Une surface directement chauffée par les rayons du soleil et dégageant de la chaleur aux couches sous-jacentes et à l'air est appelée surface active... La température de la surface active, sa valeur et son évolution (variation journalière et annuelle) sont déterminées par le bilan thermique.
La valeur maximale de presque tous les composants du bilan thermique est observée à midi. Une exception est le transfert de chaleur maximal dans le sol le matin. Les amplitudes maximales de la variation quotidienne des composants du bilan thermique sont observées en été et les minimales - en hiver.
Dans la variation diurne de la température d'une surface sèche et dénudée par temps clair, le maximum se produit après 13h00 et le minimum - vers le moment du lever du soleil. La nébulosité perturbe le cours correct de la température de surface et provoque un décalage des moments du maximum et du minimum. La température de surface est fortement influencée par son taux d'humidité et sa couverture végétale.
Les maximums diurnes de température de surface peuvent être de + 80 ° et plus (dans le sud de la Russie + 75 °). Les fluctuations quotidiennes atteignent 40 °. Leur valeur dépend de la saison, de la nébulosité, des propriétés thermiques de la surface, de sa couleur, de sa rugosité, de la couverture végétale, ainsi que de l'exposition des pentes.
La variation annuelle de température de la couche active est différente selon les latitudes. La température de surface maximale aux latitudes moyennes et élevées est généralement observée en juillet, la minimale en janvier. Les amplitudes des fluctuations annuelles de la température de la surface active aux basses latitudes sont très faibles ; aux latitudes moyennes terrestres, elles atteignent 30°. Les fluctuations annuelles de la température de surface aux latitudes tempérées et élevées sont fortement influencées par la couverture neigeuse.
La diffusion de la chaleur dans le sol dépend d'un certain nombre de ses propriétés, et surtout de sa capacité calorifique et de sa conductivité thermique. Recevant la même quantité de chaleur solaire, le sol se réchauffe plus lentement, plus il température volumétrique. La capacité calorifique volumétrique des roches qui composent le sol est environ deux fois inférieure à la capacité calorifique de l'eau. Capacité calorifique de l'eau - 1, quartz - 0,517, argile - 0,676, air - 0,0003.
Le transfert de chaleur d'une couche à l'autre est régulé par la conductivité thermique. La plupart des roches ont une faible conductivité thermique (cal) cm * sec deg.) :
Conductivité thermique de l'eau - 0,00129 cal / cm * sec * deg., Air - 0,000056.
Le transfert de chaleur d'une couche à l'autre prend du temps et le moment de l'apparition des températures maximales et minimales au cours de la journée est retardé d'environ 3 heures tous les 10 cm. Si la température la plus élevée à la surface était d'environ 13 heures, à une profondeur de 10 cm, la température maximale sera d'environ 16 et à une profondeur de 20 cm - environ 19 heures, etc.
Avec le chauffage successif des couches sous-jacentes des couches sus-jacentes, chaque couche absorbe une certaine quantité de chaleur. Plus la couche est profonde, moins elle reçoit de chaleur et plus les fluctuations de température y sont faibles. Les amplitudes des fluctuations de température quotidiennes avec la profondeur diminuent de moitié tous les 15 cm. Cela signifie que si à la surface l'amplitude est de 16 °, alors à une profondeur de 15 cm, elle est de 8 ° et à une profondeur de 30 cm - 4 °. Dans le même temps, les périodes de fluctuations de température restent inchangées à toutes les profondeurs. En moyenne, à une profondeur d'environ 1 m, les fluctuations quotidiennes de la température du sol disparaissent. La couche dans laquelle ces vibrations s'arrêtent pratiquement s'appelle la couche température quotidienne constante.
Plus la période de fluctuations de température est longue, plus ces fluctuations se propagent profondément. Aux latitudes moyennes, la couche de température annuelle constante est située à une profondeur de 19-20 m, dans les hautes latitudes - à une profondeur de 25 m. Sous les latitudes tropicales, les amplitudes de température annuelle sont faibles et la couche d'amplitude annuelle constante est situé à une profondeur de seulement 5-10 m.
Les moments d'apparition des températures maximales et minimales au cours de l'année sont retardés en moyenne de 20 à 30 jours par mètre. Ainsi, si la température de surface la plus basse a été observée en janvier, elle se produit à une profondeur de 2 m début mars.
Les observations montrent que la température dans la couche de température annuelle constante est proche de la température annuelle moyenne de l'air au-dessus de la surface. La couche de sol située au-dessus de la couche de température annuelle constante et subissant ses fluctuations annuelles est appelée couche active.
L'eau, ayant une capacité calorifique plus élevée et une conductivité thermique moindre que la terre, se réchauffe plus lentement et dégage de la chaleur plus lentement. Les rayons du soleil tombant à la surface de l'eau sont en partie absorbés par la couche d'eau la plus élevée et pénètrent en partie à une profondeur considérable, chauffant directement une partie de sa couche. La mobilité de l'eau le permet. transfert de chaleur. En raison du mélange turbulent de l'eau, le transfert de chaleur vers l'intérieur se produit 1 000 à 10 000 fois plus rapidement que par conduction thermique. Lorsque les couches superficielles se refroidissent, une convection thermique se produit, accompagnée d'un mélange d'eau.
Les fluctuations quotidiennes de température à la surface de l'océan aux hautes latitudes ne sont que de 0,1°, aux latitudes modérées - 0,4°, en tropical - 0,5°. La profondeur de pénétration de ces fluctuations est de 15 à 20 m.Les amplitudes annuelles de température à la surface de l'océan vont de 2 ° sous les latitudes tropicales à 0,8 ° sous les latitudes tempérées. Les fluctuations annuelles de température pénètrent jusqu'à une profondeur de 200 à 300 m.
Les moments de la température maximale des masses d'eau sont en retard par rapport à la terre. Le maximum se produit à environ 15-16 heures, le minimum - 2-3 heures après le lever du soleil. La température maximale annuelle à la surface de l'océan dans l'hémisphère nord tombe en août, le minimum - en février.
