Повърхността, която се нагрява директно от слънчевите лъчи и отдава топлина на подлежащите слоеве и въздуха, се нарича активна повърхност... Температурата на активната повърхност, нейната стойност и промяна (дневна и годишна вариация) се определят от топлинния баланс.
Максималната стойност на почти всички компоненти на топлинния баланс се наблюдава в обедните часове. Изключение прави максималният топлопренос в почвата в сутрешните часове. Максималните амплитуди на дневната вариация на компонентите на топлинния баланс се наблюдават през лятото, а минималните - през зимата.
При денонощното изменение на температурата на суха и обезрастена повърхност в ясен ден максимумът настъпва след 13:00 часа, а минимумът - около момента на изгрева. Облачността нарушава правилния ход на повърхностната температура и предизвиква изместване на моментите на максимума и минимума. Температурата на повърхността е силно повлияна от нейното съдържание на влага и растителна покривка.
Дневните максимуми на повърхностната температура могат да бъдат + 80 ° и повече (в южната част на Русия + 75 °). Дневните колебания достигат 40 °. Стойността им зависи от сезона, облачността, топлинните свойства на повърхността, нейния цвят, грапавост, растителна покривка, както и изложението на склоновете.
Годишното изменение на температурата на активния слой е различно на различните географски ширини. Максималната температура на повърхността в средните и високите ширини обикновено се наблюдава през юли, минималната през януари. Амплитудите на годишните колебания в температурата на активната повърхност на ниските ширини са много малки; в средните ширини на сушата те достигат 30 °. Годишните колебания в температурата на повърхността в умерените и високите географски ширини са силно повлияни от снежната покривка.
Разпространението на топлината в почвата зависи от редица нейни свойства и преди всичко от топлинния капацитет и топлопроводимостта. Получавайки същото количество слънчева топлина, почвата се нагрява толкова по-бавно, колкото повече обемна температура.Обемният топлинен капацитет на скалите, които изграждат земята, е приблизително два пъти по-малък от топлинния капацитет на водата. Топлинен капацитет на водата - 1, кварц - 0,517, глина - 0,676, въздух - 0,0003.
Преносът на топлина от слой към слой се регулира от топлопроводимостта. Повечето скали имат ниска топлопроводимост (кал) cm * сек град.):
Топлопроводимост на водата - 0,00129 кал / см * сек * градус, въздух - 0,000056.
Преносът на топлина от слой на слой отнема време, а времето за настъпване на максималните и минималните температури през деня се забавя на всеки 10 см с около 3 часа. Ако най-високата температура на повърхността е била около 13 часа, на дълбочина 10 см максималната температура ще достигне около 16, а на дълбочина 20 см - около 19 часа и т.н.
При последователно нагряване на подлежащите слоеве от горните, всеки слой поглъща определено количество топлина. Колкото по-дълбок е слоят, толкова по-малко топлина получава и толкова по-слаби са температурните колебания в него. Амплитудите на дневните температурни колебания с дълбочина намаляват наполовина на всеки 15 cm. Това означава, че ако на повърхността амплитудата е 16 °, то на дълбочина 15 cm тя е 8 °, а на дълбочина 30 cm - 4 °. В същото време периодите на температурни колебания остават непроменени на всички дълбочини. Средно на дълбочина около 1 m дневните колебания в температурата на почвата отшумяват. Слоят, в който тези вибрации практически спират, се нарича слой постоянна дневна температура.
Колкото по-дълъг е периодът на температурни колебания, толкова по-дълбоко се разпространяват тези колебания. В средните ширини слоят с постоянна годишна температура се намира на дълбочина 19-20 м, във високите - на дълбочина 25 м. В тропическите годишните температурни амплитуди са малки, а слоят с постоянна годишна амплитуда се намира на дълбочина само 5-10 m.
Моментите на настъпване на максималните и минималните температури през годината се забавят средно с 20-30 дни на метър. По този начин, ако най-ниската температура на повърхността е била наблюдавана през януари, тя се среща на дълбочина 2 m в началото на март.
Наблюденията показват, че температурата в слоя с постоянна годишна температура е близка до средната годишна температура на въздуха над повърхността. Нарича се почвеният слой, разположен над слоя с постоянна годишна температура и изпитващ годишните си колебания активен слой.
Водата, която има по-висок топлинен капацитет и по-ниска топлопроводимост от земята, се нагрява по-бавно и отделя топлина по-бавно. Слънчевите лъчи, падащи върху водната повърхност, частично се поглъщат от най-горния слой на водата, а частично проникват на значителна дълбочина, директно нагрявайки част от нейния слой. Подвижността на водата го прави възможно. пренос на топлина. Поради турбулентното смесване на водата, преносът на топлина към вътрешността се извършва 1000-10 000 пъти по-бързо, отколкото при топлопроводимост. Когато повърхностните слоеве изстинат, възниква термична конвекция, придружена от смесване на водата.
Ежедневните колебания на температурата на повърхността на океана във високите ширини са само 0,1 °, в умерените ширини - 0,4 °, в тропическите - 0,5 °. Дълбочината на проникване на тези колебания е 15-20 м. Годишните температурни амплитуди на повърхността на океана са от 2° в тропическите ширини до 0,8° в умерените ширини. Годишните температурни колебания проникват до дълбочина 200-300 m.
Моментите на максималната температура на водните тела изостават в сравнение със сушата. Максимумът настъпва около 15-16 часа, минимумът - 2-3 часа след изгрев слънце. Годишната максимална температура на повърхността на океана в северното полукълбо пада през август, минималната - през февруари.
