul superior este mai mică decât temperatura de la nivelul inferior, atunci temperatura scade odată cu înălțimea și VGT este pozitiv. Aceasta este starea normală a troposferei. ( troposfera- acesta este cel mai de jos strat al atmosferei la o înălțime de 10-12 kilometri de suprafața pământului).
2. Dacă temperatura de la nivelul superior este egală cu temperatura de la nivelul inferior, atunci VGT este de 0ºC/100m, adică temperatura nu se schimbă cu altitudinea. Această condiție se numește izotermie.
3. Dacă temperatura de la nivelul superior este mai mare decât temperatura de la nivelul inferior, atunci temperatura crește odată cu înălțimea. Această condiție se numește inversie de temperatură. VGT este negativ.
Valoarea maximă a WHT se realizează pe uscat în zilele senine de vară, când temperatura aerului la suprafața solului poate fi cu 10 grade sau mai mare decât temperatura la o înălțime de 2 metri; adică într-un anumit strat de aer de doi metri, în termeni de 100 de metri, este mai mult decât 500ºС/100m.
Deasupra acestui strat, VGT scade semnificativ. În plus, în orice strat de aer, nebulozitatea, precipitațiile și, de asemenea, vântul, amestecarea maselor de aer contribuie la o scădere vizibilă a VGT.
3. Stabilitatea atmosferică
Stabilitatea atmosferică este capacitatea atmosferei de a determina deplasarea volumelor de aer în direcția verticală.
Dacă se ridică un volum mare de aer, acesta pătrunde în straturi cu presiune atmosferică mai mică. Ca urmare, acest aer se extinde, iar presiunea și temperatura lui scad. Când aerul coboară, are loc procesul invers.
1. Dacă VGT înconjurător va fi aer mai puțin de 1ºС/100m, atunci aerul care se ridică la toate altitudinile va fi mai rece decât aerul din jur și, prin urmare, mai greu. Prin urmare, în curând va începe să coboare. Această stare se numește echilibru stabil al atmosferei.
2. Dacă VGT-ul aerului ambiant
este egal cu 1ºС/100m, apoi în creștere
aerul va avea mereu la fel
temperatura, ca și împrejurimile sale
aer. Așa că curând se va opri
ridică, dar și coboară, nu
Voi. Această stare a atmosferei
numit indiferent. Echilibru stabil al atmosferelor.
3. Dacă VGT a aerului înconjurător este mai mare de 1ºС/100m, ceea ce se întâmplă adesea vara, când
încălzire puternică a suprafeței pământului, atunci aerul în creștere la toate altitudinile va fi mai cald decât aerul din jur și se va ridica constant, până la limitele superioare ale troposferei; unde se formează de obicei nori în el, în principal cumulonimbus, din care cad averse și grindină.
Această stare a atmosferei se numește echilibru instabil. Se observă mai des pe vreme caldă și însorită.
Stare indiferentă a atmosferei. Echilibrul instabil al atmosferei
4. Inversări de temperatură
Inversiunea este o creștere a temperaturii aerului cu înălțimea.
În funcție de condițiile de învățământ există:
1. Inversări de radiație – apar în timpul răcirii cu radiații a suprafeței pământului.
Există două tipuri de inversiuni de radiație:
A). Nocturnă - se formează în sezonul cald pe vreme senină, fără vânt. Se intensifică în timpul nopții și ating maximul în zori. După răsăritul soarelui, inversiunea începe să se prăbușească. Înălțimea stratului de inversare este de câteva zeci de metri, în văile montane închise este de până la 200 de metri.
B). Iarna - se formează atât noaptea, cât și ziua; dar numai în sezonul rece, când vremea anticiclonică determină răcirea pe termen lung (adesea câteva săptămâni la rând) a suprafeței pământului. Înălțimea stratului de inversare este de până la 2-3 kilometri. Inversiunile deosebit de puternice se observă în bazinele închise unde aerul rece stagnează. Acest lucru este tipic pentru Siberia de Est (de exemplu: Oymyakon și Verkhoyansk - până la -71ºС - polul rece al emisferei nordice).
