Температура влияет и на ход корневого питания у растений: этот процесс возможен лишь при условии, когда температура почвы на всасывающих участках на несколько градусов ниже температуры наземной части растения. Нарушение этого равновесия влечет за собой угнетение жизнедеятельности растения и даже его гибель.[ ...]
Температура на поверхности почвы варьирует от -49 до 64°С. В теплые месяцы (V-IX) максимальный период температуры почвы на глубинах 5-20 см варьирует от 3,4 °С в мае до 0,7°С в сентябре. Положительная температура в течение всего года наблюдается в почве с глубины 1,2 м. Средняя глубина промерзания почвы составляет 58 см (табл. 1.6).[ ...]
Изменение температуры почвы в течение суток называется суточным ходом. Суточный ход температуры обычно имеет один максимум и один минимум. Минимум температуры поверхности почвы при ясной погоде наблюдается перед восходом Солнца, когда радиационный баланс еще отрицателен, а обмен теплом между воздухом и почвой незначителен. С восходом Солнца температура поверхности почвы возрастает, особенно при ясной погоде. Максимум температуры наблюдается около 13 часов, затем температура начинает понижаться, что продолжается до утреннего минимума. В отдельные дни указанный суточный ход температуры почвы нарушается под влиянием облачности, осадков и других факторов. При этом максимум и минимум могут смещаться на другое время (рис.4.2).[ ...]
Изменение температуры почвы в течение года называется годовым ходом. Обычно график годового хода строится по средним месячным температурам почвы. Годовой ход температуры поверхности почвы определяется в основном различным приходом солнечной радиации в течение года. Максимальные средние месячные температуры поверхности почвы в умеренных широтах северного полушария наблюдаются обычно в июле, когда приток тепла к почве наибольший, а минимальные - в январе - феврале.[ ...]
Суточный ход температуры почвы (/) и воздуха (2) в Павловске (под Ленинградом) в июне.[ ...]
Воздухообмен в почве А. Г. Дояренко определял как процесс выделения почвенного воздуха в суточном цикле изменения температуры почвы и назвал его «дыханием» почвы. Днем почва нагревается, воздух в ней расширяется и часть его вытесняется в атмосферу; ночью же при охлаждении воздух в почве сжимается и часть его захватывается из атмосферы почвой. В настоящее время под термином «дыхание» понимают выделение почвой С02. Ниже описана методика определения «дыхания» на приборе Трофимова.[ ...]
Тепловой режим почв формируется под влиянием атмосферного климата (потока солнечной радиации, условий увлажнения и континентальности и др.), а также условий рельефа, растительности и снежного покрова. Основным показателем теплового режима почвы, который характеризует ее тепловое состояние, является температура почвы.[ ...]
В летний период температура почвы с глубиной постепенно понижается. В холодном и умеренном климатах зимой, наоборот, температура почвы в верхних горизонтах ниже, чем в нижних.[ ...]
Резкие колебания температуры почвы в период ее обеззараживания также снижают радиус действия и токсичность препарата, что приводит к необходимости увеличения его норм расхода. Поэтому обеззараживание почвы карбатионом против теплолюбивых патогенных грибов при пониженной температуре (ниже 10-12°) является неперспективным.[ ...]
Вводные пояснения. Температура воздуха и почвы оказывает большое влияние на рост и развитие растений. Для некоторых из них более высокая температура почвы, чем воздуха,- является ускоряющим фактором в укоренении черенков и получении, продукции, годной к реализации, .в более короткий период. Сравнительно легко эту работу можно провести с традесканцией из семейства Коммелиновые. Это декоративно-листвен ное вечнозеленое, неприхотливое комнатное ампельное растение с плетистыми поникающими побегами, с разнообразной Окраской листьев - от светло-зеленых до сероватых и розоватых, .однотонных и пестрых.[ ...]
Электропроводность почвы зависит от содержания влаги концентрации солей С, содержания воздуха Р и температуры почвы I. При одинаковых значениях V?, Р, (удельная электропроводность характеризует ионную активность почвы, что служит мерой засоления почв С.[ ...]
Сезонные и суточные смены температуры почвы с увеличением глубины становятся менее заметными и на некоторых, различных для разных почв и климатических зон, глубинах остаются почти неизменными. В Средней Европе, суточные и сезонные смены температуры даже на глубине всего 15 см уже незначительны; суточные колебания температуры в самые жаркие периоды лета здесь не превышают 6° С и на глубине 30 см -г 2° С. Глубина, на которой суточные колебания температуры незначительны, тем больше, чем суше климат местности и чем выше инсоляция.[ ...]
Измерение: взятый образец почвы взвешивают вместе с цилиндром; по разности массы цилиндра с почвой и без нее определяют массу образца. Зная объем цилиндра и влажность почвы, определяют плотность скелета ее. Затем вводят внутрь образца термопару. Швы дна и крышки цилиндра покрывают нитрокраской для герметичности. При определении температуропроводности мерзлой почвы цилиндр с почвой предварительно выдерживают в ультратермостате или криостате при заданной температуре. Начальная разница температуры почвы и воды со льдом в термостате должна быть не менее 20 °С.[ ...]
Суточные и годовые колебания температуры почвы вследствие теплопроводности передаются в более глубокие ее слои. Слой почвы, в котором наблюдается суточный и годовой ход температуры, называется активным слоем.[ ...]
Влияние склонов на радиацию и температуру почвы подробно анализировал Грунов в Хоэнпейссенберге (Бавария). Рисунок 2.28 иллюстрирует различия в прямой и рассеянной радиации, падающей на склоны, обращенные на северо-северо-запад и юго-юго-восток, с углом наклона примерно 30°. Общие суммы больше всего отличаются зимой, когда высота солнца мала; обращенный на север склон получает только 30 % от количества радиации, получаемой обращенным на юг склоном, и почти вся радиация на первом из них является рассеянной. Связанные с этим разности температуры почвы показаны на рис. 2.29 для средних суточных значений и средних значений в 14 ч. Разность температур почвы (на глубине 50-100 см) достигает минимума зимой и летом, а максимума в переходные сезоны. Зимой снежный покров изолирует почву, и это ведет к тому, что между склонами почти нет различий. Склоны покрыты снегом с ноября по март (по апрель на северном склоне), и северный склон, кроме того, является обычно более влажным. Влияние суточного нагревания на верхний почвенный слой в 14 ч явно выражено летом.[ ...]
Для автоматического регулирования температуры почвы используют терморегулятор ПТР-02-03. Чувствительным элементом терморегулятора является полупроводниковое термосопротивление, включенное в цепь моста переменного тока. Основная погрешность шкалы при номинальном напряжении питания и температуре окружающей среды не превышает ±1°С.[ ...]
Приняты следующие градации сумм температур почв выше 1 О °С на глубине 20 см для характеристики их температурного режима субарктические (0 - 400°С); очень холодные (400- 800°С): холодные (800 - 1200 °С), умеренно холодные (1200- 1600 °С); умеренные (1600 - 2100 °С); умеренно теплые (2100 - 2700 °С); теплые (2700 - 3400 °С); очень теплые (3400 - 4400 °С); субтропические (4400-5600 °С)? субтропические жаркие (5600 - 7200 °С).[ ...]
В летний период температурный режим лесостепных почв характеризуется следующими особенностями. Прогревание почвенного профиля происходит медленно ввиду большого суточного колебания температуры воздуха, а также вследствие значительной потери тепла из почвы в ночное время в результате радиационного выхолаживания поверхностного слоя почвы. Рост температуры почвы в верхнем метровом слое продолжается до августа. К этому времени активные температуры (10° и выше) проникают в почву на глубину 0,8-1,2 м., а на глубине 2-2,5 м почва прогревается до 5°. Для летнего периода характерна значительная величина суточных колебаний температуры верхнего (пахотного) слоя почвы, однако ночные температуры не опускаются ниже физиологического оптимума и не оказывают неблагоприятного влияния на рост и развитие озимой пшеницы.[ ...]
Источником инфекции являются зараженные семена и почва, в которой патогены хорошо развиваются на растительных остатках. Интенсивному распространению корневой гнили на бобовых культурах способствует сочетание пониженной влажности (ниже 50 %) и температуры почвы 18-25 °С. Усиление заболевания наблюдается при увеличении глубины заделки семян, а также на тяжелых уплотненных почвах. При оптимальных сроках посева болезнь проявляется в меньшей степени, чем при поздних. При сильном развитии заболевания посевы изреживаются, вследствие чего недобор урожая может достигать 30 % и более.[ ...]