Лекция 4
ТЕМПЕРАТУРЕН РЕЖИМ НА ПОЧВАТА
Лъчистата енергия в активния слой се преобразува в топлинна енергия. При положителен радиационен баланс (през деня, лятото) част от тази топлина се изразходва за нагряване на активния слой, част за нагряване на повърхностния въздух и растенията и част за изпаряване на водата от почвата и растенията. Когато радиационният баланс е отрицателен (през нощта, през зимата), разходите за топлина, свързани с ефективното излъчване на активната повърхност, се компенсират от пристигането на топлина от активния слой, от въздуха, част от топлината се отделя по време на кондензация (сублимация) на водна пара върху активната повърхност. Тази входяща и изходяща енергия на активната повърхност се изразява чрез уравнението на топлинния баланс:
B = A + P + LE
където B е радиационният баланс на активната повърхност; A - топлинен поток между активната повърхност и подлежащите слоеве; P е топлинният поток между повърхността и повърхностния въздушен слой; LЕ - топлинен поток, свързан с фазовите трансформации на водата (изпарение - кондензация).
Други компоненти на топлинния баланс на земната повърхност (топлинни потоци от вятърна енергия, приливи, от валежи, консумация на енергия за фотосинтеза и т.н.) са много по-малко от посочените по-рано членове на баланса, така че те могат да бъдат пренебрегнати.
Смисълът на уравнението е да балансира радиационния баланс на земната повърхност чрез нерадиационен топлопренос.
Денонощно и годишно изменение на температурата на повърхността на почвата
От факта, че топлинният баланс на земната повърхност е нула, не следва, че температурата на повърхността не се променя. Когато топлопреминаването е насочено надолу (+ A), тогава значителна част от топлината, идваща на повърхността отгоре, остава в активния слой. Температурата на този слой и следователно на активната повърхност в този случай се повишава. Напротив, когато топлината се пренася през земната повърхност отдолу нагоре (-A), топлината излиза в атмосферата предимно от активния слой, в резултат на което температурата на повърхността намалява.
Дневното нагряване и нощното охлаждане на почвената повърхност причиняват ежедневни колебания в нейната температура. Дневните температурни колебания обикновено имат един максимум и един минимум. Минималната температура на почвената повърхност при ясно време се наблюдава преди изгрев слънце, когато радиационният баланс все още е отрицателен, а топлообменът между въздуха и почвата е незначителен. С изгряване на слънцето, с увеличаване на радиационния баланс, температурата на повърхността на почвата се повишава. Максималната температура се наблюдава за около 13 часа, след което температурата започва да намалява.
В отделни дни посоченото дневно изменение на температурата на почвата се нарушава под влияние на облачност, валежи и други фактори. В този случай максимумът и минимумът могат да се изместят в друго време.
Разликата между максимума и минимума в дневния или годишния курс се нарича амплитуда на температурния ход.
Относно амплитудата на дневните колебания на температурата на повърхността на почватаповлияни от следните фактори:
сезон : през лятото амплитудата е най-голяма, през зимата - най-малка;
географска ширина : амплитудата е свързана с обедната височина на Слънцето, която се увеличава в посока от полюса към екватора, следователно в полярните райони амплитудата е незначителна, а в тропическите пустини, където освен това ефективната радиация е висока , достига 50 ... 60 0С;
терен : в сравнение с равнината, южните склонове се нагряват повече, северните са по-слаби, а западните са малко по-силни от източните и съответно се променя амплитудата;
растителност и снежна покривка : амплитудата на дневните колебания под тези покривки е по-малка, отколкото при тяхното отсъствие, тъй като намаляват нагряването и охлаждането на почвената повърхност;
цвят на почвата : амплитудата на дневната промяна на температурата на повърхността на тъмните почви е по-голяма от тази на светлите почви, тъй като поглъщането и излъчването на радиация в първите е по-голямо, отколкото във вторите;
състояние на повърхността : насипните почви имат по-голяма амплитуда от плътните; при плътни почви погълнатата топлина се разпространява навътре, а в рохкави почви остава в горния слой, така че последният се нагрява повече;
влажност на почвата : на повърхността на влажни почви амплитудата е по-малка, отколкото на повърхността на сухите почви; във влажни почви погълнатата топлина, както при гъсти почви, се разпространява навътре и част от топлината се изразходва за изпаряване, в резултат на което те се нагряват по-малко от сухите почви;
облачно : при облачно време амплитудата е много по-малка, отколкото при ясно време, тъй като облачността намалява дневното затопляне и нощното охлаждане на активната повърхност.
Годишен ход Температурата на повърхността на почвата се определя от различни количества слънчева радиация през годината.
Най-ниските температури на повърхността на почвата обикновено се наблюдават през януари - февруари, най-високи през юли или август.
Амплитудата на годишното изменение на температурата на почвата се влияе от същите фактори като амплитудата на дневната вариация, с изключение нагеографска ширина на мястото. Амплитудата на годишния цикъл, за разлика от дневния, се увеличава с увеличаване на географската ширина.
Топлофизични характеристики на почвата
Между повърхността на почвата и подлежащите й слоеве има непрекъснат топлообмен. Преносът на топлина към почвата се дължи главно на молекулярната топлопроводимост.
Отоплението и охлаждането на почвата зависи основно от нейните топлофизични характеристики: топлинен капацитет и топлопроводимост.
Топлинен капацитет - количеството топлина, необходимо за повишаване на температурата на почвата с 1°C. Разграничаване на специфичен и обемен топлинен капацитет.
Специфична топлина (СЪС уд ) е количеството топлина, необходимо за загряване на 1 kg почва с 1 °C.
Обемен топлинен капацитет (СЪС относно ) е количеството топлина, необходимо за загряване на 1 m3 почва с 1 °C.
Нарича се способността на почвата да предава топлина от слой на слойтоплопроводимост .
Коефициентът на топлопроводимост е мярка за топлопроводимост на почвата, което е числено равно на количеството топлина J, преминаващо за 1 s през основата на почвен стълб с напречно сечение 1 m2 и височина 1 m.
Коефициентът на топлопроводимост на почвата зависи главно от съотношението на съдържанието в неявъздух и вода .