2. Inversiunile advective – se formează în timpul advecției, (adică mișcării orizontale) a aerului cald pe o suprafață rece, care răcește straturile inferioare ale acestui aer.
Dacă aerul cald se mișcă peste suprafața zăpezii, atunci astfel de inversiuni advective se numesc inversiuni de zăpadă.
5. Variația zilnică și anuală a temperaturii aerului
În variația zilnică a temperaturii aerului (la înălțimea de 2 metri) - maxim la 14 - 15 ore, ora locală; minim înainte de răsărit.
Amplitudinea variației zilnice a temperaturii aerului depinde de perioada anului și de nebulozitate în același mod ca și amplitudinea temperaturii solului.
În plus, amplitudinea variației zilnice a temperaturii aerului este influențată de natura suprafeței subiacente; în primul rând, aceasta include topografia suprafeței:
A). În formele de relief concave (bazine, văi de munte, râpe) în timpul zilei aerul stagnează și se încălzește; iar noaptea, aerul răcit curge de pe versanți spre fund. Ca urmare, amplitudinea crește, maximul și minimul sunt mai pronunțate.
B). Formele de relief convexe (dealuri, cote) sunt suflate liber de vânt, aerul de deasupra lor nu stagnează. Ziua, aerul se încălzește mai puțin decât în bazin, iar noaptea, răcit, curge în jos.
Maximul și minimul sunt mai puțin pronunțate aici, amplitudinea este deci mai mică.
În plus, amplitudinea variației zilnice a temperaturii aerului este afectată de acoperirea cu zăpadă și vegetație - reduce amplitudinea față de solul gol; deoarece un astfel de sol se încălzește mai bine și se răcește mai mult, iar din el stratul inferior de aer.
În cursul anual al temperaturii aerului la latitudinile noastre, maxima se observă în iulie, minimă în ianuarie.
Amplitudinea variației anuale a temperaturii aerului depinde în principal de latitudinea geografică a locului (de la ecuator la poli crește), precum și de distanța zonei până la mare (cu cât este mai aproape de mare, cu atât este mai mic). amplitudinea chiar și la aceeași latitudine).
Cu cât este mai mare amplitudinea variației anuale a temperaturii aerului, cu atât clima este mai continentală.
6. Caracteristicile temperaturii aerului
1.Temperaturi medii:
A). Temperatura medie zilnică este media aritmetică a temperaturilor măsurate în toate perioadele de observare din timpul zilei (aceasta este de 8 măsurători).
b). Temperatura medie lunară este media aritmetică a temperaturilor medii zilnice pentru întreaga lună.
V). Temperatura medie anuală este media aritmetică a temperaturilor medii lunare pentru întregul an.
(dar temperatura medie anuală nu poate caracteriza pe deplin clima; de exemplu: în Irlanda și Kalmykia este de +10ºС, dar în Irlanda temperatura medie din ianuarie este de +7ºС, iar în Kalmykia -6ºС. Temperatura medie din iulie este de +15ºС și în Kalmykia +24ºС Prin urmare, în geografie, temperaturile medii din ianuarie și iulie sunt cele mai des folosite ca lunile cele mai reci și cele mai calde.
2. Informațiile despre temperaturile medii, temperaturile maxime și minime sunt completate semnificativ.
A). Există pur și simplu temperaturi maxime și minime.
(de exemplu: temperatura zilnică maximă și minimă, temperatura de zece zile etc.) adică aceasta este temperatura maximă sau minimă pentru întreaga perioadă de măsurare (zi, lună, an etc.
b). Și există temperaturi maxime și minime absolute - aceasta este cea mai scăzută sau cea mai ridicată temperatură observată pe o perioadă lungă de timp într-o anumită zi, lună sau an în ansamblu (de exemplu: 24 iulie, sau în februarie, sau pentru un an). întreg).
3. Sumele temperaturilor - un indicator care caracterizează în mod convențional cantitatea de căldură dintr-o zonă dată pentru o anumită perioadă.