Отметим, что и порог развития, и сумма эффективных температур для каждого вида свои. Прежде всего они зависят от исторической приспособленности вида к условиям жизни. Так, семена клевера (умеренный климат) прорастают при температуре почвы от 0 до +1 °С, а для семян финиковой пальмы необходимо предварительное прогревание почвы до +30 °С.[ ...]
Система тепловых единиц имеет ряд ограничений. Так, температура почвы является более точным ориентиром начала роста, чем температура воздуха. На результаты могут влиять переход от дневных температур к ночным, длина дня, а также дифференцированное влияние температуры на разные фазы роста растений. Кроме того, температура выше минимальной может не оказывать выраженного влияния на рост, но в определенных пределах может действовать экспонентно, почти вдвое ускоряя многие физиологические процессы при подъеме температуры на каждые 10° С.[ ...]
По расчетам экономической эффективности дезинфекции почвы карбатионом, чистый доход от мероприятия при выращивании рассады в этом совхозе выразился в 319,25 руб. со 100 парниковых рам. В 1963 г. совхоз имени Тимирязева провел дезинфекцию почвы карбатионом в 32 двадцатирамных парниках на техническом обогреве (в которых цветная капуста в 1963 г. была поражена килой на 40-100%, при индексе болезни 29-64%). Препарат внесен 3-6 октября, температура почвы 8°, воздуха 11-13°. В четырех парниках внесен ТМТД (табл. 4).[ ...]
Для составления прогноза вначале устанавливают дату перехода температуры почвы на глубине 10 см через +1 °С, после этого суммируют ежедневно среднесуточную температуру воздуха и устанавливают даты достижения суммы температур 500, 800 и 1000 °С, фиксируют даты обильных (не менее 10 мм) теплых (при температуре не менее +12 °С) дождей. Дата таких осадков, выпавших после получения суммы температур 500 °С, будет датой начала развития грибницы ранних 1рибов, 800 - летних, 1000 (иногда 1250) - поздних. Прибавляют к дате начала развития грибницы срок развития того или иного вида. В результате определяют дату начала массового плодоношения.[ ...]
Деление на фациальные подтипы проводят с учетом суммы активных температур почвы на глубине 20 см и продолжительности периода отрицательных температур почвы на той же глубине (в месяцах). Для номенклатурного обозначения фациальных подтипов используют термины, связанные с их температурным режимом: теплые, умеренные, холодные, глубокопромерзающие и т. д.[ ...]
Характерными особенностями температурного режима серых лесных почв и выщелоченных черноземов Иркутской области, отличающими их от аналогичных почв в расположенных к западу провинциях лесостепной зоны, служат: большая продолжительность периода с отрицательными температурами в почве (6-8 месяцев), очень значительная глубина промерзания (1,5-2,5 м), малая мощность активного слоя почвы с температурой 10° и выше (0,8-1,2 м), наиболее низкие значения среднегодовой температуры почвы на глубине 0,2 м (от 1,3 до 3,7°), значительная амплитуда температуры почвы (24-30°) на глубине 0,2 м (Колесниченко, 1965, 1969).[ ...]
Для успешной перезимовки озимой пшеницы решающее значение имеет температура почвы на глубине залегания узла кущения (3 см). Как показывают результаты полевых испытаний озимой пшеницы Заларинка в 1992-1998 гг., в средние по снежности и по температурным условиям зимы температура почвы на глубине узла кущения не понижается до уровня критической для озимой пшеницы (-18, -20°) и повреждение зимующих растений бывает незначительное.[ ...]
Термометры ртутные коленчатые (Савинова) предназначены для измерения температуры почвы на глубинах 5,10,15,20 см в пределах от -10°С до +50 °С. Термометры выпускаются в комплекте из четырех штук, отличающихся длинной: 290, 350, 450 и 500мм за счет разной длины под-шкальной части. Цена деления - 0,5°С. Вблизи резервуара термометр изогнут под углом 135°. Резервуар тонирован от шкалы теплоизоляционной оболочкой, что позволяет более точно измерить температуру на глубине установки резервуара.[ ...]
Для характеристики температурного режима особое значение имеет продолжительность периода активных температур (>10 °С) в почве на глубине 20 см. Здесь расположено максимальное количество корней сельскохозяйственных и многих естественных растений. Сумма активных температур почвы на этой глубине - основной показатель теплообеспеченности почв (табл. 41).[ ...]
Основными показателями, характеризующими влияние климата на почвообразование, являются среднегодовые температуры воздуха и почвы, сумма активных температур более 0; 5; 10 °С, годовая амплитуда колебания температуры почвы и воздуха, продолжительность безморозного периода, величина радиационного баланса, количество осадков (среднемесячное, среднегодовое, за теплый и холодный периоды), степень континенталыюсти, испаряемость, коэффициент увлажнения, радиационный индекс сухости и др. Кроме перечисленных показателей, существует ряд параметров, характеризующих осадки и скорость ветра, которые определяют проявление водной и ветровой эрозии.[ ...]
Среди факторов внешней среды для растений, находящихся в состоянии зимнего покоя, важнейшее значение имеют температура воздуха и высота снежного покрова, так как их соотношение определяет температуру почвы на глубине узла кущения (3 см) - прямого показателя условий перезимовки растений. Установлено, что устойчивость озимой пшеницы к низким температурам в зимний период зависит от состояния (развития) растений, степени их закаливания в осенний период, особенностей сорта и условий минерального питания (Туманов, 1970; Куперман, 1969; Шульгин, 1967). По исследованиям И.М.Петунина (Шульгин, 1967) при хорошей закалке непереросшие растения в фазе кущения в самом начале зимы могут выдержать до -15° на глубине узла кущения, а в середине зимы до -20° (иногда и ниже). Во второй половине зимы устойчивость озимых к морозам падает, постепенно приближаясь к начальной (осенней) устойчивости. Как показали исследования А.И.Шульгина (1955) в Алтайском крае (Барнаул) критическая температура почвы на глубине узла кущения для озимой пшеницы составляет -16,-18°. При понижении температуры почвы до критической и ниже происходит повреждение узла кущения и гибель растений от вымерзания. Нормальная перезимовка озимой пшеницы протекает при понижении температуры почвы на глубине залегания узла кущения до -16°. При температуре ниже -16° создаются неблагоприятные условия дня перезимовки, а при дальнейшем понижении температуры почвы происходит повреждение узла кущения и гибель озимой пшеницы вследствие вымерзания.[ ...]
Электротермометр АМ-29 (прибор серийного выпуска) работает по мостовому принципу. Состоит из блока измерения температуры почвы в поверхностном слое и на глубине..[ ...]
Потребность объекта в тепле по данному методу выражается зависимостью между длительностью развития и средней температурой за это время. Под длительностью развития здесь понимается не только время прохождения какой-нибудь фазы, но и срок между ожидаемым моментом развития и любым фенологическим явлением, предшествующим ожидаемому. Этот срок называется межфазным периодом, или периодом. Начало периода должно легко определяться в природе, и потому для него подбирается такое явление, которое просто заметить или определить. Например, устанавливая лёт перезимовавшего поколения озимой совки, удобно за его начало считать дату перехода температуры почвы на глубине зимовки гусениц через 10 °С. Для определения начала лёта 2-го поколения яблонной плодожорки берут период, который начинается с момента лёта 1-го поколения. По данному методу концом периода всегда служит тот момент развития, который собираются прогнозировать, а началом - произвольно выбранное явление, даже не относящееся непосредственно к этому объекту. Так, можно установить связь между цветением одуванчика и лётом весенней капустной мухи и считать зацветание одуванчика началом периода.[ ...]
В первом опыте карбатион дал значительный оздоровительный эффект; во втором - эффект был меньший (табл. 2). Повышенная температура почвы в день внесения препарата (второй опыт), без сомнения, способствовала и более интенсивному развитию килы, что видно по контролю. В силу этого, а также, возможно, и большей потери газообразной активной фракции препарата эффективность карбатиона во втором опыте снизилась. Меньшая эффективность дезинфекции почвы в более поздние весенние сроки отмечалась при проведении ряда других опытов.[ ...]