Conférence 4
RÉGIME DE TEMPÉRATURE DU SOL
L'énergie rayonnante dans la couche active est convertie en énergie thermique. Avec un bilan radiatif positif (pendant la journée, en été), une partie de cette chaleur est consacrée au chauffage de la couche active, une partie - au chauffage de l'air de surface, des plantes et une partie - à l'évaporation de l'eau du sol et des plantes. Lorsque le bilan radiatif est négatif (la nuit, en hiver), les coûts de chaleur liés au rayonnement effectif de la surface active sont compensés par l'arrivée de chaleur de la couche active, de l'air, une partie de la chaleur est dégagée pendant condensation (sublimation) de vapeur d'eau sur la surface active. Cette énergie entrante et sortante sur la surface active est exprimée par l'équation du bilan thermique :
B = A + P + LE
où B est le bilan radiatif de la surface active ; A - flux de chaleur entre la surface active et les couches sous-jacentes ; P est le flux de chaleur entre la surface et la couche d'air de surface ; LЕ - flux de chaleur associé aux transformations de phase de l'eau (évaporation - condensation).
Les autres composantes du bilan thermique de la surface terrestre (flux thermiques de l'énergie éolienne, des marées, des précipitations, consommation d'énergie pour la photosynthèse, etc.)
Le sens de l'équation est d'équilibrer le bilan radiatif de la surface de la Terre par un transfert de chaleur sans rayonnement.
Variation diurne et annuelle de la température de surface du sol
Du fait que le bilan thermique de la surface terrestre est nul, il ne s'ensuit pas que la température de surface ne change pas. Lorsque le transfert de chaleur est dirigé vers le bas (+ A), alors une partie importante de la chaleur venant d'en haut reste dans la couche active. La température de cette couche, et donc de la surface active, augmente dans ce cas. Au contraire, lorsque la chaleur est transférée à travers la surface de la terre de bas en haut (-A), la chaleur s'échappe dans l'atmosphère principalement à partir de la couche active, ce qui entraîne une diminution de la température de surface.
Le réchauffement diurne et le refroidissement nocturne de la surface du sol provoquent des fluctuations quotidiennes de sa température. La variation de température quotidienne a généralement un maximum et un minimum. La température minimale de la surface du sol par temps clair est observée avant le lever du soleil, lorsque le bilan radiatif est encore négatif et que l'échange de chaleur entre l'air et le sol est insignifiant. À mesure que le soleil se lève, à mesure que le bilan radiatif augmente, la température de la surface du sol augmente. La température maximale est observée pendant environ 13 heures, puis la température commence à diminuer.
Certains jours, la variation quotidienne indiquée de la température du sol est perturbée sous l'influence de la nébulosité, des précipitations et d'autres facteurs. Dans ce cas, le maximum et le minimum peuvent se décaler à un autre moment.
La différence entre le maximum et le minimum dans le cours quotidien ou annuel est appelée amplitude du cours de température.
Sur l'amplitude de la variation journalière de la température de surface du sol influencé par les facteurs suivants :
saison : en été l'amplitude est la plus grande, en hiver - la plus petite;
latitude géographique : l'amplitude est associée à la hauteur du Soleil à midi, qui augmente dans la direction du pôle à l'équateur, donc, dans les régions polaires, l'amplitude est insignifiante, et dans les déserts tropicaux, où, de plus, le rayonnement effectif est élevé , il atteint 50 ... 60 0С;
terrain : en comparaison avec la plaine, les versants méridionaux sont plus chauffés, les versants nord sont plus faibles, et ceux de l'ouest sont un peu plus forts que ceux de l'est, et l'amplitude change en conséquence ;
végétation et couverture neigeuse : l'amplitude de la variation journalière sous ces couvertures est moindre qu'en leur absence, puisqu'elles diminuent l'échauffement et le refroidissement de la surface du sol ;
couleur du sol : l'amplitude de la variation journalière de la température de surface des sols sombres est supérieure à celle des sols clairs, puisque l'absorption et l'émission de rayonnement dans les premiers sont plus importantes que dans les seconds ;
état de surface : les sols meubles ont une plus grande amplitude que les sols denses ; dans les sols denses, la chaleur absorbée se propage vers l'intérieur et dans les sols meubles, elle reste dans la couche supérieure, de sorte que cette dernière se réchauffe davantage;
humidité du sol : à la surface des sols humides, l'amplitude est moindre qu'à la surface des sols secs ; dans les sols humides, la chaleur absorbée, comme dans les sols denses, se propage vers l'intérieur et une partie de la chaleur est dépensée en évaporation, de sorte qu'ils se réchauffent moins que les sols secs;
nuageux : par temps nuageux, l'amplitude est bien moindre que par temps clair, car la nébulosité réduit l'échauffement diurne et le refroidissement nocturne de la surface active.
Déménagement annuel La température de surface du sol est déterminée par différentes quantités de rayonnement solaire au cours de l'année.
Les températures les plus basses à la surface du sol sont généralement observées en janvier - février, les plus élevées en juillet ou en août.
L'amplitude de la variation annuelle de la température de surface du sol est affectée par les mêmes facteurs que l'amplitude de la variation diurne, à l'exception delatitude du lieu. L'amplitude du cycle annuel, contrairement au cycle diurne, augmente avec l'augmentation de la latitude.
Caractéristiques thermophysiques du sol
Il y a un échange continu de chaleur entre la surface du sol et ses couches sous-jacentes. Le transfert de chaleur au sol est principalement dû à la conductivité thermique moléculaire.
Le chauffage et le refroidissement du sol dépendent principalement de ses caractéristiques thermophysiques : capacité calorifique et conductivité thermique.
Capacité thermique - la quantité de chaleur nécessaire pour élever la température du sol de 1°C. Distinguer la capacité calorifique spécifique et volumétrique.
Chaleur spécifique (AVEC oud ) est la quantité de chaleur nécessaire pour chauffer 1 kg de sol de 1 °C.
Capacité calorifique volumétrique (AVEC sur ) est la quantité de chaleur nécessaire pour chauffer 1 m3 de sol de 1 °C.
La capacité du sol à transférer la chaleur d'une couche à l'autre est appeléeconductivité thermique .
Le coefficient de conductivité thermique est une mesure de la conductivité thermique du sol, qui est numériquement égale à la quantité de chaleur, J, passant en 1 s à travers la base d'une colonne de sol d'une section transversale de 1 m2 et d'une hauteur de 1 m.
Le coefficient de conductivité thermique du sol dépend principalement du rapport de sa teneurair et eau .
Les caractéristiques thermophysiques du sol dépendent aussi de sadensité ... Avec une diminution de la densité, la capacité calorifique et la conductivité thermique des sols secs diminuent. Par conséquent, les sols meubles de la couche arable sont plus chauds pendant la journée que les sols denses et plus froids la nuit. De plus, un sol meuble a une surface spécifique plus grande qu'un sol dense, et absorbe donc plus de rayonnement pendant la journée, et rayonne de chaleur plus intensément la nuit.
