La 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 (journalière et cours annuel) sont déterminés par le bilan thermique.
La valeur maximale de presque tous les composants bilan thermique vu vers midi. L'exception est l'échange de chaleur maximal dans le sol, qui tombe le matin. Les amplitudes maximales de la variation diurne des composantes du bilan thermique sont notées dans heure d'été, minimum - en hiver.
Dans le cours diurne de la température d'une surface sèche et dépourvue de végétation par temps clair, le maximum se produit après 13h00 et le minimum se produit vers l'heure du lever du soleil. La nébulosité perturbe l'évolution régulière de la température de surface et provoque un décalage des moments de maximum et de minimum. L'humidité et la couverture végétale influencent grandement la température de surface.
Les maxima de température de surface pendant la journée peuvent être de +80° et plus (dans le sud de la Russie +75°). Les fluctuations journalières atteignent 40°. Leur valeur dépend de la période de l'année, de la nébulosité, des propriétés thermiques de la surface, de sa couleur, de sa rugosité, de la couverture végétale et de l'exposition des pentes.
L'évolution annuelle de la température de la couche active diffère de différentes latitudes. La température de surface maximale aux latitudes moyennes et élevées est généralement observée en juillet, la minimale - en janvier. Amplitudes des fluctuations annuelles de température de la surface active en basses latitudes ax sont très petites, aux latitudes moyennes sur terre elles atteignent 30°. Les fluctuations annuelles de la température de surface aux latitudes tempérées et élevées sont fortement influencées par l'enneigement.
La répartition de la chaleur dans le sol dépend d'un certain nombre de ses propriétés, et surtout de la capacité calorifique et de la conductivité thermique. Obtenir le même montant chaleur solaire, le sol se réchauffe plus lentement, plus il capacité calorifique volumétrique. La capacité calorifique volumétrique des roches qui composent le sol est environ deux fois inférieure à la capacité calorifique de l'eau. La capacité calorifique de l'eau est de 1, quartz - 0,517, argile - 0,676, air - 0,0003.
Le transfert de chaleur d'une couche à l'autre est contrôlé par la conductivité thermique. La plupart des roches ont une faible conductivité thermique en (cal)cm * sec deg.):
La conductivité thermique de l'eau est de 0,00129 cal / cm * sec * deg., Air - 0,000056.
Le temps est consacré au transfert de chaleur d'une couche à l'autre, et le moment de l'apparition des températures maximales et minimales pendant la journée est retardé tous les 10 cm d'environ 3 heures. Si la température la plus élevée à la surface était à environ 13h00, à une profondeur de 10 cm, la température maximale arrivera à environ 16h00 et à une profondeur de 20 cm - à environ 19h00, etc.
Par échauffement successif des couches sous-jacentes à partir 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 diurnes de température diminuent avec la profondeur d'un facteur 2 tous les 15 cm. Cela signifie que si en surface l'amplitude est de 16°, alors à une profondeur de 15 cm elle est de 8° et à une profondeur de 30 cm elle est de 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 sont atténuées. La couche dans laquelle ces oscillations s'arrêtent pratiquement s'appelle la couche température quotidienne constante.
Comment période plus longue fluctuations de température, plus ces fluctuations se propagent profondément. Aux latitudes moyennes, une couche de température annuelle situé 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 annuelles sont faibles et la couche d'amplitude annuelle constante est située 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 la plus basse en surface a été observée en janvier, à 2 m de profondeur elle se produit 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 plus faible que la terre, se réchauffe plus lentement et dégage de la chaleur plus lentement. rayons de soleil, tombant à la surface de l'eau, sont en partie absorbés par la couche d'eau supérieure et pénètrent en partie à une profondeur considérable, chauffant directement une partie de sa couche. La mobilité de l'eau le rend possible. transfert de chaleur. En raison du mélange turbulent de l'eau, le transfert de chaleur en profondeur se produit 1 000 à 10 000 fois plus rapidement que par conduction thermique. Lors du refroidissement couches superficielles la 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 tempérées - 0,4°, aux latitudes tropicales - 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 sont de 2° sous les latitudes tropicales à 0,8° sous les latitudes tempérées. Les fluctuations de température annuelles pénètrent jusqu'à une profondeur de 200 à 300 m.