Для зимнего сезона учитывают время наступления сезона [фактическая дата, отклонение от средних сро-ков (+) в Днях]; минимальную температуру почвы на глубине залегания узла кущения озимых культур по декадам; дату установления и схода устойчивого снегового покрова; среднюю высоту снегового покрова за декаду; распределение снегового покрова по территории (равномерное, неравномерное); глубину промерзания почвы (средняя за декаду); наличие ледяной корки, ее толщину и продолжительность залегания (в днях); число дней с особыми явлениями за декаду - обильными снегопадами, мокрым снегом, оттепелыо, гололедом, сильным ветром.[ ...]
Масса 1000 зерновок- 0,12...0,2 г. На одном растении образуется до 16 тыс. семян. Жизнеспособность в почве сохраняется до 5 лет. Семена могут прорастать после созревания. Оптимальные условия для прорастания на поверхности почвы создаются при периодическом ее увлажнении. При заделке семян глубже 5 см всходы не появляются. Весной метлица прорастает при температуре почвы более 5°С. Несоблюдение севооборотов, повторные посевы озимых, нарушения в обработке почвы, временный застой воды приводят к массовому засорению посевов.[ ...]
Процессы обмена почвенного воздуха с атмосферным называют аэрацией или газообменом. Газообмен осуществляется через систему воздухоносных пор почвы, сообщающихся между собой и с атмосферой. Газообмен обусловлен несколькими факторами: диффузией, изменением температуры почвы и барометрического давления, изменением количества влаги в почве под давлением осадков, орошением, испарением, влиянием ветра, изменением уровня грунтовых вод или верховодки.[ ...]
Однако в суровую зиму 1995/96 года, когда поля в первую половину зимнего периода были слабо прикрыты снегом (высота снега 7-15 см) и установились сильные морозы, температура почвы на глубине узла кущения понижалась ниже критической, что привело к повреждению и гибели опытных посевов от вымерзания.[ ...]
Радикальным приемом регулирования теплового режима в холодный период являются снежные мелиорации. Снегозадержание - одновременно важное средство накопления в почве влаги. Его широко применяют в засушливых и континентальных районах страны - на юге и юго-востоке европейской части СССР, в Западной Сибири, Северном Казахстане и других регионах, где снежный покров обычно невелик, а сильные морозы при небольшом снежном покрове могут сильно повредить посевы озимых, многолетние травы, плодово-ягодные культуры. При небольшом снежном покрове температура почвы на глубине залегания узла кущения озимых (около 3 см) может достигать критических величин и вызывать повреждение или гибель растений.[ ...]
В северном полушарии больше инсолируются южные склоны. Так, например, наблюдения, проведенные В. Р. Волобуевым (1963) в Батумском ботаническом саду, показали, что разница в температуре почвы на склонах южной и северной экспозиции в октябре составляла 8°С.[ ...]
Вследствие недостатка тепла на севере наиболее плодородными и для сельскохозяйственных растений и для древесных пород часто являются не самые богатые по содержанию зольных элементов тяжелые почвы, а наиболее теплые супеси или легкие суглинки. Здесь, на тяжелых почвах, деревья нередко снижают энергию своего роста также и потому, что корневая их система не может вследствие низкой температуры почвы подать в ствол нужное количество воды на транспирацию.[ ...]
Количество сеянцев ели, взятых с корнями, для определения воздуш-но-сухой массы на сильно отененной части было взято 4, а на слабо отененной-17. Но Турский и Никольский и не ставили своей целью дать количественное выражение степени светолюбия сосны и ели. Задача их опыта лежала в другой плоскости: они просто проверяли целесообразность давнего практического приема отенения гряд питомника щитами, а опыт попутно показал то, что сосна более светолюбива, чем ель, и потому сильнее ели ухудшает рост при сильном отенении.[ ...]
Парники на техническом обогреве, в которых выращивали рассаду сорта Московская поздняя, не были своевременно отключены от нагревательной системы (из-за огурцов, посеянных в отдельных парниках). В результате в конце апреля - начале мая температура почвы поднималась до 20° и выше. Подобное нарушение агротехники, без сомнения, сказалось на усилении болезни: из 17 парников в 8 было поражено черной ножкой до 15% рассады, в 6 - до 30% и в 3 - до 36%. К сожалению, в этом опыте не было контрольных парников.[ ...]
Однако существует опасность повреждения и гибели озимой пшеницы в начале весны, при выходе из перезимовки, когда ослабленные и в значительной мере утратившие закальсу растения в период возврата холодов не выдерживают резких длительных понижений температуры почвы (до -7, -10°) в зоне узла кущения.[ ...]
Комплексная структура сообществ зависит от чередования определенных условий среды, воздействия человека и особенностей роста самих растений. Но даже в моновидных ценозах выражена неоднородность растительного покрова, обусловленная неоднородностью рельефа и литогенной основы. Поскольку почвы являются зеркалом, отображающим состояние ландшафта, то в первую очередь нами было проведено сравнительное изучение температуры почв в зоне наиболее активного протекания обменных процессов (30-сантиметрового слоя почвы) и температуры приземного слоя воздуха с помощью психрометра на высоте 1.0 м, одновременно на участках с различным показателем КТП. В результате исследований (по 100 замеров на каждом участке за сезон) установлены статистически достоверные различия в температуре почвы участков с повышенным и пониженным КТП в течение периода наблюдений (июль - сентябрь 2004 г). Полученные результаты позволяют сделать предварительный вывод о том, что на территориях с повышенным конвективным тепловым потоком выше температура почвы на исследованной глубине. Различия составляют 1-1.5°С, что, безусловно, должно оказывать влияние на многие стороны функционирования лесных биогеоценозов.
Температура на поверхности почвы имеет суточный ход. Минимум ее наблюдается примерно через полчаса после восхода солнца. К этому времени радиационный баланс поверхности почвы становится равным нулю – отдача тепла из верхнего слоя почвы эффективным излучением уравновешивается возросшим притоком суммарной радиации. Нерадиационный обмен тепла в это время незначителен.
Затем температура на поверхности почвы растет до 13–14 ч и достигает максимума в суточном ходе. После этого начинается падение температуры. Радиационный баланс в послеполуденные часы и до вечера остается положительным. Однако отдача тепла в дневные часы из верхнего слоя почвы в атмосферу происходит не только путем эффективного излучения, но и путем возросшей теплопроводности, а также увеличившегося испарения воды. Продолжается и передача тепла в глубь почвы. Эти потери тепла оказываются значительно большими, чем радиационный приток, поэтому температура на поверхности почвы падает с 13–14 ч до утреннего минимума.
Разность между суточным максимумом и суточным минимумом температуры называется суточной амплитудой температуры.
В Московской области, по данным С.П. Хромова и М.А. Петросянца (2004), в зимние месяцы многолетняя средняя суточная амплитуда температуры на поверхности почвы (снега) 5–10°С, в летние – 10–20°С. В отдельные дни суточные амплитуды могут быть и выше и ниже многолетних средних значений в зависимости от ряда факторов, прежде всего от облачности. В безоблачную погоду велика солнечная радиация днем и также велико эффективное излучение ночью. Поэтому суточный (дневной) максимум особенно высок, а суточный (ночной) минимум низок и, следовательно, велика суточная амплитуда. В облачную погоду дневной максимум понижен, ночной минимум повышен и меньше суточная амплитуда.
Температура поверхности почвы, конечно, меняется и в годовом ходе. В тропических широтах ее годовая амплитуда (разность многолетних средних температур самого теплого и самого холодного месяцев года) небольшая и растет с широтой. В Северном полушарии на широте 10° она около 3°С, на широте 30° около 10°С, на широте 50 о в среднем около 25°С.
Во внетропических широтах непериодические изменения температуры воздуха настолько часты и значительны, что суточный ход температуры отчетливо проявляется лишь в периоды относительно устойчивой малооблачной антициклонической погоды. В остальное время он затушевывается непериодическими изменениями, которые могут быть очень интенсивными. Например, похоло-дания зимой, когда температура в любое время суток может упасть (в континентальных условиях) на 10–20°С в течение одного часа.
В тропических широтах непериодические изменения температуры менее значительны и не так сильно нарушают суточный ход температуры.