От нея зависят и топлофизичните характеристики на почватаплътност ... С намаляване на плътността топлинният капацитет и топлопроводимостта на сухите почви намаляват. Следователно, разрохканите почви в обработваемия слой са по-топли през деня от плътните почви и по-студени през нощта. Освен това, разрохканата почва има по-голяма специфична повърхност от плътната почва и следователно поглъща повече радиация през деня и излъчва топлина по-интензивно през нощта.
Измерване на температурата и дълбочината на замръзване на почвата
За измерване на температурата на почвата се използват течности (живак, алкохол, толуен), термоелектрически, съпротивителни електротермометри и деформационни термометри.
Термометър за спешност ТМ-3, живак, се използва за измерване на температурата на повърхността на почвата в даден момент (термин).
Максимален термометър TM-1, живак, се използва за измерване на най-високата повърхностна температура за периода между периодите на наблюдение.
Максималният термометър се различава от спешния по това, че тънък щифт, запоен в дъното на резервоара, влиза в капилярния канал непосредствено близо до резервоара. В резултат на това живакът се разкъсва в точката на стесняване и по този начин се фиксира максималната стойност на температурата за даден период от време.
Минимален термометър TM-2, алкохол, се използва за измерване на най-ниската температура на повърхността на почвата за периода между периодите на наблюдение. Особеността на устройството на този термометър е, че вътре в капиляра се поставя малък щифт, изработен от тъмно стъкло. Когато температурата спадне, повърхностният филм на менискуса се придвижва към резервоара и премества щифта зад него. С повишаване на температурата алкохолът се разширява свободно около щифта. Последният остава на мястото си, показвайки края, отдалечен от резервоара, минималната температура между датите на наблюдение.
Термометри за лакти (Савинова) ТМ-5, живак, са предназначени за измерване на температурата на почвата в топъл период на дълбочина 5, 10, 15 и 20 cm.
Сонда термометър AM-6, толуен, се използва за полеви измервания на температурата на почвата на дълбочина от 3 ... 40 cm.
Транзисторен електротермометър TET-2 се използва за измерване на температурата на обработваемия слой през топлия сезон. Могат да измерват и температурата в купчините кореноплодни култури, картофи, в зърнената маса в прорезите.
Бастун на агронома PITT-1 е предназначен за измерване на температурата на обработваемия слой и измерване на дълбочината на оран. Принципът му на действие се основава на измерване на омичното съпротивление като функция на температурата.
Изпускателни термометри TPV-50, живак, са предназначени за измерване на температурата на почвата на дълбочини от 20 ... 320 cm през цялата година. Могат да се използват и във ферми за измерване на температурата в купчини, силози и др.
Напоследък бяха разработени методи за безконтактно определяне на температурата на почвената повърхност от спътници, самолети и хеликоптери, които позволяват получаването на осреднени температурни стойности за големи площи от земната повърхност.
Измервател на вечна замръзване AM-21 се използва за измерване на дълбочината на замръзване на почвата. Това устройство се състои от тръба от абанос, на върха на която са нанесени градуировки в сантиметри за определяне на височината на снежната покривка. В тази тръба е поставена гумена тръба с 1 см деления, пълна с дестилирана вода.
Температурите по международната практическа скала се измерват в градуси по Целзий (°C). Степента на тази скала е 1/100 от интервала между точките на топене на леда (0 ° C) и точката на кипене на водата (100 ° C).
Стойността на температурата на почвата за растенията
Един от най-важните фактори в живота на растенията е температурата на почвата. Покълването на семената, развитието на кореновата система, жизнената активност на почвената микрофлора, усвояването на минерални хранителни продукти от корените и др., до голяма степен зависят от температурата на почвата. С повишаване на температурата на почвата всички тези процеси се активират. Значителен спад на температурата на почвата води до загиване на зимни зърнени култури, многогодишни треви и овощни дървета.
Семената на повечето селскостопански култури в средната лента покълват при температура 3 ... 5 ° C, а като ориз, памук и др., изискват много по-високи температури - 13 ... 15 ° C.
С повишаване на температурата на почвата до оптималната скорост на покълване на семената се увеличава, което води до намаляване на продължителността на периода от сеитба до поникване на разсад.
Температурният режим на почвата пряко влияе върху скоростта на растеж на кореновата система. При ниски и високи температури растежът се влошава.
След появата на разсад температурата на почвата не губи стойността си за растенията. Те растат и се развиват по-добре, ако корените им са в среда с малко по-ниска (с 5 ... 10 ° C) температура в сравнение с надземните органи.
Температурата на почвата оказва голямо влияние върху жизнената активност на микроорганизмите и следователно върху снабдяването на растенията с минерални хранителни вещества, скоростта на разлагане на органичната материя, синтеза на хумусни вещества и др.
Температурният режим определя натрупването на подвижни хранителни вещества в почвата. Като влияе върху скоростта на движение на водата и разтворимите соли, температурата влияе върху скоростта, с която хранителните вещества се доставят на растенията от почвата и внесените торове. При ниски температури (8 ... 10 ° C), например, навлизането на азот в корените и движението на азота от корените към надземните органи намалява, а консумацията му за образуване на органични азотни съединения намалява. При по-ниски температури (5 ... 6 ° C и по-ниски) усвояването на азот и фосфор от корените рязко намалява. В същото време усвояването на калий също намалява.
Разпространението и вредоносността на болестите и неприятелите по земеделските растения също са тясно свързани с температурния режим на почвата. При редица топлолюбиви култури (царевица, памук) при ниски температури (при студени извори), когато термичните условия са неблагоприятни за растенията, се появяват болести на разсада и плесени по семената.
Вредителите по растенията с ларви в почвата, в зависимост от температурата, могат да причинят повече или по-малко вреда.