Mesure de la température et de la profondeur de gel du sol
Pour mesurer la température du sol, on utilise des électrothermomètres liquides (mercure, alcool, toluène), thermoélectriques, à résistance et des thermomètres à déformation.
Thermomètre d'urgence Le TM-3, mercure, est utilisé pour mesurer la température de la surface du sol à un instant donné (terme).
Thermomètre maximum TM-1, mercure, est utilisé pour mesurer la température de surface la plus élevée pour la période entre les périodes d'observation.
Le thermomètre à maximum diffère du thermomètre urgent en ce qu'une fine broche soudée au fond du réservoir pénètre dans le canal capillaire directement près du réservoir. En conséquence, le mercure se rompt au point de rétrécissement, et ainsi la valeur de température maximale pour une période de temps donnée est fixée.
Thermomètre à minima TM-2, l'alcool, est utilisé pour mesurer la température de surface du sol la plus basse pour la période entre les périodes d'observation. La particularité du dispositif de ce thermomètre est qu'une petite broche en verre foncé est placée à l'intérieur du capillaire. Lorsque la température baisse, le film superficiel du ménisque se déplace vers le réservoir et déplace la broche derrière celui-ci. Au fur et à mesure que la température augmente, l'alcool se dilate librement autour de la broche. Ce dernier reste en place, indiquant à la fin éloignée du réservoir, la température minimale entre les dates d'observation.
Thermomètres coudés (Savinova) TM-5, mercure, sont conçus pour mesurer la température du sol en période chaude à des profondeurs de 5, 10, 15 et 20 cm.
Thermomètre à sonde L'AM-6, le toluène, est utilisé pour les mesures sur le terrain de la température du sol à des profondeurs de 3 ... 40 cm.
Électrothermomètre à transistor TET-2 est utilisé pour mesurer la température de la couche arable pendant la saison chaude. Ils peuvent également mesurer la température dans les tas de tubercules, de pommes de terre, dans la masse de grains dans les encoches.
Canne d'agronome PITT-1 est conçu pour mesurer la température de la couche arable et mesurer la profondeur de labour. Son principe de fonctionnement repose sur la mesure de la résistance ohmique en fonction de la température.
Thermomètres d'échappement Les TPV-50, mercure, sont destinés à mesurer la température du sol à des profondeurs de 20 ... 320 cm tout au long de l'année. Ils peuvent également être utilisés dans les fermes pour mesurer la température dans les tas, les silos, etc.
Récemment, des méthodes ont été développées pour la détermination sans contact de la température de la surface du sol à partir de satellites, d'avions et d'hélicoptères, qui permettent d'obtenir des valeurs moyennes de température pour de vastes zones de la surface terrestre.
Compteur de pergélisol AM-21 est utilisé pour mesurer la profondeur de gel du sol. Ce dispositif est constitué d'un tube en ébène, au sommet duquel des graduations en centimètres sont appliquées pour déterminer la hauteur de l'enneigement. Un tube en caoutchouc avec des divisions de 1 cm rempli d'eau distillée est placé dans ce tube.
Les températures sur l'échelle internationale pratique sont mesurées en degrés Celsius (°C). Le degré sur cette échelle est 1/100 de l'intervalle entre les points de fonte des glaces (0°C) et le point d'ébullition de l'eau (100°C).
La valeur de la température du sol pour les plantes
L'un des facteurs les plus importants de la vie végétale est la température du sol. La germination des graines, le développement du système racinaire, l'activité vitale de la microflore du sol, l'assimilation des produits de nutrition minérale par les racines, etc., dépendent dans une large mesure de la température du sol. Avec une augmentation de la température du sol, tous ces processus sont activés. Une baisse importante de la température du sol entraîne la mort des cultures céréalières d'hiver, des graminées vivaces et des arbres fruitiers.
Les graines de la plupart des cultures agricoles de la voie du milieu germent à une température de 3 ... 5 ° C, et comme le riz, le coton, etc., nécessitent des températures beaucoup plus élevées - 13 ... 15 ° C.
Avec une augmentation de la température du sol à l'optimum, le taux de germination des graines augmente, ce qui entraîne une réduction de la durée de la période allant du semis à la levée des plantules.
Le régime de température du sol affecte directement le taux de croissance du système racinaire. Aux températures basses et élevées, les performances de croissance se détériorent.
Après la levée des semis, la température du sol ne perd pas sa valeur pour les plantes. Ils poussent et se développent mieux si leurs racines se trouvent dans un environnement avec une température légèrement inférieure (de 5 ... 10 ° C) par rapport aux organes aériens.
La température du sol a une grande influence sur l'activité vitale des micro-organismes et, par conséquent, sur l'approvisionnement des plantes en nutriments minéraux, la vitesse de décomposition de la matière organique, la synthèse des substances humiques, etc.
Le régime de température détermine l'accumulation de nutriments mobiles dans le sol. En influençant la vitesse de déplacement de l'eau et des sels solubles, la température affecte la vitesse à laquelle les nutriments sont fournis aux plantes à partir du sol et des engrais appliqués. À basse température (8 ... 10 ° C), par exemple, l'entrée d'azote dans les racines et le mouvement des racines vers les organes aériens de l'azote diminuent et sa consommation pour la formation de composés organiques azotés diminue. À des températures plus basses (5 ... 6 ° C et moins), l'absorption d'azote et de phosphore par les racines diminue fortement. Dans le même temps, l'absorption du potassium diminue également.
La propagation et la nocivité des maladies et des ravageurs des plantes agricoles sont également étroitement liées au régime de température du sol. Dans un certain nombre de cultures thermophiles (maïs, coton), les maladies des semis et les dommages causés par les moisissures aux graines apparaissent à basse température (dans les sources froides), lorsque les conditions thermiques sont défavorables pour les plantes.
Les parasites des plantes avec des larves dans le sol, selon la température, peuvent causer plus ou moins de dégâts.