Непериодические изменения температуры связаны главным образом с адвекцией воздушных масс из других районов Земли. Особенно значительные похолодания (иногда называемые волнами холода) происходят в умеренных широтах в связи с вторжениями холодных воздушных масс из Арктики и Антарктиды. В Европе сильные зимние похолодания бывают также при проникновении холодных воздушных масс с востока, а в Западной Европе – с европейской территории России. Холодные воздушные массы иногда проникают в Средиземноморский бассейн и даже достигают Северной Африки и Передней Азии. Но чаще они задерживаются перед горными хребтами Европы, расположенными в широтном направлении, особенно перед Альпами и Кавказом. Поэтому климатические условия Средиземноморского бассейна и Закавказья значительно отличаются от условий близких, но более северных районов.
В Азии холодный воздух свободно проникает до горных хребтов, ограничивающих с юга и востока территорию среднеазиатских республик, поэтому зимы на Туранской низменности достаточно холодны. Но такие горные массивы, как Памир, Тянь-Шань, Алтай, Тибетское нагорье, не говоря уже о Гималаях, являются препятствиями для дальнейшего проникновения холодных воздушных масс к югу. В редких случаях значительные адвективные похолодания наблюдаются, однако, и в Индии: в Пенджабе в среднем на 8–9°С, а в марте 1911 г. температура упала на 20°С. Холодные массы при этом обтекают горные массивы с запада. Легче и чаще холодный воздух проникает на юго-восток Азии, не встречая по пути значительных преград (С.П. Хромов и М.А. Петросянц).
В Северной Америке нет горных хребтов, проходящих в широтном направлении. Поэтому холодные массы арктического воздуха могут беспрепятственно распространяться до Флориды и Мексиканского залива.
Над океанами вторжения холодных воздушных масс могут глубоко проникать в тропики. Конечно, холодный воздух постепенно прогревается над теплой водой, но все же он может вызывать заметные понижения температуры.
Вторжения морского воздуха из средних широт Атлантического океана в Европу создают потепления зимой и похолодания летом. Чем дальше в глубь Евразии, тем меньше становится повторяемость атлантических воздушных масс и тем больше меняются над материком их перво-начальные свойства. Но все же влияние вторжений с Атлантики на климат можно проследить вплоть до Среднесибирского плоскогорья и Средней Азии.
Тропический воздух вторгается в Европу и зимой, и летом из Северной Африки и из низких широт Атлантики. Летом воздушные массы, близкие по температуре к воздушным массам тропиков и поэтому также называемые тропическим воздухом, формируются на юге Европы или приходят в Европу из Казахстана и Средней Азии. На Азиатской территории России летом наблюдаются вторжения тропического воздуха из Монголии, Северного Китая, из южных районов Казахстана и из пустынь Средней Азии.
В отдельных случаях сильные повышения температуры (до +30°С) при летних вторжениях тропического воздуха распространяются до Крайнего Севера России.
В Северную Америку тропический воздух вторгается как с Тихого, так и с Атлантического океана, особенно с Мексиканского залива. На самом материке массы тропического воздуха формируются над Мексикой и югом США.
Даже в области Северного полюса температура воздуха зимой иногда повышается до нуля в результате адвекции из умеренных широт, причем потепление можно проследить во всей тропосфере.
| Оглавление |
|---|
| Климатология и метеорология |
| ДИДАКТИЧЕСКИЙ ПЛАН |
| Метеорология и климатология |
| Атмосфера, погода, климат |
| Метеорологические наблюдения |
| Применение карт |
| Метеорологическая служба и Всемирная Метеорологическая Организация (ВМО) |
| Климатообразующие процессы |
| Астрономические факторы |
| Геофизические факторы |
| Метеорологические факторы |
| О солнечной радиации |
| Тепловое и лучистое равновесие Земли |
| Прямая солнечная радиация |
| Изменения солнечной радиации в атмосфере и на земной поверхности |
| Явления, связанные с рассеянием радиации |
| Суммарная радиация, отражение солнечной радиации, поглощенная радиация, ФАР, альбедо Земли |
| Излучение земной поверхности |
| Встречное излучение или противоизлучение |
| Радиационный баланс земной поверхности |
| Географическое распределение радиационного баланса |
| Атмосферное давление и барическое поле |
| Барические системы |
| Колебания давления |
| Ускорение воздуха под действием барического градиента |
| Отклоняющая сила вращения Земли |
| Геострофический и градиентный ветер |
| Барический закон ветра |
| Фронты в атмосфере |
| Тепловой режим атмосферы |
| Тепловой баланс земной поверхности |
| Суточный и годовой ход температуры на поверхности почвы |
| Температуры воздушных масс |
| Годовая амплитуда температуры воздуха |
| Континентальность климата |
| Облачность и осадки |
| Испарение и насыщение |
| Влажность |
| Географическое распределение влажности воздуха |
| Конденсация в атмосфере |
| Облака |
| Международная классификация облаков |
| Облачность, ее суточный и годовой ход |
| Осадки, выпадающие из облаков (классификация осадков) |
| Характеристика режима осадков |
| Годовой ход осадков |
| Климатическое значение снежного покрова |
| Химия атмосферы |
| Химический состав атмосферы Земли |
| Химический состав облаков |
| Химический состав осадков |
| Кислотность осадков |
Суточный и годовой ход температуры поверхности почвы
| Наименование параметра | Значение |
| Тема статьи: | Суточный и годовой ход температуры поверхности почвы |
| Рубрика (тематическая категория) | География |
Изменение температуры поверхности почвы в течение суток называется суточным ходом. Суточный ход поверхности почвы в среднем за много дней представляет собой периодические колебания с одним максимумом и одним минимумом.
Минимум наблюдается перед восходом солнца, когда радиационный баланс отрицателен, а нерадиационный обмен теплом между поверхностью и прилегающими к ней слоями почвы и воздуха незначителен.
С восходом солнца температура поверхности почвы растет и достигает максимума около 13 часов. Далее начинается её понижение, хотя радиационный баланс ещё остается положительным. Объясняется это тем, что после 13 часов возрастает отдача тепла поверхностью почвы в воздух путем турбулентности и за счёт испарения.
Разность между максимальной и минимальной температурой почвы за сутки называется амплитудой суточного хода. На нее влияет ряд факторов˸
1.Время года. Летом амплитуда наибольшая, а зимой наименьшая;
2.Широта места. Поскольку амплитуда связана с высотой солнца, то она уменьшается с увеличением широты места;
3. Облачность. В пасмурную погоду амплитуда меньше;
4. Теплоемкость и теплопроводность почвы. Амплитуда находится в обратной зависимости от теплоемкости почвы. Например, гранитная скала обладает хорошей теплопроводностью и в ней нагревание хорошо передается вглубь. В результате амплитуда суточных колебаний поверхности гранита невелика. Песчаная почва обладает меньшей теплопроводностью, чем гранит, поэтому амплитуда хода температуры песчаной поверхности примерно в 1,5 раза больше, чем гранитной;
5. Цвет почвы. Амплитуда темных почв значительно больше, чем светлых, так как способность поглощения и излучения у темных почв больше;
6. Растительный и снежный покров. Растительный покров уменьшает амплитуду, так как он препятствует нагреванию почвы солнечными лучами. Не очень большая амплитуда и при снежном покрове, так как из-за большого альбедо поверхность снега нагревается мало;
7. Экспозиция склонов. Южные склоны холмов нагреваются сильнее, чем северные, а западных больше, чем восточных, отсюда и амплитуда южных и западных поверхностей холмов значительнее.
Годовой ход температуры поверхности почвы
Годовой ход, как и суточный, связан с приходом и расходом тепла и определяется главным образом радиационными факторами. Удобнее всего проследить за данным ходом по среднемесячным значениям температуры почвы.
В северном полушарии максимальные среднемесячные температуры поверхности почвы наблюдаются в июле-августе, а минимальные – в январе-феврале.
Разность между наибольшей и наименьшей среднемесячными температурами за год называется амплитудой годового хода температуры почвы. Она в наибольшей степени зависит от широты места˸ в полярных широтах амплитуда наибольшая.
Суточные и годовые колебания температуры поверхности почвы постепенно распространяются в более глубокие её слои. Слой почвы или воды, температура которого испытывает суточные и годовые колебания, называется активным.