През деня повърхността на почвата непрекъснато, по различни начини, губи или поглъща топлина. Чрез земната повърхност топлината се пренася нагоре (в атмосферата) и надолу (в почвата). Общата радиация и противорадиация на атмосферата навлиза в повърхността на почвата, както и топлината се доставя чрез турбулентна топлопроводимост. По същия начин земната повърхност излъчва топлина в атмосферата. Входящата топлина се разпределя в тънък горен слой, който се нагрява много. На повърхността на почвата температурата пада бързо при отделяне на топлина: топлината, натрупана в тънкия горен слой, бързо я напуска, без да се попълва отдолу.
Фиг. № 1 Диаграма на дневната вариация на температурата на повърхността на почвата
Алгебричната сума от всички постъпления и разходи на топлина на земната повърхност трябва да бъде равна на нула, но това не означава, че температурата на повърхността на почвата не се променя. Ако преносът на топлина е насочен надолу, тогава топлината от атмосферата остава в активния слой на почвата, което води до повишаване на нейната температура. Когато се прехвърля в атмосферата, топлината напуска активния слой, като по този начин понижава неговата температура.
Повърхностната температура през време има своя максимум, който се проявява към 13-14 часа, и минимум, който се наблюдава половин час след изгрев слънце. В нашия случай (фиг. № 1) това се случва точно така: най-ниската температура на повърхността от 19 ° C пада в 6:00 сутринта - времето, приблизително след изгрева на слънцето през летния период. По това време отделянето на топлина от горния почвен слой чрез ефективно излъчване се балансира от увеличения приток на обща радиация, в резултат на което радиационният баланс на повърхността на почвата става нула; а нерадиационният баланс е незначителен. След това температурата постепенно се повишава до най-високата си стойност в местния обед. Радиационният баланс остава положителен до вечерта, но се вижда, че температурата на почвената повърхност спада. Това се дължи на повишената топлопроводимост и изпаряването на водата.
Максималните температури на повърхността на почвата обикновено са по-високи, отколкото във въздуха, тъй като през деня слънчевата радиация загрява почвата и вече от нея загрява въздуха. Това може да се види в разглеждания случай: максималната температура на повърхността на почвата (49 ° C) е по-висока от максималната температура на въздуха (32,8 ° C) в същия ден. От друга страна, нощните минимуми са по-ниски на повърхността на почвата, отколкото във въздуха, тъй като почвата първо се охлажда от ефективна радиация и въздухът се охлажда от нея. На 19 август минималната температура на повърхността на почвата е 19 ° C, а минималната температура на въздуха е 21,2 ° C.
Изследванията са проведени през август, поради което разликата между дневния максимум и дневния минимум – дневната температурна амплитуда – в изследвания случай е доста голяма (30оС). Слънчевата радиация близо до земната повърхност е висока през деня, а ефективната радиация се наблюдава през нощта. Следователно, ако се съди по голямата амплитуда, денят беше безоблачен.
Температурата на повърхността на почвата има денонощни колебания. Неговият минимум се наблюдава около половин час след изгрев слънце. По това време радиационният баланс на повърхността на почвата става равен на нула - преносът на топлина от горния почвен слой чрез ефективна радиация се балансира от увеличен приток на обща радиация. Нерадиационният топлообмен в този момент е незначителен.
След това температурата на почвената повърхност се повишава до 13–14 часа и достига максимум в дневния цикъл. След това температурата започва да пада. Радиационният баланс следобед и вечер остава положителен. Въпреки това, преносът на топлина през деня от горния почвен слой към атмосферата се осъществява не само чрез ефективно излъчване, но и чрез повишена топлопроводимост, както и повишено изпаряване на водата. Преносът на топлина в дълбините на почвата също продължава. Тези топлинни загуби се оказват много по-големи от притока на радиация, така че температурата на повърхността на почвата пада от 13-14 часа до сутрешния минимум.
Разликата между дневната максимална и дневната минимална температура се нарича дневна температурна амплитуда.
В Московска област, според S.P. Хромова и М.А. Петросянц (2004), през зимните месеци дългогодишната среднодневна амплитуда на температурата на повърхността на почвата (снега) е 5–10 ° С, през летните месеци - 10–20 ° С. В някои дни дневните амплитуди могат да бъдат както по-високи, така и по-ниски от дългосрочните средни стойности, в зависимост от редица фактори, предимно облачността. При безоблачно време слънчевата радиация е голяма през деня, а ефективната радиация е страхотна и през нощта. Следователно дневният (дневен) максимум е особено висок, а дневният (нощният) минимум е нисък и следователно дневната амплитуда е голяма. При облачно време дневният максимум се понижава, нощният минимум се увеличава, а дневната амплитуда е по-малка.
Температурата на почвената повърхност, разбира се, също се променя с годишния ход. В тропическите ширини годишната му амплитуда (разликата в дългосрочните средни температури на най-топлите и най-студените месеци от годината) е малка и се увеличава с ширината. В северното полукълбо на географска ширина 10 ° е около 3 ° C, на ширина 30 ° около 10 ° C, на ширина от 50 ° средно около 25 ° C.
В извънтропичните ширини непериодичните промени в температурата на въздуха са толкова чести и значителни, че дневните температурни колебания се проявяват ясно само през периоди на относително стабилно нискооблачно антициклонично време. През останалото време тя е затъмнена от непериодични промени, които могат да бъдат много интензивни. Например охлаждане през зимата, когато температурата по всяко време на деня може да падне (при континентални условия) с 10–20 ° C в рамките на един час.
В тропическите ширини непериодичните температурни промени са по-малко значителни и не нарушават толкова много дневните температурни колебания.