Les moments de maxima de température dans les masses d'eau sont retardés par rapport à la terre. Le maximum se produit vers 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.
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 rayonnement effectif est équilibré par l'afflux accru de rayonnement total. L'échange de chaleur non radiatif à ce moment est négligeable.
Ensuite, la température à la surface du sol augmente jusqu'à 13–14 h et atteint un maximum dans le cycle diurne. Après cela, la température commence à baisser. Le bilan radiatif de l'après-midi et jusqu'au soir reste positif. Cependant, pendant la journée, la chaleur est libérée de la couche supérieure du sol dans l'atmosphère 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 dans la profondeur du sol se poursuit également. Ces déperditions de chaleur s'avèrent bien supérieures à l'apport radiatif ; par conséquent, la température à la surface du sol chute de 13 à 14 h au minimum du matin.
La différence entre la température maximale quotidienne et la température minimale quotidienne est appelée amplitude de température quotidienne.
Dans la région de Moscou, selon S.P. Khromov et M.A. Petrosyants (2004), dans mois d'hiver la plage de températures quotidiennes moyennes à long terme à la surface du sol (neige) est de 5 à 10 ° С, en été de 10 à 20 ° С. Certains jours, les amplitudes quotidiennes peuvent être à la fois supérieures et inférieures aux moyennes à long terme, en fonction d'un certain nombre de facteurs, principalement la nébulosité. Dans sans temps nuageux le rayonnement solaire est élevé pendant la journée et le rayonnement effectif la nuit est également élevé. Par conséquent, le maximum quotidien (jour) est particulièrement élevé et le minimum quotidien (nuit) est faible et, par conséquent, l'amplitude quotidienne est importante. Par temps nuageux, le maximum diurne est abaissé, le minimum nocturne est augmenté et l'amplitude quotidienne est plus petite.
La température de la surface du sol, bien sûr, change également au cours de l'année. Sous les latitudes tropicales, son amplitude annuelle (la différence entre les 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, et à une latitude de 50°, il fait en moyenne environ 25°C.
Aux latitudes extratropicales, les changements non périodiques de la température de l'air sont si fréquents et importants que la variation journalière de la température ne se manifeste clairement que pendant les périodes de temps anticyclonique relativement stable et légèrement nuageux. Le reste du temps, il est obscurci 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 chuter (dans des conditions continentales) de 10 à 20°С en une heure.
Aux 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 masses d'air d'autres parties de la terre. Des événements de refroidissement particulièrement importants (parfois appelés vagues de froid) se produisent dans latitudes tempérées en raison des intrusions de masses d'air froid en provenance de l'Arctique et de l'Antarctique. En Europe, un refroidissement hivernal sévère se produit également lorsque des masses d'air froid pénètrent de l'est, et dans Europe de l'Ouest du 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 Mineure. Mais le plus souvent ils s'attardent avant chaînes de montagnes L'Europe, située dans une direction latitudinale, notamment face aux Alpes et au Caucase. C'est pourquoi conditions climatiques Le bassin méditerranéen et la Transcaucasie sont très différents des conditions des régions proches mais plus septentrionales.
En Asie, l'air froid pénètre librement dans les chaînes de montagnes qui limitent le territoire des républiques d'Asie centrale du sud et de l'est, de sorte que les hivers dans la plaine de Turan sont assez froids. Mais tel chaînes de montagnes, comme le Pamir, le Tien Shan, l'Altaï, le plateau tibétain, sans parler de l'Himalaya, sont des obstacles à la poursuite de la pénétration des masses d'air froid vers le sud. Dans de rares cas, un refroidissement par advection important est cependant observé en Inde: au Pendjab, en moyenne, de 8 à 9 ° C, et en mars 1911, la température a chuté de 20 ° C. Des masses froides circulent autour des chaînes de montagnes depuis l'ouest. Plus facilement et plus souvent, l'air froid pénètre en Asie du Sud-Est sans rencontrer d'obstacles significatifs en cours de route (S.P. Khromov et M.A. Petrosyants).