Распространение температурных колебаний в глубь почвы описывается тремя законами Фурье˸
Суточный и годовой ход температуры поверхности почвы - понятие и виды. Классификация и особенности категории "Суточный и годовой ход температуры поверхности почвы" 2015, 2017-2018.
Суточный и годовой ход температуры почвы
Наблюдения за температурой поверхности почвы и температурой на различной глубине проводятся на некоторых метеорологических станциях уже более 70-80 лет. Обработка этих данных позволила установить закономерности изменения температуры почвы в течение суток и года.
Изменение температуры почвы в течение суток называется суточным ходом. Суточный ход температуры имеет обычно один максимум и один минимум. Минимум температуры поверхности почвы при ясной погоде наблюдается перед восходом Солнца, когда радиационный баланс еще отрицателен, а обмен теплом между воздухом и почвой незначителен. С восходом Солнца, по мере изменения знака и величины радиационного баланса, температура поверхности почвы возрастает, особенно при ясной погоде. Максимум температуры наблюдается около 13 ч, затем температура начинает понижаться, что продолжается до утреннего минимума.
В отдельные дни указанный суточный ход температуры почвы нарушается под влиянием облачности, осадков и других факторов. При этом максимум и минимум могут смещаться на другое время. Хорошо выраженный и правильный суточный ход наблюдается в теплый период при ясной погоде.
Изменение температуры почвы в течение года называется годовым ходом. Обычно график годового хода строится по средним месячным температурам почвы. Годовой ход температуры поверхности почвы определяется в основном различным приходом солнечной радиации в течение года. Максимальные средние месячные температуры поверхности почвы в умервнных широтах северного полушарля наблюдаются обычно в июле, когда приток тепла к почве наибольший, а минимальные - в январе - феврале.
Разность между максимумом и минимумом в суточном или годовом ходе называется амплитудой хода температуры.
Факторы, влияющие на амплитуду суточного и годового хода температуры почвы
На амплитуду суточного хода температуры почвы влияют:
1) время года; летом амплитуда наибольшая, зимой - наименьшая;
2) географическая широта; амплитуда связана с полуденной высотой Солнца, которая в один и тот же день возрастает в направлении от полюса к экватору; поэтому в полярных районах амплитуда незначительна, а в тропических пустынях, где к тому же велико эффективное излучение, она достигает 50-60° С;
3) рельеф местности; по сравнению с равниной южные склоны нагреваются сильнее, северные слабее, а западные несколько сильнее восточных; соответственно изменяется и амплитуда;
4) растительный и снежный покровы; амплитуда суточного хода под этими покровами меньше, чем при их отсутствии;
5) теплоемкость и теплопроводность почвы; амплитуда находится в обратной зависимости от теплоемкости и теплопроводности;
6) цвет почвы; амплитуда суточного хода температуры поверхности темных почв больше, чем светлых, так как поглощение радиации и ее излучение у темных поверхностей больше, чем у светлых; поверхности сухих и рыхлых почв имеют большую амплитуду, чем поверхности влажных и плотных почв;
7) облачность: в пасмурную погоду амплитуда значительно меньше, чем в ясную.
На амплитуду годового хода температуры поверхности почвы влияют те же факторы, что и на амплитуду суточного хода, за исключением времени года. Амплитуда годового хода, в отличие от суточного, возрастает с увеличением широты. В экваториальной зоне она в среднем составляет 2-3° С, а в полярных районах материков превышает 70° С (Якутия).
Амплитуда годового хода температуры оголенной поверхности почвы значительно больше, чети поверхности, покрытой растительностью или снегом.
Закономерности распространения тепла в почве
Суточные и годовые колебания температуры поверхности почвы вследствие теплопроводности передаются в более глубокие ее слои. Слой почвы, в котором наблюдается суточный и годовой ход температуры, называют активным слоем. Распространение температурных колебаний в глубь почвы (при однородном составе почвы) происходит в соответствии со следующими законами Фурье.
1. Период колебаний с глубиной не изменяется, т. е. как на поверхности почвы, так и на всех глубинах интервал между двумя последовательными минимумами или максимумами температуры составляет в суточном ходе 24 ч, а в годовом 12 месяцев.
2. Если глубина растет в арифметической прогрессии, то амплитуда уменьшается в геометрической прогрессии, т. е. с уве- " личением глубины амплитуда быстро уменьшается.
Слой почвы, температура в котором в течение суток не изменяется, называют слоем постоянной суточной температуры.
Температурный режим почвы __67
В средних широтах этот слой начинается с глубины 70-100 см. Слой постоянной годовой температуры в средних широтах залегает глубже 15-20 м.
3. Максимальные и минимальные температуры на глубинах наступают позднее, чем на поверхности почвы (табл. 15). Это запаздывание прямо пропорционально глубине. Суточные максимумы и минимумы запаздывают на каждые 10 см глубины в среднем на 2,5-3,5 ч, а годовые на каждый метр глубины запаздывают на 20-30 суток.
Таблица 15
Среднее время наступления максимумов и минимумов в суточном ходе температуры почвы (июнь)
| Глубина, см | Минимум, ч мин | Максимум, ч мин | Амплитуда " температурных колебаний, °С |
| Нукус (близ Аральского моря, пустыня) |
|||
| Ленинград |
|||
Приведенные законы Фурье иллюстрируются графиками суточного (рис. 12) и годового (рис. 13) хода температуры поверхности почву и температуры на различных глубинах. На этих рисунках четко прослеживается уменьшение амплитуды с глубиной, запаздывание времени наступления максимумов и минимумов с увеличением глубины и независимость периода колебаний от глубины.
Согласно теоретическим расчетам Фурье, глубина, до которой проявляется годовой ход температуры почвы, должна примерно в 19 раз превышать глубину проявления суточных колебаний. В действительности наблюдаются значительные отклонения от теоретических расчетов, и во многих случаях глубина проникновения годовых колебаний оказывается больше расчетной. Это обусловлено различием во влажности почвы по глубинам и во времени, изменением температуропроводности почвы с глубиной и другими причинами. 68
В северных широтах глубина проникновения годового хода температуры почвы составляет в среднем 25 м, в средних широтах- 15-20 м, в южных - около 10 м.
Температурный режим почвы
Рис. 12. Суточный ход температуры почв в июне в Тбилиси.
Цифры у кривых - глубина в метрах.
// /// IV - V VI УГ VIII К-" X XI XII
Рис. 13. Годовой ход средней месячной температуры почвы с естественной поверхностью в Тбилиси. Цифры у кривых - глубина в метрах.
Термоизоплеты
Материалы многолетних наблюдений за температурой почвы на различных глубинах могут быть представлены графически (рис. 14). На таком графике связываются температура почвы, глубина и время. Для построения графика на вертикальной оси откладывают глубины, а на горизонтальной - время (обычно месяцы). На график наносят среднюю месячную температуру почвы на разных глубинах. Затем точки с одинаковой температурой соединяют плавными линиями, которые называют термоизоплеты. Термоизоплеты дают наглядное представление о температуре активного слоя почвы на любой глубине в каждый месяц. Такие графики используют, например, для определения глубины про-
никновения критических температур, повреждающих корневую систему плодовых деревьев.
"/ III V "УН IX XI -1
Рис. 14. Изоплеты температуры почвы (Тбилиси).
Эти графики используют также в коммунальном хозяйстве, в промышленном и дорожном строительстве, при мелиорации.
Мощность мерзлого слоя обязательно учитывается при закладывании дрен в мелиорируемых районах.
Лучи Солнца, как уже говорилось, проходя через атмосферу, испытывают некоторые изменения и часть тепла отдают атмосфере. Но это тепло, распределенное по всей толще атмосферы, дает очень небольшой эффект в смысле нагревания. На температурные условия нижних слоев атмосферы основное влияние оказывает температура земной поверхности. От нагретой поверхности суши и воды нагреваются нижние слои атмосферы, от охлажденной поверхности охлаждаются. Таким образом, основным источником нагревания и охлаждения нижних слоев атмосферы является именно земная поверхность. Однако термин «земная поверхность» в данном случае (т. е. при рассмотрении процессов, совершающихся в атмосфере) иногда удобнее заменять термином подстилающая поверхность. С термином земная поверхность мы чаще всего связываем представление о форме поверхности с учетом суши и моря, тогда как термин подстилающая поверхность обозначает земную поверхность со всеми присущими ей свойствами, важными для атмосферы (формой, характером пород, цветом, температурой, влажностью, растительным покровом и т. д.).