A). Suma temperaturilor active - suma temperaturilor medii zilnice peste +10ºС
b). Suma temperaturilor efective este suma temperaturilor medii zilnice măsurate din minimul biologic al unei anumite culturi.
Minimum biologic – temperatura medie zilnică minimă la care se pot dezvolta plantele unei anumite culturi. (de exemplu: grâu de primăvară +5ºС; porumb, castraveți +10ºС).
Temperatura de la suprafața solului are o variație diurnă clar definită. Curba diurnă de pe graficul timp-temperatură arată ca o sinusoidă (Fig. 6.3). Minimul său se observă la aproximativ o jumătate de oră după răsărit, când balanța radiațiilor devine pozitivă și transferul de căldură din stratul superior al solului prin radiația efectivă este blocat de fluxul de radiație totală. Temperatura maximă a solului are loc între 13 și 14 ore, cu un echilibru maxim de radiații. După aceasta, temperatura scade la minim. O scădere a temperaturii după-amiaza cu un echilibru pozitiv al radiațiilor este asociată cu un consum crescut de căldură nu numai datorită studiului eficient, ci și prin conductibilitatea termică și evaporarea crescută a apei. Căldura este transferată mai adânc în sol. Aceste pierderi se dovedesc a fi mai mari decât afluxul de radiații, iar temperatura începe să scadă după-amiaza la minim dimineața. Trebuie remarcat faptul că temperaturile minime de dimineață la suprafața solului sunt mai scăzute decât în aer, ceea ce explică înghețurile de pe sol în sezoanele de tranziție la latitudini temperate.
Curba zilnică a temperaturii pe zile individuale se poate abate semnificativ de la sinusoida corectă, în funcție de schimbările în tulburări, precipitații sau schimbările advective ale temperaturii aerului.
Diferența dintre temperaturile minime și maxime zilnice se numește interval de temperatură zilnică.
Orez. 6.2. Variația medie zilnică a temperaturii pe suprafața solului (P) și în aer la o altitudine de 2 m(ÎN).
În regiunea Moscovei, amplitudinile zilnice vara sunt de 10-20 0 C, iarna 5-10 ° C. Amplitudinile zilnice ale temperaturii solului depind de o serie de factori:
· înnorărire (pe vreme fără nori există un aflux mare de radiație solară în timpul zilei și o radiație efectivă mare noaptea);
· expunerea versantului (pantele cu expunere spre sud, cu fața la soare, primesc mai multă radiație decât versanții cu expunere nordică, iar radiația nocturnă nu depinde de expunere).
· natura învelișului de sol (acoperirea cu vegetație, în general, răcește solul, împiedicând încălzirea prin radiație a acestuia, și reduce amplitudinile diurne). Stratul de zapada protejeaza solul de pierderile excesive de caldura iarna scade si amplitudinea zilnica a solului sub zapada. În latitudinile temperate, cu o înălțime a stratului de zăpadă de 40-50 cm, temperatura suprafeței solului de dedesubt este cu 6-7° mai mare decât temperatura solului gol. Efectul combinat al acoperirii cu vegetație vara și al stratului de zăpadă iarna reduce amplitudinea temperaturii anuale la suprafața solului cu aproximativ 10° în comparație cu amplitudinea temperaturii solului gol.
Amplitudinea anuală a temperaturii solului, adică diferența dintre temperaturile medii pe termen lung din lunile cele mai calde și cele mai reci, depinde în mare măsură de latitudinea geografică. În emisfera nordică, la o latitudine de 10° este de aproximativ 3°C, la o latitudine de 30° - aproximativ 10°C, la o latitudine de 50° - în medie aproximativ 25°C.
De-a lungul profilului solului se observă și fluctuații de temperatură zilnice și anuale (Fig. 6.4, 6.5). Observațiile au stabilit că perioada oscilațiilor de temperatură nu se modifică odată cu adâncimea, are loc doar o scădere a amplitudinii.