Il n'y a pas de chaînes de montagnes 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 intrusions 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.
Invasions air marin des latitudes moyennes océan Atlantique en Europe créent un réchauffement en hiver et un refroidissement en été. Plus on s'enfonce dans les profondeurs de l'Eurasie, plus la fréquence des masses d'air atlantiques diminue et plus leurs propriétés initiales changent sur le continent. Mais encore, l'influence des invasions de l'Atlantique sur le climat peut être retracée jusqu'au plateau sibérien central et Asie centrale.
L'air tropical envahit l'Europe aussi bien en hiver qu'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 également appelées air tropical se forment dans le sud de l'Europe ou viennent en Europe du Kazakhstan et d'Asie centrale. Des intrusions sont observées sur le territoire asiatique de la Russie en été air tropical de Mongolie, du nord de la Chine, de régions du sud Kazakhstan et des déserts d'Asie centrale.
Dans certains cas, de fortes élévations de température (jusqu'à +30°C) lors des intrusions estivales d'air tropical s'étendent jusqu'à l'Extrême-Nord de la Russie.
À Amérique du Nord l'air tropical envahit les océans Pacifique et Atlantique, en particulier du golfe du Mexique. Sur le continent lui-même, des masses d'air tropical se forment au-dessus du Mexique et du sud des États-Unis.
Même dans la région pôle Nord la température de l'air en hiver s'élève parfois à zéro en raison de l'advection des latitudes tempérées, et le réchauffement peut être tracé dans toute la troposphère.
| Table des matières |
|---|
| Climatologie et météorologie |
| PLAN DIDACTIQUE |
| Météorologie et climatologie |
| Ambiance, météo, climat |
| Observations météorologiques |
| Application des cartes |
| Service météorologique et Organisation météorologique mondiale (OMM) |
| Processus de formation du climat |
| Facteurs astronomiques |
| Facteurs géophysiques |
| Facteurs météorologiques |
| À propos du rayonnement solaire |
| Équilibre thermique et radiatif de la Terre |
| rayonnement solaire direct |
| Modifications du rayonnement solaire dans l'atmosphère et à la surface de la Terre |
| Phénomènes de diffusion de rayonnement |
| Rayonnement total, rayonnement solaire réfléchi, rayonnement absorbé, PAR, albédo terrestre |
| Rayonnement de la surface terrestre |
| Contre-rayonnement ou contre-rayonnement |
| Bilan radiatif de la surface terrestre |
| Répartition géographique du bilan radiatif |
| Pression atmosphérique et champ barique |
| systèmes de pression |
| variations de pression |
| Accélération de l'air due au gradient barique |
| La force déflectrice de la rotation de la Terre |
| Vent géostrophique et gradient |
| loi du vent barique |
| 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 |
| Couverture nuageuse et précipitations |
| Évaporation et saturation |
| Humidité |
| Répartition géographique de l'humidité de l'air |
| condensation atmosphérique |
| Des nuages |
| Classification internationale des nuages |
| La nébulosité, sa variation journalière et annuelle |
| Précipitations des nuages (classification des précipitations) |
| Caractéristiques du régime des précipitations |
| Le cours annuel des précipitations |
| Importance climatique de l'enneigement |
| Chimie atmosphérique |
| La composition chimique de l'atmosphère terrestre |
| Composition chimique des nuages |
| Composition chimique des précipitations |
| Acidité des précipitations |
Conférence 4
TEMPÉRATURE DU SOL
L'énergie rayonnante dans la couche active est convertie en chaleur. Avec un bilan radiatif positif (journée, été), une partie de cette chaleur est dépensée pour chauffer la couche active, une partie - pour chauffer l'air de surface, les plantes et une partie - pour l'évaporation de l'eau du sol et des plantes. Lorsque le bilan radiatif est négatif (la nuit, en hiver), les coûts thermiques liés au rayonnement effectif de la surface active sont compensés par l'apport de chaleur de la couche active, de l'air, une partie de la chaleur est dégagée lors de la condensation (sublimation) de vapeur d'eau sur la surface active. Cette entrée et cette sortie d'énergie sur la surface active sont exprimées par l'équation du bilan thermique :
B=A+P+LE
où B est le bilan radiatif de la surface active ; A est le 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 au sol ; LE - flux de chaleur associé aux transformations de phase de l'eau (évaporation - condensation).