Отмеченные нами обстоятельства заставляют нас в первую очередь остановить свое внимание на температурных условиях земной поверхности, или, точнее, подстилающей поверхности.
Баланс тепла на подстилающей поверхности. Температура подстилающей поверхности определяется соотношением прихода и расхода тепла. Приходо-расходный баланс тепла на земной поверхности в дневное время складывается из следующих величин: приход - тепло, поступающее от прямой и рассеянной солнечной радиации; расход - а) отражение от земной поверхности части солнечной радиации, б) на испарение, в) земное излучение, г) отдача тепла прилегающим слоям воздуха, д) передача тепла в глубь почвы.
В ночное время слагающие приходо-расходного баланса тепла на подстилающей поверхности меняются. Ночью отсутствует солнечная радиация; тепло может поступать от воздуха (если его температура окажется выше температуры земной поверхности) и от нижних слоев почвы. Вместо испарения на поверхности почвы может быть конденсация водяных паров; выделяемое при этом тепло поглощается земной поверхностью.
Если баланс тепла положительный (приход тепла больше расхода), то температура подстилающей поверхности повышается; если же баланс отрицательный (приход меньше расхода), то температура понижается.
Условия нагревания поверхности суши и поверхности воды весьма различны. Остановимся сначала на условиях нагревания суши.
Нагревание суши. Поверхность суши не однородна. В одних местах обширные просторы степей, лугов и пашен, в других - леса и болота, втретьих - почти лишенные растительного покрова пустыни. Понятно, что условия нагревания земной поверхности в каждом из приведенных нами случаев далеко не одинаковы. Проще всего они будут там, где земная поверхность не покрыта растительностью. На этих простейших случаях мы в первую очередь и остановимся.
Для измерения температуры поверхностного слоя почвы применяется обычный ртутный термометр. Термометр кладется на незатененном месте, но так, чтобы нижняя половина резервуара с ртутью находилась в толще грунта. Если почва покрыта травой, то траву необходимо подстричь (иначе исследуемый участок почвы будет затененным). Однако нужно сказать, что этот способ нельзя считать совершенно точным. Для получения более точных данных употребляют электротермометры.
Измерение температуры почвы на глубине 20-40 см производят почвенными ртутными термометрами. Для измерения же более глубоких слоев (от 0,1 ж до 3, а иногда и более метров) употребляются так называемые вытяжные термометры. Это по сути дела те же ртутные термометры, но только вложенные в эбонитовую трубку, которая зарывается в землю на требуемую глубину (рис. 34).
В дневные часы, особенно летом, поверхность почвы сильно нагревается, а за ночь сильно охлаждается. Обычно максимум температуры бывает около 13 час, а минимум - перед восходом Солнца. Разность между наибольшей и наименьшей температурами называют амплитудой суточных колебаний. В летнее время амплитуда значительно больше, чем в зимнее. Так, например, для Тбилиси в июле она достигает 30°, а в январе 10°. В годовом ходе температуры на поверхности почвы максимум обычно наблюдается в июле, а минимум в январе. От верхнего нагретого слоя почвы тепло частью передается воздуху, частью слоям, расположенным глубже. Ночью - процесс обратный. Глубина, на которую проникает суточное колебание температуры, зависит от теплопроводности почвы. Но в общем она невелика и колеблется приблизительно от 70 до 100 см. При этом суточная амплитуда с глубиной очень быстро уменьшается. Так, если на поверхности почвы суточная амплитуда равна 16°, то на глубине 12 см она уже только 8°, на глубине 24 см - 4°, а на глубине 48 см -1°. Из сказанного ясно, что поглощаемое почвой тепло накапливается главным образом в ее верхнем слое, толщина которого измеряется сантиметрами. Но этот верхний слой почвы как раз и является тем главным источником тепла, от которого зависит температура
примыкающего к почве слоя воздуха.
Значительно глубже проникают годовые колебания. В умеренных широтах, где годовая амплитуда особенно велика, колебания температуры затухают на глубине 20-30 м.
Передача температур внутрь Земли происходит довольно медленно. В среднем на каждый метр глубины колебания температуры запаздывают на 20-30 суток. Таким образом, самые высокие температуры, которые на поверхности Земли наблюдаются в июле, на глубине 5 м окажутся в декабре или январе, а самые низкие в июле.
Влияние растительного и снежного покрова. Растительный покров затеняет земную поверхность и тем самым уменьшает приток тепла к почве. В ночное время, наоборот, растительный покров предохраняет почву от лучеиспускания. Кроме того, растительный покров испаряет воду, на что тоже расходуется часть лучистой энергии Солнца. В результате почвы, покрытые растительностью, днем нагреваются меньше. Особенно это заметно в лесу, где летом почва значительно холоднее, чем в поле.
Еще большее влияние оказывает снежный покров, который благодаря малой теплопроводности защищает почву от чрезмерного зимнего охлаждения. Из наблюдений, производимых в Лесном (близ Ленинграда), оказалось, что почва, лишенная снежного покрова, в феврале в среднем на 7° холоднее, чем почва, покрытая снегом (данные выведены на основании 15-летних наблюдений). В отдельные годы зимой разность температуры доходила до 20-30°. Из тех же наблюдений оказалось, что почвы, лишенные снежного покрова, промерзли до 1,35 м глубины, тогда как под снежным покровом промерзание не глубже 40 см.
Промерзание почв и вечная мерзлота . Вопрос о глубине промерзания почв имеет большое практическое значение. Достаточно вспомнить постройку водопроводов, водохранилищ и других подобных сооружений. В средней полосе Европейской части СССР глубина промерзания колеблется в пределах от 1 до 1,5 м, в южных районах - от 40 до 50 см. В Восточной Сибири, где зимы холоднее и снежный покров очень мал, глубина промерзания доходит до нескольких метров. При этих условиях за летний период грунт успевает оттаять только с поверхности, а глубже остается постоянно мерзлый горизонт, известный под названием вечной мерзлоты. Площадь, где встречается вечная мерзлота, огромна. В СССР (главным образом в Сибири) она занимает свыше 9 млн. км 2 . Нагревание водной поверхности. Теплоемкость воды в два раза больше теплоемкости пород, слагающих сушу. Это значит, что при одних и тех же условиях, за определенный период времени, поверхность суши успеет нагреться вдвое больше, нежели поверхность воды. Кроме того, вода при нагревании испаряется, на что затрачивается также немалое
количество тепловой энергии. И, наконец, необходимо отметить еще одну очень важную причину, замедляющую нагревание: это перемешивание верхних слоев воды благодаря волнению и конвекционным токам (до глубины 100 и даже 200 м).
Из всего сказанного ясно, что поверхность воды нагревается значительно медленнее, чем поверхность суши. В результате суточная и годовая амплитуды температуры поверхности моря во много раз меньше суточной и годовой амплитуды поверхности суши.
Однако благодаря большей теплоемкости и более глубокому прогреванию водная поверхность накапливает тепла гораздо больше, чем поверхность суши. В результате средняя температура поверхности океанов согласно вычислениям превосходит среднюю температуру воздуха всего земного шара на 3°. Из всего сказанного ясно, что условия нагревания воздуха над поверхностью моря в значительной степени отличаются от условий суши. Коротко эти различия можно охарактеризовать так:
1) в областях с большой суточной амплитудой (тропическая зона) ночью температура моря выше, чем температура суши, аднем явление обратное;
2) в областях с большой годовой амплитудой (умеренная и полярная зона) поверхность моря осенью и зимой теплее, а летом и весной холоднее, чем поверхность суши;
3) поверхность моря получает тепла меньше, чем поверхность суши, но удерживает его дольше и расходует равномернее. В результате поверхность моря в среднем теплее поверхности суши.
Методы и приборы для измерения температуры воздуха. Температура воздуха измеряется обычно при помощи ртутных термометров. В холодных странах, где температура воздуха опускается ниже точки замерзания ртути (ртуть замерзает при - 39°), применяются спиртовые термометры.