Pendant la journée, la surface du sol en continu, de diverses manières, perd ou absorbe de la chaleur. À travers la surface de la terre, la chaleur est transférée vers le haut (dans l'atmosphère) et vers le bas (dans le sol). Le rayonnement total et le contre-rayonnement de l'atmosphère pénètrent à la surface du sol, de même que la chaleur est fournie par conduction thermique turbulente. De la même manière, la surface de la terre rayonne de la chaleur dans l'atmosphère. La chaleur entrante est répartie dans une fine couche supérieure, qui devient très chaude. A la surface du sol, la température chute rapidement lorsque de la chaleur est dégagée : la chaleur accumulée dans la fine couche supérieure la quitte rapidement sans être reconstituée par le bas.
Fig. No. 1 Diagramme de variation quotidienne de la température de surface du sol
La somme algébrique de toutes les recettes et dépenses de chaleur à la surface de la terre doit être égale à zéro, mais cela ne signifie pas que la température de la surface du sol ne change pas. Si le transfert de chaleur est dirigé vers le bas, la chaleur de l'atmosphère reste dans la couche active du sol, ce qui entraîne une augmentation de sa température. Lorsqu'elle est transférée dans l'atmosphère, la chaleur quitte la couche active, abaissant ainsi sa température.
La température de surface pendant a son maximum, qui se manifeste à 13-14 heures, et un minimum, qui est observé une demi-heure après le lever du soleil. Dans notre cas (fig. n°1), cela se passe exactement comme ceci : la température de surface la plus basse de 19°C tombe à 6h00 du matin - l'heure, environ après le lever du soleil en période estivale. À ce moment, la libération de chaleur de la couche supérieure du sol par un rayonnement efficace est compensée par l'afflux accru de rayonnement total, à la suite de quoi le bilan radiatif de la surface du sol devient nul; et le bilan non radiatif est négligeable. Puis la température monte progressivement jusqu'à sa valeur la plus élevée au midi local. Le bilan radiatif reste positif jusqu'au soir, mais on constate que la température de la surface du sol baisse. Cela est dû à l'augmentation de la conductivité thermique et de l'évaporation de l'eau.
Les températures maximales à la surface du sol sont généralement plus élevées que dans l'air, car pendant la journée, le rayonnement solaire chauffe le sol et, déjà, il chauffe l'air. Cela se voit dans le cas étudié : la température maximale de surface du sol (49°C) est supérieure à la température maximale de l'air (32,8°C) le même jour. D'autre part, les minimums nocturnes sont plus faibles à la surface du sol que dans l'air, puisque le sol est d'abord refroidi par un rayonnement efficace, et l'air en est refroidi. Le 19 août, la température minimale à la surface du sol était de 19 °C et la température minimale de l'air était de 21,2 °C.
Les études ont été réalisées en août, donc la différence entre le maximum journalier et le minimum journalier - l'amplitude de température journalière - dans le cas étudié est assez élevée (30С). Le rayonnement solaire près de la surface de la terre est élevé pendant la journée et un rayonnement efficace est observé la nuit. Par conséquent, à en juger par la grande amplitude, la journée était sans nuages.
La température à la surface du sol a une variation diurne. Son minimum est observé environ une demi-heure après le lever du soleil. À ce stade, le bilan radiatif de la surface du sol devient égal à zéro - le transfert de chaleur de la couche supérieure du sol par un rayonnement effectif est équilibré par un afflux accru de rayonnement total. L'échange de chaleur sans rayonnement à ce moment est insignifiant.
Ensuite, la température à la surface du sol monte à 13-14 h et atteint un maximum dans le cycle diurne. Après cela, la température commence à baisser. Le bilan radiatif l'après-midi et le soir reste positif. Cependant, le transfert de chaleur pendant la journée de la couche supérieure du sol vers l'atmosphère se produit non seulement par un rayonnement efficace, mais également par une conductivité thermique accrue, ainsi qu'une évaporation accrue de l'eau. Le transfert de chaleur vers les profondeurs du sol se poursuit également. Ces pertes de chaleur s'avèrent être beaucoup plus importantes que l'apport de rayonnement, de sorte que la température à la surface du sol chute de 13 à 14 heures au minimum du matin.
La différence entre la température quotidienne maximale et la température minimale quotidienne est appelée amplitude de température quotidienne.
Dans la région de Moscou, selon S.P. Khromova et M.A. Petrosyants (2004), pendant les mois d'hiver, l'amplitude de la température quotidienne moyenne à long terme à la surface du sol (neige) est de 5 à 10 ° C, pendant les mois d'été de 10 à 20 ° C. Certains jours, les amplitudes quotidiennes peuvent être à la fois supérieures et inférieures aux valeurs moyennes à long terme, en fonction d'un certain nombre de facteurs, principalement la nébulosité. Par temps sans nuages, le rayonnement solaire est important pendant la journée et le rayonnement effectif est également important la nuit. Par conséquent, le maximum quotidien (jour) est particulièrement élevé et le minimum quotidien (nuit) est faible et, par conséquent, l'amplitude quotidienne est grande. Par temps nuageux, le maximum diurne est abaissé, le minimum nocturne est augmenté et l'amplitude journalière est moindre.
La température de la surface du sol, bien sûr, change également avec le cours annuel. Sous les latitudes tropicales, son amplitude annuelle (la différence des températures moyennes à long terme des mois les plus chauds et les plus froids de l'année) est faible et augmente avec la latitude. Dans l'hémisphère nord à une latitude de 10° il fait environ 3°C, à une latitude de 30° environ 10°C, à une latitude de 50° en moyenne environ 25°C.
Dans les latitudes extratropicales, les changements non périodiques de la température de l'air sont si fréquents et importants que la variation diurne de la température ne se manifeste clairement que pendant les périodes de temps anticyclonique relativement stable dans les nuages bas. Le reste du temps, il est masqué par des changements non périodiques, qui peuvent être très intenses. Par exemple, le refroidissement en hiver, lorsque la température à tout moment de la journée peut baisser (dans des conditions continentales) de 10 à 20 ° C en une heure.
Sous les latitudes tropicales, les changements de température non périodiques sont moins importants et perturbent moins la variation diurne de la température.
Les changements de température non périodiques sont principalement associés à l'advection de masses d'air provenant d'autres régions de la Terre. Des vagues de froid particulièrement importantes (parfois appelées vagues de froid) se produisent dans les latitudes tempérées en relation avec les invasions de masses d'air froid de l'Arctique et de l'Antarctique. En Europe, des vagues de froid hivernales sévères se produisent également lorsque des masses d'air froid pénètrent depuis l'est et en Europe occidentale - depuis le territoire européen de la Russie. Des masses d'air froid pénètrent parfois dans le bassin méditerranéen et atteignent même l'Afrique du Nord et l'Asie occidentale. Mais le plus souvent ils s'attardent devant les chaînes de montagnes d'Europe, situées dans le sens latitudinal, notamment devant les Alpes et le Caucase. Par conséquent, les conditions climatiques du bassin méditerranéen et de la Transcaucasie diffèrent considérablement des conditions des régions voisines, mais plus septentrionales.