Les autres composantes du bilan thermique de la surface terrestre (flux de chaleur provenant de l'énergie éolienne, des marées, des précipitations, de la consommation d'énergie pour la photosynthèse, etc.) sont bien inférieures aux membres du bilan mentionnés précédemment, elles peuvent donc être ignorées.
Le sens de l'équation est d'équilibrer le bilan radiatif de la surface terrestre avec le transfert de chaleur non radiatif.
Variation journalière et annuelle de la température de surface du sol
Du fait que le bilan thermique la surface de la terre 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 à la surface reste dans la couche active. La température de cette couche et, par conséquent, de la surface active augmente également. Au contraire, lorsque la chaleur est transférée à travers la surface de la terre de bas en haut (-A), la chaleur vers l'atmosphère part principalement 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. L'évolution quotidienne de la température 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 négligeable. Avec le lever du soleil, à mesure que le bilan radiatif augmente, la température de la surface du sol augmente. Le maximum de température est observé vers 13h00, puis la température commence à baisser.
Certains jours, l'évolution quotidienne indiquée de la température du sol est perturbée sous l'influence des nuages, des précipitations et d'autres facteurs. Dans ce cas, le maximum et le minimum peuvent être décalés à un autre instant.
La différence entre le maximum et le minimum dans un cours quotidien ou annuel est appelée amplitude de l'évolution de la 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 liée à la hauteur à midi du Soleil, qui augmente dans la direction du pôle à l'équateur, donc, dans les régions polaires, l'amplitude est insignifiante, et dans déserts tropicaux, où, en plus, le rayonnement effectif est élevé, il atteint 50 ... 60 0С;
terrain : par rapport à la plaine, les versants sud se réchauffent plus fortement, ceux du nord sont plus faibles et ceux de l'ouest sont un peu plus forts que ceux de l'est, et l'amplitude change également en conséquence;
végétation et enneigement : l'amplitude du cycle diurne sous ces couverts est moindre qu'en leur absence, car ils réduisent le réchauffement et le refroidissement de la surface du sol ;
couleur du sol : l'amplitude de la variation journalière de température de la surface des sols sombres est supérieure à celle des sols clairs, car 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 plus profondément, et dans les sols meubles, elle reste dans couche supérieure, donc ces derniers chauffent 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 plus profondément et une partie de la chaleur est dépensée en évaporation, ce qui fait qu'ils chauffent moins que les sols secs;
nébulosité : 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.
cours annuel la température de surface du sol est déterminée par l'arrivée différente du 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 août.
L'amplitude de la variation annuelle de la température de surface du sol est influencée par les mêmes facteurs que l'amplitude de la variation journalière, à l'exception delatitude du lieu. L'amplitude de la variation annuelle, contrairement à la variation diurne, augmente avec 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 s'effectue principalement grâce 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 est la quantité de chaleur nécessaire pour élever la température du sol de 1°C. Distinguez la capacité calorifique spécifique de la capacité volumétrique.
Chaleur spécifique (DE oud ) est la quantité de chaleur nécessaire pour élever la température de 1 kg de sol de 1 °C.
Capacité calorifique volumétrique (DE 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 s'appelleconductivité thermique .
Une mesure de la conductivité thermique du sol est le coefficient de conductivité thermique, qui est numériquement égal à la quantité de chaleur, J, passant en 1 s à travers la base d'une colonne de sol d'une section 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 également de sadensité . Avec une diminution de la densité, la capacité calorifique et la conductivité thermique des sols secs diminuent. Par conséquent, les sols ameublis dans 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 la chaleur plus intensément la nuit.
Mesure de la température et de la profondeur de gel du sol
Pour mesurer la température du sol, des électrothermomètres liquides (mercure, alcool, toluène), thermoélectriques, à résistance et à déformation sont utilisés.
thermomètre urgent TM-3, le mercure, est utilisé pour mesurer la température de la surface du sol dans ce moment(terme).