Непериодичните температурни промени са свързани главно с адвекцията на въздушни маси от други региони на Земята. Особено значителни застудявания (понякога наричани студени вълни) се появяват в умерените ширини във връзка с нахлуването на студени въздушни маси от Арктика и Антарктида. В Европа тежки зимни студове се появяват и при проникване на студени въздушни маси от изток, а в Западна Европа - от европейската територия на Русия. Студените въздушни маси понякога проникват в средиземноморския басейн и дори достигат до Северна Африка и Западна Азия. Но по-често те се задържат пред планинските вериги на Европа, разположени в географска ширина, особено пред Алпите и Кавказ. Следователно климатичните условия на Средиземноморския басейн и Закавказието се различават значително от условията на близките, но по-северни райони.
В Азия студеният въздух свободно прониква до планинските вериги, граничещи с територията на централноазиатските републики от юг и изток, така че зимите в Туранската низина са доста студени. Но такива планински вериги като Памир, Тиен Шан, Алтай, Тибетското плато, да не говорим за Хималаите, са пречки за по-нататъшното проникване на студени въздушни маси на юг. В редки случаи обаче в Индия се наблюдават значителни адвективни студове: в Пенджаб средно с 8–9 ° С, а през март 1911 г. температурата падна с 20 ° С. В същото време от запад около планинските вериги се стичат студени маси. По-лесно и по-често студеният въздух прониква в югоизточната част на Азия, без да среща значителни препятствия по пътя (С.П. Хромов и М.А.Петросянц).
В Северна Америка няма географски хребети. Следователно студените маси на арктическия въздух могат да се разпространят безпрепятствено до Флорида и Мексиканския залив.
Над океаните нашествията на студени въздушни маси могат да проникнат дълбоко в тропиците. Разбира се, студеният въздух постепенно се затопля над топла вода, но все пак може да причини забележими спадове на температурата.
Нашествията на морския въздух от средните ширини на Атлантическия океан в Европа създават затопляне през зимата и охлаждане през лятото. Колкото по-навътре в дълбините на Евразия, толкова по-малко става честотата на атлантическите въздушни маси и толкова повече се променят първоначалните им свойства над континента. Въпреки това влиянието на нашествията от Атлантическия океан върху климата може да се проследи до Централносибирското плато и Централна Азия.
Тропическият въздух нахлува в Европа през зимата и лятото от Северна Африка и от ниските географски ширини на Атлантическия океан. През лятото въздушните маси, близки по температура до въздушните маси на тропиците и затова се наричат още тропически въздух, се образуват в южната част на Европа или идват в Европа от Казахстан и Централна Азия. В азиатската територия на Русия през лятото се наблюдават прониквания на тропически въздух от Монголия, Северен Китай, от южните райони на Казахстан и от пустините на Централна Азия.
В някои случаи силното повишаване на температурата (до + 30 ° C) по време на летните нашествия на тропическия въздух се разпространява в Далечния север на Русия.
Тропическият въздух нахлува в Северна Америка както от Тихия, така и от Атлантическия океан, особено от Мексиканския залив. На самия континент над Мексико и южните щати се образуват маси от тропически въздух.
Дори в района на Северния полюс зимните температури понякога се повишават до нула в резултат на адвекция от умерените ширини и затоплянето може да се проследи в цялата тропосфера.
| Съдържание |
|---|
| Климатология и метеорология |
| ДИДАКТИЧЕСКИ ПЛАН |
| Метеорология и климатология |
| Атмосфера, време, климат |
| Метеорологични наблюдения |
| Приложение на карти |
| Метеорологична служба и Световната метеорологична организация (СМО) |
| Климообразуващи процеси |
| Астрономически фактори |
| Геофизични фактори |
| Метеорологични фактори |
| Относно слънчевата радиация |
| Топлинен и лъчист баланс на Земята |
| Директна слънчева радиация |
| Промени в слънчевата радиация в атмосферата и на земната повърхност |
| Явления на разсейване на радиация |
| Обща радиация, отражение на слънчевата радиация, погълната радиация, PAR, земно албедо |
| Радиация от земната повърхност |
| Противорадиация или противорадиация |
| Радиационен баланс на земната повърхност |
| Географско разпределение на радиационния баланс |
| Атмосферно налягане и барично поле |
| Барични системи |
| Колебания на налягането |
| Ускорение на въздуха при градиент на налягането |
| Отклоняващата сила на въртенето на Земята |
| Геострофичен и градиентен вятър |
| Баричен закон на вятъра |
| Фронти в атмосферата |
| Топлинен режим на атмосферата |
| Топлинен баланс на земната повърхност |
| Дневно и годишно изменение на температурата на повърхността на почвата |
| Температури на въздушната маса |
| Годишна амплитуда на температурата на въздуха |
| Континентален климат |
| Облачност и валежи |
| Изпаряване и насищане |
| влажност |
| Географско разпределение на влажността на въздуха |
| Кондензация в атмосферата |
| Облаци |
| Международна класификация на облаците |
| Облачност, нейната дневна и годишна вариация |
| Валежи от облаци (класификация на валежите) |
| Характеристика на валежния режим |
| Годишна промяна в валежите |
| Климатическо значение на снежната покривка |
| Химия на атмосферата |
| Химичният състав на земната атмосфера |
| Химическият състав на облаците |
| Химичен състав на валежите |
| Киселинност на валежите |
1. Процеси на нагряване и охлаждане на почвата.
2. Топлофизични характеристики на почвата
3. Денонощни и годишни вариации в температурата на почвата. Законите на Фурие.
4. Зависимост на температурата на почвата от релефа, снежната и растителната покривка.
6. Стойността на температурата на почвата за растенията. Оптимизиране на температурния режим на почвата.
1. Процеси на нагряване и охлаждане на почвата
Слънчевата радиация, погълната от земята, се превръща в топлина и част от тази топлина се използва за нагряване на почвата.
Температурният режим на почвата зависи от радиационния баланс. Ако е положителен, тогава повърхността на почвата се затопля; и ако е отрицателен, тогава се охлажда.
Освен това температурният режим на почвата се влияе от процесите изпаренияи кондензацияводна пара върху повърхността на почвата:
Кондензацията произвежда топлина, която загрява почвата.