En Asie, l'air froid pénètre librement dans les chaînes de montagnes bordant le territoire des républiques d'Asie centrale du sud et de l'est, de sorte que les hivers sur la plaine de Turan sont assez froids. Mais des chaînes de montagnes telles que le Pamir, le Tien Shan, l'Altaï, le plateau tibétain, sans parler de l'Himalaya, sont des obstacles à la pénétration ultérieure des masses d'air froid vers le sud. Dans de rares cas, des vagues de froid advectives importantes sont toutefois observées en Inde : au Pendjab, en moyenne, de 8 à 9 ° C, et en mars 1911, la température a chuté de 20 ° C. Dans le même temps, des masses froides s'écoulent autour des chaînes de montagnes depuis l'ouest. Plus facilement et plus souvent, l'air froid pénètre au sud-est de l'Asie, sans rencontrer d'obstacles importants en cours de route (S.P. Khromov et M.A.Petrosyants).
Il n'y a pas de crêtes latitudinales en Amérique du Nord. Par conséquent, les masses froides d'air arctique peuvent se propager sans entrave vers la Floride et le golfe du Mexique.
Au-dessus des océans, les invasions de masses d'air froid peuvent pénétrer profondément dans les tropiques. Bien sûr, l'air froid se réchauffe progressivement au-dessus de l'eau chaude, mais il peut toujours provoquer des baisses de température notables.
Les invasions d'air marin des latitudes moyennes de l'océan Atlantique vers l'Europe créent un réchauffement en hiver et un refroidissement en été. Plus on s'enfonce dans les profondeurs de l'Eurasie, moins la fréquence des masses d'air atlantiques diminue et plus leurs propriétés initiales changent sur le continent. Néanmoins, l'influence des invasions de l'Atlantique sur le climat remonte au plateau de Sibérie centrale et à l'Asie centrale.
L'air tropical envahit l'Europe en hiver et en été depuis l'Afrique du Nord et depuis les basses latitudes de l'Atlantique. En été, des masses d'air proches en température des masses d'air des tropiques et donc aussi appelées air tropical, se forment dans le sud de l'Europe ou arrivent en Europe depuis le Kazakhstan et l'Asie centrale. Sur le territoire asiatique de la Russie, en été, des intrusions d'air tropical en provenance de Mongolie, du nord de la Chine, des régions méridionales du Kazakhstan et des déserts d'Asie centrale sont observées.
Dans certains cas, de fortes hausses de température (jusqu'à + 30°C) lors des invasions estivales d'air tropical se sont propagées à l'Extrême-Nord de la Russie.
L'air tropical envahit l'Amérique du Nord à partir des océans Pacifique et Atlantique, en particulier du golfe du Mexique. Sur le continent même, des masses d'air tropical se forment au-dessus du Mexique et du sud des États-Unis.
Même dans la région du pôle Nord, les températures hivernales atteignent parfois zéro en raison de l'advection des latitudes tempérées, et le réchauffement peut être suivi dans toute la troposphère.
| Table des matières |
|---|
| Climatologie et météorologie |
| PLAN DIDACTIQUE |
| Météorologie et climatologie |
| Atmosphère, météo, climat |
| Observations météorologiques |
| Application de cartes |
| Service météorologique et Organisation météorologique mondiale (OMM) |
| Processus de formation du climat |
| Facteurs astronomiques |
| Facteurs géophysiques |
| Facteurs météorologiques |
| À propos du rayonnement solaire |
| Bilan thermique et radiant de la Terre |
| Rayonnement solaire direct |
| Modifications du rayonnement solaire dans l'atmosphère et à la surface de la Terre |
| Phénomènes de diffusion du rayonnement |
| Rayonnement total, réflexion du rayonnement solaire, rayonnement absorbé, PAR, albédo terrestre |
| Rayonnement de la surface de la terre |
| Contre-rayonnement ou contre-rayonnement |
| Bilan radiatif de la surface terrestre |
| Répartition géographique du bilan radiatif |
| Pression atmosphérique et champ barique |
| Systèmes bariques |
| Fluctuations de pression |
| Accélération de l'air sous gradient de pression |
| La force de déviation de la rotation de la Terre |
| Vent géostrophique et gradient |
| Loi sur les vents bariques |
| Fronts dans l'atmosphère |
| Régime thermique de l'atmosphère |
| Bilan thermique de la surface terrestre |
| Variation journalière et annuelle de la température à la surface du sol |
| Températures des masses d'air |
| Amplitude annuelle de la température de l'air |
| climat continental |
| Nébulosité et précipitations |
| Évaporation et saturation |
| Humidité |
| Répartition géographique de l'humidité de l'air |
| Condensation dans l'atmosphère |
| Des nuages |
| Classification internationale des nuages |
| La nébulosité, sa variation journalière et annuelle |
| Précipitations des nuages (classification des précipitations) |
| Caractéristiques du régime des précipitations |
| Variation annuelle des précipitations |
| Importance climatique de la couverture neigeuse |
| Chimie de l'atmosphère |
| La composition chimique de l'atmosphère terrestre |
| La composition chimique des nuages |
| Composition chimique des précipitations |
| Acidité des précipitations |
1. Processus de chauffage et de refroidissement du sol.
2. Caractéristiques thermophysiques du sol
3. Variations diurnes et annuelles de la température du sol. Lois de Fourier.
4. Dépendance de la température du sol sur la topographie, la neige et la couverture végétale.
6. La valeur de la température du sol pour les plantes. Optimisation du régime de température du sol.
1. Processus de chauffage et de refroidissement du sol
Le rayonnement solaire absorbé par la terre est converti en chaleur, et une partie de cette chaleur est utilisée pour chauffer le sol.
Le régime de température du sol dépend du bilan radiatif. S'il est positif, alors la surface du sol se réchauffe; et s'il est négatif, alors il refroidit.
De plus, le régime de température du sol est influencé par les processus fumées et condensation vapeur d'eau à la surface du sol :
La condensation produit de la chaleur qui réchauffe le sol.
Par évaporation, la chaleur est dépensée et le sol est refroidi.