Thermomètre à maxima TM-1, le mercure, sert à mesurer la température de surface la plus élevée entre les observations.
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 à proximité du réservoir. En conséquence, le mercure se casse au point de rétrécissement, et ainsi la valeur de température maximale pour une période de temps donnée est enregistrée.
Thermomètre à minima Le TM-2, alcool, est utilisé pour mesurer la température la plus basse de la surface du sol pendant la période entre les périodes d'observation. Une caractéristique de l'appareil de ce thermomètre est qu'une petite broche en verre foncé est placée à l'intérieur du capillaire. Au fur et à mesure que la température diminue, le film de surface du ménisque se déplace vers le réservoir et déplace la broche derrière lui. Lorsque la température augmente, l'alcool, en expansion, circule librement autour de la broche. Ce dernier reste en place, indiquant à l'extrémité éloignée du réservoir la température minimale entre les périodes d'observations.
Thermomètres coudés (Savinova) TM-5, mercure, conçu pour mesurer la température du sol pendant la période chaude à des profondeurs de 5, 10, 15 et 20 cm.
Thermomètre à sonde AM-6, toluène, est utilisé pour les mesures sur le terrain de la température du sol à des profondeurs de 3 à 40 cm.
Electrothermomètre à transistor TET-2 est utilisé pour mesurer la température de la couche arable pendant la période chaude. Ils peuvent également mesurer la température dans les tas de racines, pommes de terre, dans la masse de grains dans les encoches.
Canne d'agronome Le 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'extraction TPV-50, mercure, sont conçus pour mesurer la température du sol à des profondeurs de 20 à 320 cm tout au long de l'année. Ils peuvent également être utilisés dans les exploitations agricoles pour mesurer la température dans des tas, des 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 de température moyennes pour des zones importantes de la surface de la Terre.
Compteur de pergélisol L'AM-21 est utilisé pour mesurer la profondeur de gel du sol. Cet appareil consiste en un tube d'ébonite, au sommet duquel des divisions en centimètres sont appliquées pour déterminer la hauteur du manteau neigeux. Dans ce tube est placé un tube en caoutchouc avec des divisions de 1 cm, rempli d'eau distillée.
Selon l'échelle pratique internationale, la température est mesurée en degrés Celsius (°C). Un degré sur cette échelle correspond à 1/100 de l'intervalle entre les points de fusion de la glace (0°C) et les points d'ébullition de l'eau (100°C).
Importance de la température du sol pour les plantes
La température du sol est l'un des facteurs les plus importants de la vie végétale. 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 en grande partie de la température du sol. Lorsque la température du sol augmente, tous ces processus sont activés. Une diminution significative de la température du sol entraîne la mort des cultures d'hiver, des graminées vivaces et des arbres fruitiers.
Les graines de la plupart des cultures agricoles de la zone médiane germent à une température de 3...5 °C, tandis que les graines telles que 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 germination.
Le régime de température du sol affecte directement le taux de croissance du système racinaire. Aux basses et hautes températures, les taux de croissance se détériorent.
Après la germination, la température du sol ne perd pas son importance pour les plantes. Ils poussent et se développent mieux si leurs racines se trouvent dans un environnement avec une température légèrement inférieure (de 5 à 10 ° C) par rapport aux organes aériens.
La température du sol a grande influence sur l'activité vitale des micro-organismes et, par conséquent, sur l'apport aux plantes d'éléments de nutrition minérale, la vitesse de décomposition matière organique, synthèse de substances humiques, etc.
Le régime de température détermine l'accumulation de nutriments dans le sol. En influençant le taux de mouvement de l'eau et des sels solubles, la température affecte le taux d'entrée des éléments nutritifs dans les plantes à partir du sol et des engrais appliqués. Quand pas hautes températures ah (8 ... 10 ° C) diminue, par exemple, l'entrée dans les racines et le mouvement des racines vers les organes aériens de l'azote, sa consommation pour la formation de composés organiques azotés est affaiblie. Avec plus basses températures(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.