Orez. 6.4. Variația anuală a temperaturii în sol la diferite adâncimi de la 3 la 753 cm.
Datele experimentale indică faptul că schimbările de temperatură cu adâncimea în sol sunt descrise destul de strâns de legile teoriei conductivității termice moleculare propuse de Fourier și numite legile lui Fourier.
Orez. 6.5. Variația zilnică a temperaturii în sol la diferite adâncimi de la 1 la 80 cm.
Prima lege a lui Fourier- perioada de fluctuații de temperatură nu se modifică odată cu adâncimea. Aceasta înseamnă că la orice adâncime (până la un strat de temperaturi constante) se mențin variațiile zilnice și anuale de temperatură ale solurilor.
A doua lege a lui Fourier- o creștere a adâncimii într-o progresie aritmetică duce la o scădere a amplitudinii într-o progresie geometrică.
Scăderea amplitudinii cu adâncimea duce la faptul că la o anumită adâncime (mai mică pentru amplitudinile zilnice și mai mare pentru amplitudinile anuale) fluctuațiile de temperatură practic se opresc. Acesta este un strat de temperatură constantă zilnică sau anuală. În funcție de condițiile specifice (tipul de sol, umiditatea acestuia), stratul diurnă constantă temperatura este situată la o adâncime de 70-100 cm constant anual temperaturile sunt situate la adâncimi de aproximativ 30 m la latitudini polare, 15-20 m la latitudini medii și aproximativ 10 m la tropice.
A treia lege a lui Fourier afirmă că momentul declanșării temperaturilor maxime și minime, atât în ciclul zilnic, cât și în cel anual, întârzie cu adâncimea proporțional cu creșterea adâncimii.
Extremele zilnice întârzie cu 2,5-3,5 ore, iar cele anuale cu 20-30 de zile. În conformitate cu această lege, distribuția verticală a temperaturii în sol se modifică în diferite anotimpuri. Vara, temperatura de la suprafața solului până la adâncime scade (modul de izolație), iarna crește (modul de radiație), primăvara mai întâi crește, apoi scade (primăvara intermediară), toamna, dimpotrivă, mai întâi scade, apoi crește (toamna intermediară).
Conform A patra lege a lui Fourier Adâncimile straturilor de temperaturi constante zilnice (1 zi) și anuale (365 de zile) sunt legate între ele ca rădăcini pătrate ale perioadelor de oscilații, adică. ca 1:19.
În rezervoare, încălzirea și răcirea se extinde până la un strat mai gros decât în sol, dar amplitudinile fluctuațiilor de temperatură (atât zilnice, cât și anuale) sunt mult mai mici. Amplitudinile zilnice ale temperaturii sunt de 0,1° - 0,2° la latitudini temperate și aproximativ 0,5° la tropice. Amplitudinile anuale ale fluctuațiilor de temperatură pe suprafața oceanului sunt semnificativ mai mari decât cele zilnice, dar mai mici decât pe suprafața solului. La tropice este 2-3 0, la 40° latitudine N. - 10° și la 40° S. - 5°. Fluctuațiile zilnice ale temperaturii sunt detectate până la adâncimi de 15-20 m, fluctuații anuale - până la 150-400 m.
Variațiile zilnice și anuale ale temperaturii solului
Observațiile temperaturii suprafeței solului și ale temperaturii la diferite adâncimi au fost efectuate la unele stații meteorologice de mai bine de 70-80 de ani. Prelucrarea acestor date a făcut posibilă stabilirea modelelor de schimbări ale temperaturii solului pe parcursul zilei și anului.
Schimbarea temperaturii solului în timpul zilei se numește ciclu diurn. Variația zilnică a temperaturii are de obicei o maximă și una minimă. Temperatura minimă a suprafeței solului pe vreme senină se observă înainte de răsăritul soarelui, când balanța radiațiilor este încă negativă și schimbul de căldură dintre aer și sol este nesemnificativ. Odată cu răsăritul soarelui, pe măsură ce semnul și magnitudinea balanței radiațiilor se schimbă, temperatura suprafeței solului crește, mai ales pe vreme senină. Temperatura maximă se observă în jurul orei 13:00, apoi temperatura începe să scadă, care continuă până la minimele dimineții.