Il y a un échange continu de chaleur entre la surface du sol et ses couches inférieures.
Si le bilan radiatif est positif, le flux de chaleur est dirigé de la surface du sol vers l'intérieur.
Si le bilan radiatif est négatif et que la surface du sol est plus froide que les couches sous-jacentes, alors le flux de chaleur est dirigé verticalement vers le haut.
où d est la densité du sol en kg / m³.
La capacité calorifique de divers sols ne dépend pas de leur composition minérale, mais du rapport eau/air dans leurs pores. Étant donné que la capacité calorifique de l'eau est environ 3,5 mille fois supérieure à celle de l'air, les sols secs ont donc moins capacité thermique; c'est-à-dire qu'avec le même apport de chaleur, ils sont chauffés, et avec le dégagement de chaleur, ils sont refroidis plus fortement que les sols humides.
4. La conductivité thermique du sol est la capacité du sol à transférer la chaleur d'une couche à l'autre.
λ - coefficient de conductivité thermique[J · sec / m · ºС].
La conductivité thermique la plus élevée se trouve dans la partie minérale du sol (c'est-à-dire le sable, l'argile), moins dans l'eau du sol et la plus faible dans l'air du sol.
La diffusivité thermique - caractérise le taux de propagation de la chaleur dans le sol (plus il est élevé, plus le taux est élevé).(≈0,1 - 0,2 m2 / s)
Mesuré en [m² / s]
Les caractéristiques thermophysiques du sol dépendent de son taux d'humidité. Avec une augmentation de l'humidité du sol, la capacité thermique augmente constamment.
La conductivité thermique du sol augmente jusqu'à devenir égale à la conductivité thermique de l'eau [≈ 5,5 ∙ 10 4 J/sec] et après ça ne change pas
À cet égard, le coefficient de diffusivité thermique avec une augmentation de l'humidité du sol augmente d'abord fortement puis diminue.
De plus, le régime de température du sol dépend :
1. Couleurs des sols (plus foncé se réchauffe mieux).
2. Densité des sols (les sols denses ont une capacité calorifique et une conductivité thermique plus élevées que les sols meubles).
3. L'irrigation et les précipitations augmentent la consommation de chaleur pour l'évaporation et refroidissent ainsi le sol.
3. Variations diurnes et annuelles de la température du sol. la loi de Fourier
« Le changement de température du sol au cours de la journée est appelé variation diurne de la température du sol ».
La température maximale du sol au cours de la journée est observée vers 13h00 heure locale ; minimum - avant le lever du soleil. Mais, sous l'influence des précipitations, de la nébulosité et d'autres facteurs, le maximum et le minimum peuvent changer.
"Les changements de température du sol tout au long de l'année - variation annuelle de la température du sol ».
maximum - en juillet, minimum en janvier, février.
"La différence entre les valeurs maximales et minimales de l'évolution quotidienne ou annuelle s'appelle l'amplitude de l'évolution de la température du sol"
L'amplitude des variations diurnes et annuelles de la température du sol dépend :
1. Relief (les versants nord sont moins chauffés que les versants sud et ont donc une amplitude plus faible).
2. La végétation avec couverture neigeuse réduit l'amplitude, car elle réduit le chauffage et le refroidissement du sol sous elles.
3. Plus la capacité calorifique et la conductivité thermique du sol sont grandes, plus son amplitude est petite.
4. Nébulosité - diminue l'amplitude de la température du sol.
5. Les sols sombres ont une plus grande amplitude que les sols clairs, car ils absorbent et émettent mieux les rayonnements
6. De plus, l'amplitude de la variation quotidienne de la température du sol dépend de la saison (en été elle est maximale, en hiver elle est minimale).
la loi de Fourier
La diffusion de la chaleur en profondeur dans le sol se fait selon les lois de Fourier :
1).La période de fluctuations de la température du sol ne change pas avec la profondeur(c'est-à-dire l'intervalle entre deux hauts et deux bas consécutifs, 24 heures, 12 mois)
2). L'amplitude de l'oscillation diminue avec la profondeur.
« La couche de sol dans laquelle la température ne change pas au cours de la journée est appelée
une couche de température quotidienne constante du sol ».
(sous nos latitudes, il part d'une profondeur de 70 - 100 cm)
"La couche de la croûte terrestre, dans laquelle la température ne change pas tout au long de l'année, est une couche de température annuelle constante." (Dans notre pays, cela commence à une profondeur de 15 à 20 mètres)
« La couche de sol dans laquelle des variations de température quotidiennes et annuelles sont observées est appelée couche active, ou
couche active.
3) Les maxima et minima de température en profondeur sont en retard par rapport à la surface du sol.
Les hauts et les bas quotidiens accusent un retard d'environ 2,5 à 3,5 heures par tranche de 10 centimètres de profondeur. Hauts et bas annuels, environ,
pendant 20-30 jours par 1 mètre de profondeur.
4. Dépendance de la température du sol sur la topographie, la neige et la couverture végétale
1. Par rapport aux sections horizontales, les versants sud sont plus chauds, tandis que les versants nord sont plus faibles. Les versants ouest sont légèrement plus chauds que les versants orientaux (bien qu'ils soient éclairés par le soleil de la même manière, mais sur les versants orientaux, une partie de la chaleur est dépensée pour l'évaporation de la rosée, car ils sont éclairés dans la première moitié de la journée , et les occidentaux dans le second, quand il n'y a plus de rosée).
2. Le sol nu pendant la journée se réchauffe plus que recouvert de plantes, qui absorbent une partie du rayonnement solaire. Mais en même temps, les plantes réduisent le refroidissement nocturne du sol causé par le rayonnement thermique de la terre. Par conséquent, la nuit, le sol sous végétation est plus chaud que le sol nu.
3. La couverture neigeuse a une conductivité thermique très faible. Cela réduit l'échange de chaleur entre le sol et l'atmosphère et protège le sol du gel profond. (Plus la hauteur de la couverture neigeuse est élevée, plus la profondeur de gel du sol est faible. Lorsque la neige atteint plus de 30 centimètres de hauteur, les cultures d'hiver ne gèlent pas lors des gelées les plus sévères).
5. Gel et dégel du sol
Le sol contient divers sels, il ne gèle donc pas à 0 ° C, mais à -0,5; -1,5 °C
Le gel commence à partir des couches supérieures et, pendant l'hiver, il s'enfonce plus profondément dans le sol.