Étroitement associé à régime de température sols également la propagation et la nocivité des maladies et ravageurs des plantes agricoles. Dans un certain nombre de cultures qui aiment la chaleur (maïs, coton), les maladies des semis et les moisissures sur les graines apparaissent à basse température (pendant les printemps froids), lorsque les conditions thermiques sont défavorables aux plantes.
Les phytoravageurs dont les larves se trouvent dans le sol, selon la température, peuvent causer plus ou moins de dégâts.
Pendant la journée, la surface du sol en continu, différentes façons perd ou absorbe de la chaleur. À travers la surface de la terre, la chaleur est transférée vers le haut (vers l'atmosphère) et vers le bas (vers le sol). Le rayonnement total et le contre-rayonnement de l'atmosphère pénètrent à la surface du sol, ainsi que la chaleur pénètre par conduction thermique turbulente. De la même manière, la surface de la terre émet de la chaleur dans l'atmosphère. La chaleur entrante est distribuée dans une fine couche supérieure, qui devient très chaude. A la surface du sol, la température chute rapidement lors du dégagement de chaleur : la chaleur accumulée dans la fine couche supérieure en sort rapidement sans être reconstituée par le bas.
Fig. N°1 Graphique de la variation journalière de la température de surface du sol
La somme algébrique de toutes les entrées et sorties 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 à l'atmosphère, la chaleur quitte la couche active, abaissant ainsi sa température.
La température de surface pendant a son maximum, qui se manifeste à 13-14h, et le minimum, 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 6 heures du matin - l'heure, environ après le lever du soleil période estivale. À ce moment, le transfert de chaleur de la couche supérieure du sol par rayonnement effectif est équilibré par l'afflux accru de rayonnement total, à la suite de quoi le bilan radiatif de la surface du sol devient égal à zéro; et le bilan non radiatif est négligeable. Puis la température monte progressivement jusqu'à son la plus grande valeurà 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 l'air en est chauffé. On le voit dans le cas étudié : la température maximale de la surface du sol (49°C) est supérieure à la température maximale de l'air (32,8°C) le même jour. Les minima nocturnes, au contraire, sont plus faibles à la surface du sol que dans l'air, car le sol est d'abord refroidi par un rayonnement efficace et l'air en est refroidi. Le 19 août, la température minimale de la surface du sol était de 19°С et la température minimale de l'air était de 21,2°С.
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 (30°C). 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 grande amplitude la journée était sans nuages.
La variation de la température à la surface du sol au cours de la journée est appelée variation diurne. L'évolution quotidienne de la surface du sol, en moyenne sur plusieurs jours, est constituée de fluctuations périodiques avec un maximum et un minimum.
Le minimum est observé avant le lever du soleil, lorsque le bilan radiatif est négatif et que l'échange de chaleur non radiatif entre la surface et les couches de sol et d'air adjacentes est négligeable.
Au fur et à mesure que le soleil se lève, la température de la surface du sol augmente et atteint un maximum vers 13h00. Commence alors sa décroissance, bien que le bilan radiatif soit toujours positif. Cela s'explique par le fait qu'après 13h00, le transfert de chaleur de la surface du sol vers l'air augmente en raison des turbulences et de l'évaporation.
La différence entre les températures maximale et minimale du sol par jour est appelée l'amplitude cours quotidien. Elle est influencée par plusieurs facteurs :
1. Période de l'année. En été, l'amplitude est la plus grande, et en hiver elle est la plus petite ;
2. Latitude du lieu. Puisque l'amplitude est liée à la hauteur du soleil, elle diminue avec l'augmentation de la latitude du lieu ;
3. Nuageux. Par temps nuageux, l'amplitude est moindre ;
4. Capacité calorifique et conductivité thermique du sol. L'amplitude est inversement proportionnelle à la capacité calorifique du sol. Par exemple, une roche granitique a une bonne conductivité thermique et la chaleur y est bien transférée en profondeur. De ce fait, l'amplitude des fluctuations journalières de la surface granitique est faible. Le sol sablonneux a une conductivité thermique inférieure à celle du granit, de sorte que l'amplitude de la variation de température de la surface sableuse est environ 1,5 fois supérieure à celle du granit ;
5. Couleur du sol. L'amplitude des sols sombres est bien supérieure à celle des sols clairs, puisque la capacité d'absorption et d'émission des sols sombres est plus grande ;
6. Végétation et enneigement. Le couvert végétal réduit l'amplitude, car il empêche le réchauffement du sol par les rayons du soleil. Pas vraiment grande amplitude et avec un enneigement, car du fait du grand albédo, la surface de la neige se réchauffe peu ;
7. Exposition des pistes. Les versants sud des collines se réchauffent plus que les versants nord et les versants ouest sont plus chauds que les versants est, d'où l'amplitude des surfaces sud et ouest des collines est plus grande.