При измерении температуры воздуха необходимо термометры помещать в защите, чтобы оградить их от прямого действия солнечной радиации и от земного излучения. У нас в СССР для этих целей используется психрометрическая (жалюзная) деревянная будка (рис. 35), которая устанавливается на высоте 2 м от поверхности почвы. Все четыре стенки этой будки сделаны из двойного ряда наклонных планок в виде жалюзи, крыша двойная, дно состоит из трех досок, расположенных на разной высоте. Такое устройство психрометрической будки обеспечивает защиту термометров от попадания на них прямой солнечной радиации и вместе с тем позволяет воздуху свободно проникать в нее. Для уменьшения нагревания будки она окрашивается в белый цвет. Дверцы будки открываются на север, чтобы при отсчетах на термометры не падали солнечные лучи.
В метеорологии известны различные по устройству и назначению термометры. Из них наиболее распространенными являются: психрометрический термометр, термометр-пращ, максимальный и минимальный термометры.
является основным, принятым в настоящее время для определения температуры воздуха в срочные часы наблюдения. Это ртутный термометр (рис. 36) со вставной шкалой, цена деления которой 0°,2. При определении температуры воздуха психрометрическим термометром его устанавливают в вертикальном положении. В районах с низкими температурами воздуха, кроме ртутного психрометрического термометра, применяют при температурах ниже 20° аналогичный спиртовой термометр.
В экспедиционных условиях для определения температуры воздуха применяют термометр-пращ (рис. 37). Этот прибор представляет собой небольшой ртутный термометр со шкалой палочного типа; деления на шкале нанесены через 0°,5. ОК верхнему концу термометра привязывается шнурок, при помощи которого во время измерения температуры термометр быстро вращают над головой, чтобы ртутный резервуар его приходил в соприкосновение с большими массами воздуха и меньше сам нагревался от солнечной радиации. После вращения термометра-праща в течение 1-2 мин. производят отсчет температуры, при этом нужно прибор располагать в тени, чтобы на него не попадала прямая солнечная радиация.
служит для определения наивысшей температуры, наблюдавшейся за какой-либо истекший промежуток времени. В отличие от обычных ртутных термометров у максимального термометра (рис. 38) в дно ртутного резервуара впаян стеклянный штифтик, верхний конец которого немного входит в капиллярный сосуд, сильно сужая его отверстие. При поднятии температуры воздуха ртуть в резервуаре расширяется и устремляется в капиллярный сосуд. Его суженное отверстие при этом не является большим препятствием. Столбик ртути в капиллярном сосуде будет подниматься, пока повышается температура воздуха. Когда же температура начнет понижаться, ртуть в резервуаре станет сжиматься и оторвется от столбика ртути в капиллярном сосуде из-за наличия стеклянного штифтика. После каждого отсчета термометр встряхивают, как это делают и с медицинским термометром. При наблюдениях максимальный термометр кладется горизонтально, так как капилляр этого термометра сравнительно широк и ртуть в нем пои наклонном положении может перемещаться вне зависимости от температуры. Цена деления шкалы максимального термометра 0°,5.
Для определения наименьшей температуры за определенный период времени применяется минимальный термометр (рис. 39). Минимальный термометр - спиртовой. Шкала его разделена на 0°,5. При измерениях минимальный термометр, так же как и максимальный, устанавливается в горизонтальном положении. В капиллярном сосуде минимального термометра внутри спирта помещен маленький штифтик из темного стекла и с утолщенными концами. При понижении температуры столбик спирта укорачивается и поверхностная пленка спирта будет перемещать штифтик
тик к резервуару. Если затем начнется повышение температуры, то столбик спирта будет удлиняться, а штифтик останется на месте, фиксируя минимальную температуру.
Для непрерывной регистрации изменения температуры воздуха в течение суток пользуются самопишущими приборами - термографами.
В настоящее время в метеорологии применяют два вида термографов: биметаллические и манометрические. Наибольшим распространением пользуются термометры с биметаллическим приемником.
(рис. 40) имеет в качестве приемника температуры биметаллическую (двойную) пластинку. Эта пластинка состоит из двух тонких спаянных между собой разнородных металлических пластиночек, обладающих различным температурным коэффициентом расширения. Один конец биметаллической пластинки закреплен в приборе неподвижно, другой свободный. При изменении температуры воздуха металлические пластиночки будут по-разному деформироваться и в связи с этим свободный конец биметаллической пластинки будет изгибаться в ту или другую сторону. А эти движения биметаллической пластинки посредством системы рычагов передаются стрелке, к которой прикреплено перо. Перо, перемещаясь вверх и вниз, чертит кривую линию хода изменения температуры на бумажной ленте, навернутой на барабан, вращающийся вокруг оси при помощи часового механизма.
У манометрических термографов приемником температуры служит изогнутая латунная трубка, заполненная жидкостью или газом. В остальном они аналогичны биметаллическим термографам. При повышении температуры объем жидкости (газа) увеличивается, при понижении уменьшается. Изменение объема жидкости (газа) деформирует стенки трубки, а это в свою очередь через систему рычагов передается стрелке с пером.
Вертикальное распределение температур в атмосфере. Нагревание атмосферы, как мы уже говорили, совершается двумя основными путями. Первый - это непосредственное поглощение солнечного и земного излучения, второй - передача тепла от нагретой земной поверхности. Первый путь достаточно освещался в главе о солнечной радиации. Остановимся на втором пути.
Передача тепла от земной поверхности в верхние слои атмосферы осуществляется тремя путями: молекулярной теплопроводностью, тепловой конвекцией и при помощи турбулентного перемешивания воздуха. Молекулярная теплопроводность воздуха очень мала, поэтому этот способ нагревания атмосферы не играет большой роли. Наибольшее значение в этом отношении имеет тепловая конвекция и турбулентность в атмосфере.
Нижние слои воздуха, нагреваясь, расширяются, уменьшают свою плотность и поднимаются вверх. Возникающие вертикальные (конвекционные) токи переносят тепло в верхние слои атмосферы. Однако этот перенос (конвекция) совершается не просто. Поднимающийся теплый воздух, вступая в условия меньшего атмосферного давления, расширяется. Процесс расширения связан с затратой энергии, в результате чего воздух охлаждается. Из физики известно, что температура восходящей массы воздуха при подъеме на каждые 100 м понижается приблизительно на 1°.
Однако приведенный нами вывод относится только к сухому или влажному, но ненасыщенному воздуху. Насыщенный же воздух при охлаждении конденсирует водяные пары; при этом происходит выделение тепла (скрытой теплоты парообразования), и это тепло повышает температуру воздуха. В результате при поднятии насыщенного влагой воздуха на каждые 100 м температура понижается не на 1°, а приблизительно на 0°,6.
При опускании воздуха происходит процесс обратный. Здесь на каждые 100 м опускания температура воздуха повышается на 1°. Степень влажности воздуха в данном случае роли не играет, потому что при повышении температуры воздух удаляется от насыщения.
Если принять во внимание, что влажность воздуха подвержена сильным колебаниям, то вся сложность условий нагревания нижних слоев атмосферы становится очевидной. В общем же, как уже в своем месте говорилось, в тропосфере наблюдается постепенное понижение температуры воздуха с высотой. И у верхней границы тропосферы температура воздуха ниже на 60-65° по сравнению с температурой воздуха у поверхности Земли.
Суточный ход амплитуды температуры воздуха с высотой убывает довольно быстро. Суточная амплитуда на высоте 2000 м выражается лишь десятыми долями градуса. Что же касается годовых колебаний, то они гораздо больше. Наблюдения показали, что они убывают до высоты 3 км. Выше 3 км наблюдается нарастание, которое увеличивается до 7-8 км высоты, а потом снова убывает приблизительно до 15 км.
Температурная инверсия. Бывают случаи когда нижние приземные слои воздуха могут оказаться холоднее выше лежащих. Это явление носит название температурной инверсии ; резко температурная инверсия выражается там, где в холодные периоды стоит безветренная погода. В странах с продолжительной холодной зимой температурная инверсия составляет зимой обычное явление. Особенно ярко она выражена в Восточной Сибири, где благодаря господствующему высокому давлению и безветрию температура переохлажденного воздуха на дне долин бывает исключительно низка. В качестве примера можно указать на Верхоянскую или Оймяконскую впадины, где температура воздуха снижается до -60 и даже -70°, тогда как на склонах окружающих гор она значительно выше.