La profondeur de congélation dépend :
1. La rigueur et la durée de l'hiver.
2. Hauteur de la couverture neigeuse
3. La présence ou l'absence de couvert végétal.
4. Humidité du sol (les secs gèlent plus profondément)
Il existe des régions de l'hémisphère nord où le sol ne dégèle pas complètement, même en été. Ce sont les domaines pergélisol. L'épaisseur de la couche de sol gelé est de 1 à 2 mètres au sud, jusqu'à 500 mètres ou plus au nord. En été, la couche supérieure de pergélisol dégèle sur plusieurs dizaines de centimètres de profondeur, et certaines cultures maraîchères et céréalières peuvent y être cultivées. Mais comme le sol gelé ne laisse pas passer l'humidité, le sol dégelé est généralement excessivement humide. Par conséquent, dans le nord de notre région, il existe de nombreux marécages (des sols hydromorphes se forment).
6. La valeur de la température du sol pour les plantes
La germination des graines ne se produit qu'à une certaine température.
L'absorption des minéraux augmente avec l'augmentation de la température du sol.
Refroidir le sol en dessous de l'optimum retarde la croissance des organes souterrains et réduit le rendement.
Mais une température trop élevée (au-dessus de l'optimum) a un effet négatif (par exemple : le développement des graines ralentit).
Optimisation du régime de température du sol.
1. Utilisation de matériaux d'isolation thermique et de revêtement (polyéthylène, cadres de verre, etc.)
2. Modification de l'albédo du sol par paillage (couverture de tourbe, poussière de charbon, chaux)
3. Humidifier ou drainer le sol (cela modifie la consommation de chaleur pour l'évaporation).
SUJET : TEMPÉRATURE DE L'AIR
1. Processus de chauffage et de refroidissement de l'air.
2. Changement de température de l'air avec l'altitude.
3. Stabilité de l'atmosphère.
4. Inversions de température.
5. Mouvement d'air quotidien et annuel.
6. Caractéristiques du régime de température de l'air.
1.Processus de chauffage et de refroidissement de l'air
Les couches inférieures de l'atmosphère sont pauvres pour absorber le rayonnement solaire, de sorte que l'air se réchauffe principalement en raison de la chaleur de la surface de la terre.
Pendant la journée, lorsque le bilan radiatif est positif, la terre ferme a la température la plus élevée, l'air a une température plus basse et l'eau est encore plus froide ; qui a une capacité calorifique très élevée.
La nuit, la terre ferme se refroidit rapidement et a la température la plus basse, l'air s'avère plus chaud et l'eau a la température la plus élevée, qui se refroidit lentement.
Le transfert de chaleur dans l'atmosphère, ainsi qu'entre l'atmosphère et la surface sous-jacente, se produit en raison des processus suivants :
1. Convection thermique - le transfert de volumes d'air individuels verticalement. Au-dessus des zones plus chaudes, l'air devient plus chaud et donc plus léger que l'air environnant. Par conséquent, il monte. Et sa place est prise par l'air voisin plus froid, qui aussi se réchauffe et s'élève.
Au-dessus de la terre, la convection thermique se produit pendant la journée pendant la saison chaude, et au-dessus des mers la nuit et pendant la saison froide ; lorsque la surface de l'eau est plus chaude que les couches d'air adjacentes.
2. Turbulence - vortex mouvements chaotiques de petits volumes d'air dans le flux de vent général. Cela se produit parce que les volumes d'air individuels ont une vitesse de mouvement inégale dans le flux de vent général. La turbulence entraîne un mélange intensif de l'air.
3. Échange de chaleur moléculaire - l'échange de chaleur entre la surface de la terre et la couche adjacente de l'atmosphère, en raison de la conductivité thermique moléculaire de l'air stationnaire. C'est un processus très lent.
4. Conductivité thermique du rayonnement - le transfert de chaleur par des flux de rayonnement à ondes longues de la surface de la terre dans l'atmosphère (E 3) ou dans la direction opposée (E a).
5. Condensation de la vapeur d'eau - cela génère de la chaleur, chauffant l'air. Cela est particulièrement vrai pour les couches de l'atmosphère où se forment les nuages.
2. Changement de température de l'air avec l'altitude
"Le changement de température de l'air pour cent mètres de hauteur est appelé gradient vertical de température (VGT)"
|
t n - t in - la différence de température de l'air aux niveaux inférieur et supérieur (en degrés Celsius).
Z in - Z n - la différence de hauteur des deux niveaux (en mètres).
1. Si la température au niveau supérieur est inférieure à la température au niveau inférieur, alors la température diminue avec la hauteur et HGT est positif. C'est l'état normal de la troposphère. ( troposphère- c'est la couche la plus basse de l'atmosphère jusqu'à une altitude de 10-12 kilomètres de la surface de la terre).
2. Si la température au niveau supérieur est égale à la température au niveau inférieur, alors le VHT est égal à 0 ° / 100 m, c'est-à-dire que la température ne change pas avec la hauteur. Cette condition est appelée isothermie.
3. Si la température au niveau supérieur est supérieure à la température au niveau inférieur, alors la température augmente avec l'altitude. Cette condition est appelée inversion de température. Dans ce cas, VGT est négatif.
La valeur maximale de VGT est atteinte sur la terre ferme les jours clairs d'été, lorsque la température de l'air près de la surface du sol peut être supérieure de 10 degrés ou plus à la température à une hauteur de 2 mètres ; c'est-à-dire que dans une couche d'air donnée de deux mètres, en termes de 100 mètres, il est plus de 500°C/100m.
Au-dessus de cette couche, le VGT diminue de manière significative. De plus, dans n'importe quelle couche d'air, la nébulosité, les précipitations, ainsi que le vent mélangeant les masses d'air, contribuent à une diminution notable de la VGT.
3. Stabilité de l'atmosphère
Stabilité de l'atmosphère - la capacité de l'atmosphère à provoquer le mouvement des volumes d'air dans une direction verticale.
Si un grand volume d'air s'élève vers le haut, il pénètre dans les couches à pression atmosphérique plus faible. En conséquence, cet air se dilate et sa pression et sa température diminuent. Lorsque l'air est abaissé, le processus inverse a lieu.
1. Si VGT alentours l'air sera moins de 1°С/100m, alors l'air ascendant à toutes les altitudes sera plus froid que l'air environnant et, par conséquent, plus lourd. Par conséquent, il commencera bientôt à descendre. Cet état est appelé équilibre stable de l'atmosphère.