În unele zile, variația zilnică indicată a temperaturii solului este perturbată sub influența nebulozității, precipitațiilor și a altor factori. În acest caz, maximul și minimul se pot schimba la un timp diferit. Un ciclu diurn bine definit și regulat se observă în perioada caldă pe vreme senină.
Schimbarea temperaturii solului pe parcursul anului se numește ciclu anual. De obicei, graficul ciclului anual se bazează pe temperaturile medii lunare ale solului. Variația anuală a temperaturii suprafeței solului este determinată în principal de diferitele radiații solare care intră pe parcursul anului. Temperaturile maxime medii lunare ale suprafeței solului în latitudinile temperate ale emisferei nordice se observă de obicei în iulie, când afluxul de căldură în sol este cel mai mare, iar minimele în ianuarie - februarie.
Se numește diferența dintre maxim și minim într-un ciclu zilnic sau anual amplitudine progresul temperaturii.
Factori care influențează amplitudinea variațiilor zilnice și anuale ale temperaturii solului
Amplitudinea variației zilnice a temperaturii solului este influențată de:
1) perioada anului; vara amplitudinea este cea mai mare, iarna este cea mai mică;
2) latitudinea geografică; amplitudinea este legată de altitudinea de la amiază a Soarelui, care în aceeași zi crește în direcția de la pol la ecuator; prin urmare, în regiunile polare amplitudinea este nesemnificativă, iar în deșerturile tropicale, unde radiația efectivă este și ea mare, ajunge la 50-60 ° C;
3) teren; Față de câmpie, versanții sudici se încălzesc mai puternic, cei nordici mai puțin, iar cei vestici puțin mai puternic decât cei estici; amplitudinea se modifică de asemenea în consecință;
4) vegetație și strat de zăpadă; amplitudinea ciclului diurn sub aceste acoperiri este mai mică decât în absența lor;
5) capacitatea termică și conductibilitatea termică a solului; amplitudinea este invers legată de capacitatea termică și conductibilitatea termică;
6) culoarea solului; amplitudinea variației zilnice a temperaturii de suprafață a solurilor întunecate este mai mare decât cea a solurilor luminoase, deoarece absorbția și emisia de radiații pe suprafețele întunecate este mai mare decât pe cele luminoase; suprafețele solurilor uscate și afânate au o amplitudine mai mare decât suprafețele solurilor umede și dense;
7) înnorare: pe vreme înnorată amplitudinea este semnificativ mai mică decât pe vreme senină.
Amplitudinea variației anuale a temperaturii suprafeței solului este influențată de aceiași factori ca și amplitudinea variației zilnice, cu excepția perioadei anului. Amplitudinea ciclului anual, spre deosebire de ciclul zilnic, crește odată cu creșterea latitudinii. În zona ecuatorială are o medie de 2-3° C, iar în regiunile polare ale continentelor depășește 70° C (Yakutia).
Amplitudinea variației anuale de temperatură a suprafeței solului gol este mult mai mare decât cea a unei suprafețe acoperite cu vegetație sau zăpadă.
Modele de distribuție a căldurii în sol
Fluctuațiile zilnice și anuale ale temperaturii suprafeței solului din cauza conductivității termice sunt transferate în straturile sale mai profunde. Stratul de sol în care se observă variațiile zilnice și anuale de temperatură se numește strat activ. Propagarea fluctuațiilor de temperatură adânc în sol (cu o compoziție omogenă a solului) are loc în conformitate cu următoarele legi Fourier.
1. Perioada de oscilație Cu nu se modifică cu adâncimea, adică atât la suprafața solului, cât și la toate adâncimile, intervalul dintre două minime sau maxime succesive de temperatură este de 24 de ore într-un ciclu zilnic și de 12 luni într-un ciclu anual.