Variation annuelle de la température de surface du sol
La variation annuelle, comme la variation diurne, est liée à l'entrée et à la sortie de chaleur et est déterminée principalement par des facteurs de rayonnement. Le moyen le plus pratique de suivre ce cours consiste à utiliser les valeurs mensuelles moyennes de la température du sol.
Dans l'hémisphère nord, les températures mensuelles moyennes maximales à la surface du sol sont observées en juillet-août et les minimales en janvier-février.
La différence entre les températures mensuelles moyennes les plus élevées et les plus basses sur une année est appelée l'amplitude de la variation annuelle de la température du sol. Elle dépend dans une large mesure de la latitude du lieu : aux latitudes polaires, l'amplitude est la plus grande.
Les fluctuations quotidiennes et annuelles de la température de surface du sol se sont progressivement propagées à ses couches profondes. La couche de sol ou d'eau qui subit des fluctuations quotidiennes et annuelles de température est appelée actif.
La propagation des fluctuations de température en profondeur dans le sol est décrite par trois lois de Fourier :
La première d'entre elles dit que la période des oscillations ne change pas avec la profondeur ;
La seconde dit que l'amplitude des fluctuations de température du sol décroît exponentiellement avec la profondeur ;
La troisième loi de Fourier établit que les températures maximales et minimales en profondeur se produisent plus tard qu'à la surface du sol, et le retard est directement proportionnel à la profondeur.
La couche de sol dans laquelle la température reste constante tout au long de la journée s'appelle couche de température journalière constante(en dessous de 70 - 100 cm). La couche de sol dans laquelle la température du sol reste constante tout au long de l'année est appelée la couche constante. température annuelle. Cette couche commence à une profondeur de 15 à 30 m.
Aux latitudes élevées et tempérées, il existe de vastes zones où les couches de sol restent gelées pendant de nombreuses années sans dégel en été. Ces couches sont appelées éternel pergélisol.
Le pergélisol peut se présenter à la fois en couche continue et sous forme de couches séparées, entrecoupées de sol dégelé. L'épaisseur de la couche de pergélisol varie de 1-2 m à plusieurs centaines de m.Par exemple, en Yakoutie, l'épaisseur du pergélisol est de 145 m, en Transbaïkalie - environ 70 m.
Chauffage et refroidissement des masses d'eau
La couche superficielle de l'eau, comme le sol, absorbe bien le rayonnement infrarouge : les conditions de son absorption et de sa réflexion par l'eau et le sol diffèrent peu. Une autre chose est le rayonnement à ondes courtes.
L'eau, contrairement au sol, est pour elle un corps transparent. Par conséquent, le chauffage par rayonnement de l'eau se produit dans son épaisseur.
Des différences significatives dans le régime thermique de l'eau et du sol sont causées par les raisons suivantes:
La capacité calorifique de l'eau est 3 à 4 fois supérieure à la conductivité thermique du sol. Avec la même entrée ou sortie de chaleur, la température de l'eau change moins;
Les particules d'eau ont une plus grande mobilité, par conséquent, dans les masses d'eau, le transfert de chaleur vers l'intérieur ne se produit pas par conduction thermique moléculaire, mais en raison de la turbulence. Le refroidissement de l'eau la nuit et pendant la saison froide se produit plus rapidement que son réchauffement pendant la journée et en été, et les amplitudes des fluctuations quotidiennes de la température de l'eau, ainsi que celles annuelles, sont faibles.
La profondeur de pénétration des fluctuations annuelles dans les masses d'eau est de 200 à 400 m.