2. Si VGT de l'air ambiant
est égal à 1°С/100m, puis ascendant
l'air aura toujours le même
température, comme l'environnement
air. Alors bientôt il s'arrêtera
monter, mais aussi descendre, aussi, pas
Sera. Un tel état de l'atmosphère
est appelé indifférent. Équilibre stable des atmosphères.
3. Si la VHT de l'air ambiant est supérieure à 1°C/100m, ce qui arrive souvent en été, quand
fort échauffement de la surface terrestre, alors l'air ascendant à toutes les altitudes sera plus chaud que l'air environnant et il s'élèvera constamment, jusqu'aux limites supérieures de la troposphère ; où s'y forment généralement des nuages, principalement des cumulonimbus, d'où tombent de fortes pluies et de la grêle.
Cet état de l'atmosphère est appelé équilibre instable. Il est plus fréquent par temps chaud et ensoleillé.
État indifférent de l'atmosphère. Équilibre instable de l'atmosphère
4. Inversions de température
Inversion - une augmentation de la température de l'air avec la hauteur.
Selon les conditions d'enseignement, il y a :
1. Inversions de rayonnement - se produisent pendant le refroidissement par rayonnement de la surface de la terre.
Il existe deux types d'inversions de rayonnement :
UNE). La nuit - formé pendant la saison chaude avec un temps clair et calme. Intensifier pendant la nuit et culminer à l'aube. Après le lever du soleil, l'inversion commence à s'effondrer. La hauteur de la couche d'inversion est de plusieurs dizaines de mètres, dans les vallées montagneuses fermées - jusqu'à 200 mètres.
B). Hiver - se forment à la fois la nuit et le jour; mais seulement pendant la saison froide, lorsque, par temps anticyclonique, il y a un refroidissement prolongé (souvent plusieurs semaines d'affilée) de la surface de la terre. La hauteur de la couche d'inversion peut atteindre 2-3 kilomètres. Des inversions particulièrement fortes sont observées dans les bassins fermés, où l'air froid stagne. Ceci est typique de la Sibérie orientale (par exemple: Oymyakon et Verkhoyansk - jusqu'à -71 ° C - le pôle froid de l'hémisphère nord).
2. Les inversions d'advection - se forment lors de l'advection (c'est-à-dire du mouvement horizontal) d'air chaud sur une surface froide, ce qui refroidit les couches inférieures de cet air.
S'il y a un mouvement d'air chaud au-dessus de la surface de la neige, de telles inversions d'advection sont appelées neige.
5. Variation quotidienne et annuelle de la température de l'air
Au cours de la journée de la température de l'air (à une hauteur de 2 mètres) - maximum à 14-15 heures, heure locale; minimum avant le lever du soleil.
L'amplitude de la variation quotidienne de la température de l'air dépend de la saison et de la nébulosité, tout comme l'amplitude de la température du sol.
De plus, l'amplitude de la variation quotidienne de la température de l'air est influencée par la nature de la surface sous-jacente ; tout d'abord, cela inclut le relief de surface :
UNE). Dans les reliefs concaves (creux, vallées montagneuses, ravins), l'air stagne et se réchauffe pendant la journée ; et la nuit, l'air refroidi s'écoule des pentes vers le bas. En conséquence, l'amplitude augmente, le maximum et le minimum sont plus prononcés.
B). Les reliefs convexes (collines, collines) sont librement soufflés par le vent, l'air au-dessus d'eux ne stagne pas. Le jour, l'air se réchauffe moins que dans le bassin, et la nuit, refroidi, il descend.
Le maximum et le minimum sont moins prononcés ici, l'amplitude est donc plus petite.
De plus, l'amplitude de la variation quotidienne de la température de l'air est influencée par la couverture neigeuse et végétale - elle diminue l'amplitude par rapport au sol nu ; parce qu'un tel sol se réchauffe mieux et se refroidit davantage, et à partir de celui-ci - et de la couche d'air inférieure.
Dans le cours annuel de la température de l'air sous nos latitudes, le maximum est observé en juillet, le minimum en janvier.
L'amplitude de la variation annuelle de la température de l'air dépend principalement de la latitude géographique du lieu (elle augmente de l'équateur aux pôles), ainsi que de la distance de la zone à la mer (plus on est près de la mer, plus l'amplitude, même à la même latitude).
Plus l'amplitude de la variation annuelle de la température de l'air est grande, plus le climat est continental.
6. Caractéristiques du régime de température de l'air
1.Températures moyennes :
une). La température moyenne journalière est la moyenne arithmétique des températures mesurées pendant toutes les périodes d'observation au cours de la journée (il s'agit de 8 mesures).
b). Température mensuelle moyenne - la moyenne arithmétique des températures quotidiennes moyennes pour tout le mois.
v). La température moyenne annuelle est la moyenne arithmétique des températures mensuelles moyennes pour toute l'année.
(mais, la température moyenne annuelle ne peut pas complètement caractériser le climat ; par exemple : en Irlande et en Kalmoukie elle est de + 10 °C, mais en Irlande la température moyenne de janvier est de + 7 °C, et en Kalmoukie de -6 °C. La moyenne La température de juillet est de + 15 ° C et en Kalmoukie de + 24 ° C. Par conséquent, en géographie, les températures moyennes de janvier et juillet sont le plus souvent utilisées, comme les mois les plus froids et les plus chauds).
2. Complète considérablement les informations sur les températures moyennes, maximales et minimales.
une). Il y a simplement des températures maximales et minimales.
(par exemple : température quotidienne maximale et minimale, température décennale, etc.) qui est il s'agit de la température maximale ou minimale pour toute la période de mesure (jour, mois, année, etc.)
b). Et il y a des températures maximales et minimales absolues - il s'agit de la température la plus basse ou la plus élevée observée sur une période à long terme un jour, un mois ou une année entière (par exemple : le 24 juillet, ou en février, ou pendant un an dans son ensemble).
3. Sommes de température - un indicateur qui caractérise classiquement la quantité de chaleur dans une zone donnée pendant une certaine période.
une). La somme des températures actives est la somme des températures moyennes journalières supérieures à +10°C
b). La somme des températures effectives est la somme des températures journalières moyennes mesurées à partir du minimum biologique d'une culture donnée.
Minimum biologique – la température quotidienne moyenne minimale à laquelle les plantes d'une culture donnée sont capables de se développer. (par exemple : pour le blé de printemps + 5°C ; maïs, concombres + 10°C).