2. Dacă adâncimea crește într-o progresie aritmetică, atunci amplitudinea scade într-o progresie geometrică, adică odată cu creșterea adâncimii, amplitudinea scade rapid.
Un strat de sol în care temperatura nu se modifică în timpul zilei se numește strat de temperatură zilnică constantă.
Temperatura solului __67
La latitudinile mijlocii, acest strat începe la o adâncime de 70-100 cm. Strat de temperatură anuală constantă la latitudini medii se află la o adâncime mai mare de 15-20 m.
3. Temperaturile maxime și minime la adâncimi apar mai târziu decât la suprafața solului (Tabelul 15). Această întârziere este direct proporțională cu adâncimea. Maximele și minimele zilnice întârzie pentru fiecare 10 cm de adâncime cu o medie de 2,5-3,5 ore, iar maximele și minimele anuale întârzie pentru fiecare metru de adâncime cu 20-30 de zile.
Tabelul 15
Timpul mediu de apariție a maximelor și minimelor în variația zilnică a temperaturii solului (iunie)
Adâncime, cm | Minim, h min | Maxim, h min | Amplitudinea fluctuațiilor de temperatură, °C |
Nukus (lângă Marea Aral, deșert) |
|||
Leningrad |
|||
Legile Fourier de mai sus sunt ilustrate prin grafice ale variațiilor zilnice (Fig. 12) și anuale (Fig. 13) ale temperaturii suprafeței solului și ale temperaturii la diferite adâncimi. Aceste cifre arată clar o scădere a amplitudinii cu adâncimea, o întârziere a timpului de apariție a maximelor și minimelor cu creșterea adâncimii și independența perioadei de oscilație față de adâncime.
Conform calculelor teoretice Fourier, adâncimea la care se manifestă variația anuală a temperaturii solului ar trebui să fie de aproximativ 19 ori mai mare decât adâncimea de manifestare a fluctuațiilor zilnice. În realitate, se observă abateri semnificative de la calculele teoretice și, în multe cazuri, adâncimea de penetrare a fluctuațiilor anuale se dovedește a fi mai mare decât cea calculată. Acest lucru se datorează diferențelor de umiditate a solului în adâncime și în timp, modificări ale difuzivității termice a solului cu adâncimea și alte motive. 68
La latitudinile nordice, adâncimea de pătrundere a variației anuale a temperaturii solului este în medie de 25 m, la latitudini medii - 15-20 m, la latitudinile sudice - aproximativ 10 m.
Regimul de temperatură a solului
Orez. 12. Variația zilnică a temperaturii solului în iunie în Tbilisi.
Numerele de pe curbe indică adâncimea în metri.
// /// IV - V VIUGVIIILA-"X XI XII
Orez. 13. Variația anuală a temperaturii medii lunare a solului cu suprafața naturală în Tbilisi. Numerele de pe curbe indică adâncimea în metri.
Termoizopleti
Materialele din observațiile pe termen lung ale temperaturii solului la diferite adâncimi pot fi prezentate grafic (Fig. 14). Acest grafic raportează temperatura solului, adâncimea și timpul. Pentru a construi un grafic, adâncimile sunt trasate pe axa verticală, iar timpul (de obicei luni) este reprezentat pe axa orizontală. Temperatura medie lunară a solului la diferite adâncimi este reprezentată pe grafic. Apoi punctele cu aceeași temperatură sunt conectate prin linii netede, care sunt numite termoizopleti. Izopletele termice oferă o reprezentare vizuală a temperaturii stratului activ de sol la orice adâncime în fiecare lună. Astfel de grafice sunt folosite, de exemplu, pentru a determina adâncimea de penetrare
eliminarea temperaturilor critice care dăunează sistemului radicular al pomilor fructiferi.
"/ III V„ONUIX XI -1
Orez. 14. Izoplete ale temperaturii solului (Tbilisi).
Aceste grafice sunt, de asemenea, utilizate în utilități publice, construcții industriale și de drumuri și reabilitarea terenurilor.
Grosimea stratului înghețat trebuie luată în considerare atunci când se așează drenuri în zonele recuperate.