Чрез изпаряване се изразходва топлина и почвата се охлажда.
Между повърхността на почвата и нейните долни слоеве има непрекъснат топлообмен.
Ако радиационният баланс е положителен, топлинният поток се насочва от повърхността на почвата към вътрешността.
Ако радиационният баланс е отрицателен и повърхността на почвата е по-студена от подлежащите слоеве, тогава топлинният поток е насочен вертикално нагоре.
където d е плътността на почвата в kg / m³.
Топлинният капацитет на различните почви не зависи от минералния им състав, а от съотношението вода и въздух в техните пори. Тъй като топлинният капацитет на водата е приблизително 3,5 хиляди пъти по-голям от този на въздуха, следователно, сухите почви имат по-малкотоплинен капацитет; тоест при една и съща вложена топлина те се нагряват, а с отделянето на топлина се охлаждат по-силно от влажните почви.
4. Топлопроводимостта на почвата е способността на почвата да предава топлина от слой на слой.
λ - коефициент на топлопроводимост[J · сек / m · ºС].
Най-висока е топлопроводимостта в минералната част на почвата (т.е. пясък, глина), по-ниска в почвената вода и най-ниска в почвения въздух.
Топлопроводимост - характеризира скоростта на разпространение на топлината в почвата (колкото е по-висока, толкова по-висока е скоростта).(≈0,1 - 0,2 m2 / s)
Измерено в [m²/s]
Топлофизичните характеристики на почвата зависят от нейното съдържание на влага. С увеличаване на влажността на почвата топлинният капацитет непрекъснато се увеличава.
Топлопроводимостта на почвата се увеличава, докато стане равна на топлопроводимостта на водата [≈ 5,5 ∙ 10 4 J/сек]и след това не се променя
В тази връзка коефициентът на топлопроводимост с увеличаване на влажността на почвата първо се увеличава рязко и след това намалява.
Освен това температурният режим на почвата зависи от:
1. Цветове на почвите (по-тъмните загряват по-добре).
2. Плътност на почвите (плътните имат по-висок топлинен капацитет и топлопроводимост от насипните).
3. Напояването и валежите увеличават разхода на топлина за изпаряване и по този начин охлаждат почвата.
3. Денонощни и годишни вариации в температурата на почвата. Законът на Фурие
„Промяната в температурата на почвата през деня се нарича дневни колебания на температурата на почвата".
Максималната температура на почвата през деня се наблюдава около 13:00 часа местно време; минимум - преди изгрев слънце. Но под влияние на валежи, облачност и други фактори, максимумът и минимумът могат да се изместят.
"Промени в температурата на почвата през цялата година - годишно изменение на температурата на почвата".
максимум - през юли, минимум през януари, февруари.
„Разликата между максималните и минималните стойности в дневния или годишния курс се нарича амплитуда на хода на температурата на почвата“
Амплитудата на дневните и годишните колебания в температурата на почвата зависи от:
1. Релеф (северните склонове се нагряват по-малко от южните и следователно имат по-ниска амплитуда).
2. Растителността със снежна покривка намалява амплитудата, тъй като намаляват нагряването и охлаждането на почвата под тях.
3. Колкото по-голям е топлинният капацитет и топлопроводимостта на почвата, толкова по-малка е нейната амплитуда.
4. Облачност – намалява амплитудата на температурата на почвата.
5. Тъмните почви имат по-голяма амплитуда от светлите, тъй като поглъщат и излъчват радиация по-добре
6. Освен това амплитудата на дневните колебания на температурата на почвата зависи от сезона (през лятото е максимална, през зимата е минимална).
Законът на Фурие
Разпространението на топлината дълбоко в почвата става в съответствие със законите на Фурие:
1).Периодът на колебания в температурата на почвата не се променя с дълбочината(т.е. интервалът между два последователни максимума и минимума, 24 часа, 12 месеца)
2). Амплитудата на трептенето намалява с дълбочината.
« Нарича се слоят почва, в който температурата не се променя през деня
слой с постоянна дневна температура на почвата”.
(в нашите географски ширини започва от дълбочина 70 - 100 см)
“Слоят на земната кора, в който температурата не се променя през цялата година, е слой с постоянна годишна температура.” (У нас започва от дълбочина 15 - 20 метра)
„Почвеният слой, в който се наблюдават дневни и годишни температурни колебания, се нарича активен слой, или
активен слой.
3) Максимумите и минимумите на температурата на дълбочини изостават в сравнение с повърхността на почвата.
Ежедневните върхове и спадове изостават с около 2,5 - 3,5 часа за всеки 10 сантиметра дълбочина. Годишни върхове и спадове, приблизително,
за 20-30 дни на 1 метър дълбочина.
4. Зависимост на температурата на почвата от релефа, снежната и растителната покривка
1. В сравнение с хоризонталните участъци, южните склонове са по-топли, докато северните склонове са по-слаби. Западните склонове са малко по-топли от източните (въпреки че са осветени от слънцето по същия начин, но на източните склонове част от топлината се изразходва за изпаряване на росата, тъй като те са осветени през първата половина на деня , а западните във втория, когато вече няма роса).
2. Голата почва през деня се нагрява повече от покритата с растения, които поглъщат част от слънчевата радиация. Но в същото време растенията намаляват нощното охлаждане на почвата, причинено от земното топлинно излъчване. Следователно през нощта почвата под растителността е по-топла от голата почва.
3. Снежната покривка е с много ниска топлопроводимост. Това намалява топлообмена между почвата и атмосферата и предпазва почвата от дълбоко замръзване. (Колкото по-голяма е височината на снежната покривка, толкова по-малка е дълбочината на замръзване на почвата. Когато снегът е висок над 30 сантиметра, зимните култури не измръзват при най-силните студове).
5. Замразяване и размразяване на почвата
Почвата съдържа различни соли, поради което замръзва не при 0 ° C, а при –0,5; -1,5°С.
Замръзването започва от горните слоеве, а през зимата се придвижва по-дълбоко в почвата.
Дълбочината на замръзване зависи от:
1. Тежестта и продължителността на зимата.
2. Височина на снежната покривка
3. Наличие или отсъствие на растителна покривка.
4. Почвена влага (сухите замръзват по-дълбоко)
Има райони в Северното полукълбо, където почвата не се размразява напълно дори през лятото. Това са областите вечна замръзване.Дебелината на замръзналия почвен слой е от 1 до 2 метра на юг, до 500 и повече метра на север. През лятото горният слой на вечна замръзване се размразява на няколко десетки сантиметра в дълбочина и тук могат да се отглеждат някои зеленчуци и зърнени култури. Но тъй като замръзналата почва не пропуска влагата, размразената почва обикновено е прекомерно влажна. Следователно в северната част на нашия регион има много блата (образуват се хидроморфни почви).
6. Стойността на температурата на почвата за растенията
Покълването на семената става само при определена температура.
Усвояването на минерали се увеличава с повишаване на температурата на почвата.
Охлаждането на почвата под оптималното, забавя растежа на подземните органи и намалява добива.
Но твърде високата температура (над оптималната) има отрицателен ефект (например: развитието на семената се забавя).
Оптимизиране на температурния режим на почвата.
1. Използване на топлоизолационни и покривни материали (полиетилен, стъклени рамки и др.)
2. Промяна на албедото на почвата чрез мулчиране (покрийте с торф, въглищен прах, вар)
3. Овлажняване или дрениране на почвата (това променя разхода на топлина за изпаряване).
ТЕМА: ТЕМПЕРАТУРА НА ВЪЗДУХА
1. Процеси на нагряване и охлаждане на въздуха.
2. Промяна в температурата на въздуха с надморска височина.
3. Стабилност на атмосферата.
4. Температурни инверсии.
5. Дневно и годишно движение на въздуха.
6. Характеристика на температурния режим на въздуха.
1.Процеси на нагряване и охлаждане на въздуха
Долните слоеве на атмосферата са слаби при поглъщане на слънчевата радиация, така че въздухът се нагрява главно поради топлината на земната повърхност.
През деня, когато радиационният баланс е положителен, сушата е с най-висока температура, въздухът е с по-ниска температура, а водата е още по-студена; който има много висок топлинен капацитет.
През нощта сушата се охлажда бързо и има най-ниска температура, въздухът се оказва по-топъл, а водата има най-висока температура, която се охлажда бавно.
Преносът на топлина в атмосферата, както и между атмосферата и подлежащата повърхност, се осъществява поради следните процеси:
1. Термична конвекция - пренасяне на отделни обеми въздух вертикално. Над по-топлите зони въздухът става по-топъл и следователно по-лек от околния въздух. Следователно се издига. И мястото му се заема от по-студения съседен въздух, който също се нагрява и се издига.
Над сушата термичната конвекция се случва през деня през топлия сезон, а над моретата през нощта и през студения сезон; когато водната повърхност е по-топла от съседните въздушни слоеве.
2. Турбулентност - вихрови хаотични движения на малки въздушни обеми в общия ветров поток. Възниква, защото отделните въздушни обеми имат неравномерна скорост на движение в общия вятърен поток. Турбуленцията води до интензивно смесване на въздуха.
3. Молекулен топлообмен – топлообменът между земната повърхност и прилежащия слой на атмосферата, дължащ се на молекулярната топлопроводимост на неподвижния въздух. Това е много бавен процес.
4. Радиационна топлопроводимост - пренасянето на топлина от потоци дълговълнова радиация от земната повърхност в атмосферата (E 3) или в обратна посока (E a).
5. Кондензация на водна пара – това генерира топлина, загрявайки въздуха. Това е особено вярно за онези слоеве на атмосферата, където се образуват облаци.
2. Промяна в температурата на въздуха с височина
"Промяната в температурата на въздуха на сто метра височина се нарича вертикален температурен градиент (VGT)"
|
t n - t in - разликата в температурата на въздуха на долното и горното ниво (в градуси по Целзий).
Z in - Z n - разликата във височините на двете нива (в метри).
1. Ако температурата на горното ниво е по-ниска от температурата на долното ниво, тогава температурата намалява с височината и HGT е положителен.Това е нормалното състояние на тропосферата. ( тропосфера- това е най-ниският слой на атмосферата до височина 10-12 километра от земната повърхност).
2. Ако температурата на горното ниво е равна на температурата на долното ниво, тогава VHT е равна на 0°С / 100m, тоест температурата не се променя с височината. Това състояние се нарича изотермия.
3. Ако температурата на горното ниво е по-висока от температурата на долното ниво, тогава температурата се повишава с височина. Това състояние се нарича температурна инверсия. В този случай VGT е отрицателен.
Максималната стойност на VGT се достига над сушата в ясни летни дни, когато температурата на въздуха в близост до повърхността на почвата може да бъде с 10 градуса или повече по-висока от температурата на височина от 2 метра; тоест в даден двуметров слой въздух, по отношение на 100 метра, е повече от 500°C / 100м.
Над този слой VGT намалява значително. Освен това във всеки слой на въздуха облачността, валежите, както и вятърът, смесващ въздушните маси, допринася за забележимо намаляване на VGT.
3. Стабилност на атмосферата
Стабилност на атмосферата - способността на атмосферата да предизвиква движението на въздушните обеми във вертикална посока.
Ако голям обем въздух се издига нагоре, той навлиза в слоеве с по-ниско атмосферно налягане. В резултат на това този въздух се разширява, а налягането и температурата му намаляват. Когато въздухът се спусне, протича обратният процес.
1. Ако VGT заобикалящивъздух ще бъде по-малко от 1°С / 100m, тогава издигащият се въздух на всички височини ще бъде по-студен от околния въздух и следователно по-тежък. Следователно скоро ще започне да се спуска. Това състояние се нарича стабилно равновесие на атмосферата.
2. Ако VGT на околния въздух
е равна на 1°С / 100m, след това възходяща
въздухът винаги ще има същото
температура, като околната среда
въздух. Така че скоро ще спре
изкачване, но и слизане, също, не
Ще. Такова състояние на атмосферата
се нарича безразличен. Стабилно равновесие на атмосферите.
3. Ако VHT на околния въздух е повече от 1°C / 100m, което често се случва през лятото, когато
силно нагряване на земната повърхност, тогава издигащият се въздух на всички височини ще бъде по-топъл от околния въздух и постоянно ще се издига, до горните граници на тропосферата; където обикновено в него се образуват облаци, предимно купесто-дъждовни, от които падат обилни валежи и градушка.
Това състояние на атмосферата се нарича нестабилно равновесие. По-често се среща при горещо, слънчево време.
Безразлично състояние на атмосферата. Нестабилно равновесие на атмосферата
4. Температурни инверсии
Инверсия - повишаване на температурата на въздуха с височина.
В зависимост от условията на обучение има:
1. Радиационни инверсии – възникват при радиационно охлаждане на земната повърхност.
Има два вида радиационни инверсии:
А). Нощно време - формира се през топлия сезон с ясно, спокойно време. Усилват се през нощта и достигат връх на зазоряване. След изгрев слънце инверсията започва да се срива. Височината на инверсионния слой е няколко десетки метра, в затворени планински долини - до 200 метра.
Б). Зимни - образуват се както през нощта, така и през деня; но само в студения сезон, когато при антициклонично време има продължително (често няколко седмици подред) охлаждане на земната повърхност. Височината на инверсионния слой е до 2-3 километра. Особено силни инверсии се наблюдават в затворени басейни, където студеният въздух застоява. Това е типично за Източен Сибир (например: Оймякон и Верхоянск - до -71 ° C - студения полюс на Северното полукълбо).
2. Адвективни инверсии – образуват се при адвекция (тоест хоризонтално движение) на топъл въздух върху студена повърхност, която охлажда долните слоеве на този въздух.
Ако има движение на топъл въздух над повърхността на снега, тогава такива адвективни инверсии се наричат сняг.
5. Дневно и годишно изменение на температурата на въздуха
В дневния ход на температурата на въздуха (на височина 2 метра) - максимум в 14-15 часа, местно време; минимум преди изгрев слънце.
Амплитудата на дневните колебания на температурата на въздуха зависи от сезона и облачността, точно както амплитудата на температурата на почвата.
Освен това амплитудата на дневните колебания на температурата на въздуха се влияе от естеството на подлежащата повърхност; първо, това включва релефа на повърхността:
А). При вдлъбнати релефни форми (котини, планински долини, дерета) въздухът застоява и се затопля през деня; а през нощта охладен въздух тече от склоновете към дъното. В резултат на това амплитудата се увеличава, максимумът и минимумът са по-изразени.
Б). Изпъкналите форми на релефа (хълмове, хълмове) се издуват свободно от вятъра, въздухът над тях не застоява. През деня въздухът се затопля по-малко, отколкото в басейна, а през нощта, охладен, тече надолу.
Тук максимумът и минимумът са по-слабо изразени, следователно амплитудата е по-малка.
Освен това амплитудата на дневните колебания на температурата на въздуха се влияе от снежната и растителната покривка - намалява амплитудата в сравнение с голата почва; защото такава почва се нагрява по-добре и се охлажда повече, а от нея - и долния слой въздух.
В годишния ход на температурата на въздуха в нашите географски ширини максимумът се наблюдава през юли, минимумът през януари.
Амплитудата на годишното изменение на температурата на въздуха зависи главно от географската ширина на мястото (нараства от екватора до полюсите), както и от разстоянието на района от морето (колкото по-близо до морето, толкова по-малко амплитудата, дори на същата географска ширина).
Колкото по-голяма е амплитудата на годишното изменение на температурата на въздуха, толкова по-континентален е климатът.
6. Характеристика на температурния режим на въздуха
1.Средни температури:
а). Средната дневна температура е средноаритметичната стойност на температурите, измерени през всички периоди на наблюдение през деня (това са 8 измервания).
б). Средна месечна температура - средноаритметичната стойност на средните дневни температури за целия месец.
v). Средната годишна температура е средноаритметичната стойност на средните месечни температури за цялата година.
(но средната годишна температура не може напълно да характеризира климата; например: в Ирландия и Калмикия е + 10 ° C, но в Ирландия средната януарска температура е + 7 ° C, а в Калмикия -6 ° C. Средната Температурата на юли е + 15 ° C, а в Калмикия + 24 ° C. Следователно в географията най-често се използват средните температури на януари и юли като най-студените и топли месеци).
2. Съществено допълва информацията за средни температури, максимални и минимални температури.
а). Просто има максимални и минимални температури.
(например: максимална и минимална дневна температура, десетдневна температура и т.н.), т.е това е максималната или минималната температура за целия период на измерване (ден, месец, година и т.н.)
б). И има абсолютни максимални и минимални температури - това е най-ниската или най-високата температура, наблюдавана за дългосрочен период в даден ден, месец или през цялата година (например: 24 юли, или през февруари, или за годината като цяло).
3. Температурни суми -индикатор, който условно характеризира количеството топлина в дадена област за определен период.
а). Сборът на активните температури е сумата от средните дневни температури над + 10 ° C
б). Сборът от ефективните температури е сумата от средните дневни температури, измерени от биологичния минимум на дадена култура.
Биологичен минимум – минималната средна дневна температура, при която растенията от дадена култура могат да се развиват. (например: за пролетна пшеница + 5 ° C; царевица, краставици + 10 ° C).