Происхождение температурных инверсий бывает различное. Они могут образовываться в результате стекания охлажденного воздуха со склонов гор в замкнутые котловины, вследствие сильного излучения земной поверхности (радиационная инверсия), при адвекции теплого воздуха, обычно ранней весной, над снежным покровом (снежная инверсия), при наступлении холодных масс воздуха на теплые (фронтовая инверсия), благодаря турбулентному перемешиванию воздуха (инверсия турбулентности), при адиабатическом опускании масс воздуха, имеющих устойчивую стратификацию (инверсия сжатия).
Заморозки. В переходные сезоны года весной и осенью, когда температура воздуха бывает выше 0°, нередко в утренние часы наблюдаются на поверхности почвы заморозки. По своему происхождению заморозки подразделяют на два типа: радиационные и адвективные.
Радиационные заморозки образуются в результате выхолаживания в ночное время подстилающей поверхности вследствие земного излучения или по причине стекания со склонов возвышенностей в понижения холодного воздуха с температурой ниже 0°. Возникновению радиационных заморозков способствует отсутствие облаков в ночное время, малая влажность воздуха и безветренная погода.
Адвективные заморозки возникают в результате вторжения на ту или иную территорию холодных воздушных масс (арктических или континентальных полярных масс). В этих случаях заморозки носят более устойчивый характер и охватывают значительные площади.
Заморозки, в особенности поздневесенние, часто приносят огромный вред сельскому хозяйству, так как нередко низкие температуры, наблюдаемые во время заморозков, губят сельскохозяйственные растения. Поскольку основной причиной заморозков является охлаждение подстилающей поверхности земным излучением, то борьба с ними идет по линии искусственного уменьшения излучения земной поверхности. Уменьшить величину такого излучения можно путем задымления (при сжигании соломы, навоза, хвои и другого горючего материала), искусственного увлажнения воздуха и создания тумана. Для защиты ценных сельскохозяйственных культур от заморозков иногда применяют непосредственный обогрев растений различными способами или строят навесы из полотна, соломенных и камышовых матов и других материалов; подобные навесы уменьшают охлаждение земной поверхности и препятствуют возникновению заморозков.
Суточный ход температуры воздуха. Ночью поверхность Земли все время излучает тепло и постепенно охлаждается. Вместе с земной поверхностью охлаждается и нижний слой воздуха. Зимой момент наибольшего охлаждения обыкновенно бывает незадолго до восхода Солнца. При восходе Солнца лучи падают на земную поверхность под очень острыми углами и почти ее не нагревают, тем более что Земля продолжает излучать тепло в мировое пространство. По мере того как Солнце поднимается все выше и выше, угол падения лучей увеличивается, и приход солнечного тепла становится больше расхода тепла, излучаемого Землей. С этого момента температура поверхности Земли, а потом и температура воздуха начинает повышаться. И чем выше поднимается Солнце, тем круче падают лучи и выше поднимается температура земной поверхности и воздуха.
После полудня приток тепла от Солнца начинает уменьшаться, но температура воздуха продолжает подниматься, потому что убыль солнечной радиации восполняется излучением тепла с земной поверхности. Однако долго так продолжаться не может, и наступает момент, когда земное излучение уже не может покрывать убыли солнечного излучения. Этот момент в наших широтах зимой наступает около двух, а летом около трех часов пополудни. После этого момента начинается постепенное падение температуры, вплоть до восхода Солнца в следующее утро. Этот суточный ход температуры очень хорошо виден на схеме (рис. 41).
В различных поясах земного шара суточный ход температур воздуха весьма различен. На море, как уже говорилось, суточная амплитуда очень небольшая. В пустынных странах, где почвы не покрыты растительностью, днем поверхность Земли нагревается до 60-80°, а ночью охлаждается до 0°, суточные амплитуды достигают 60 и более градусов.
Годовой ход температур воздуха. Наибольшее количество солнечного тепла земная поверхность в северном полушарии получает в конце июня. В июле солнечная радиация уменьшается, но эта убыль восполняется все еще достаточно сильной солнечной радиацией и излучением сильно нагретой земной поверхности. В результате температура воздуха в июле оказывается выше, чем в июне. На морском берегу и на островах наибольшие температуры воздуха наблюдаются не в июле, а в августе. Это объясняется
тем, что водная поверхность дольше нагревается и медленнее расходует свое тепло. Приблизительно то же происходит и в зимние месяцы. Наименьшее количество солнечного тепла земная поверхность получает в конце декабря, а самые низкие температуры воздуха наблюдаются в январе, когда увеличивающийся приход солнечного тепла еще не может покрыть расхода тепла, являющегося результатом земного излучения. Таким образом, самым теплым месяцем для суши является июль, а самым холодным январь.
Годовой ход температуры воздуха для различных частей земного шара весьма различен (рис. 42). Прежде всего он, конечно, определяется широтой места. В зависимости от широты выделяют четыре основных типа годового хода температуры.
1. Экваториальный тип. Он отличается очень малой амплитудой. Для внутренних частей материков она около 7°, для побережий около 3°, на океанах 1°. Наиболее теплые периоды совпадают с зенитным положением Солнца на экваторе (во время весеннего и осеннего равноденствия), а холодные сезоны - в периоды летнего и зимнего солнцестояния. Таким образом, в течение года здесь сменяются два теплых и два холодных периода, разница между которыми очень небольшая.
2. Тропический тип. Наивысшее положение Солнца наблюдается в период летнего солнцестояния, наинизшее в период зимнего солнцестояния. В результате в течение года - один период максимальных температур и один период минимальных. Амплитуда также невелика: на побережье - около 5-6°, а внутри материка - около 20°.
3. Тип умеренного пояса. Здесь наивысшие температуры в июле и минимальные в январе (в южном полушарии обратно). Кроме этих двух крайних периодов лета и зимы, выделяются еще два переходных периода: весна и осень. Годовые амплитуды очень большие: в прибрежных странах 8°, внутри континентов до 40°.
4. Полярный тип. Он характеризуется очень продолжительной зимой и коротким летом. Внутри континентов в зимнее время устанавливаются большие холода. Амплитуда у побережья около 20-25°, внутри же континента более 60°. В качестве примера исключительно больших зимних холодов и годовых амплитуд можно привести Верхоянск, где зафиксирован абсолютный минимум температур воздуха -69°,8 и где средняя температура января -51°, а июля -+-.15°; абсолютный максимум доходит до +33°,7.
Приглядываясь к температурным условиям каждого из приведенных здесь типов годового хода температуры, мы прежде всего должны отметить бросающееся в глаза различие между температурами морских побережий и внутренних частей континентов. Это различие уже давно заставило выделить два типа климатов: морской и континентальный. В пределах одной и той же широты суша летом теплее, а зимой холоднее, чем море. Так, например, у берегов Бретани температура января 8°, в южной Германии на той же широте 0°, а в Нижнем Поволжье -8°. Еще больше различия в тех случаях, когда мы сравниваем температуры океанических станций со станциями материков. Так, на Фарерских островах (ст. Грохавы) самый холодный месяц (март) имеет среднюю температуру +3°, а самый теплый (июль) +11°. В Якутске, расположенном на тех же широтах, средняя температура января - 43°, а средняя температура июля +19°.
Изотермы. Различные условия нагревания в связи с широтой места и влиянием моря создают весьма сложную картину распределения температур по земной поверхности. Чтобы представить себе это расположение на географической карте, места с одинаковыми температурами соединяют линиями, известными под названием изотерм. Ввиду того что высота станций над уровнем моря различна, а высота оказывает значительное влияние на температуры, принято величины температур, полученных на метеостанциях, приводить к уровню моря. На карты наносят обычно изотермы средних месячных и средних годовых температур.
Январские и июльские изотермы. Наиболее яркую и наиболее характерную картину распределения температур дают карты январских и июльских изотерм (рис. 43, 44).
Рассмотрим сначала карту январских изотерм. Здесь прежде всего бросается в глаза согревающее влияние Атлантического океана, и, в частности, теплого течения Гольфстрим на Европу, а также охлаждающее влияние широких площадей суши в умеренных и полярных странах северного полушария. Особенно велико это влияние в Азии, где замкнутые изотермы в - 40,- 44 и - 48° окружают полюс холода. Бросается в глаза сравнительно малое отклонение изотерм от направления параллелей в умеренно-холодной зоне южного полушария, что является следствием преобладания там обширных водных площадей. На карте июльских изотерм резко выявляется более высокая температура материков по сравнению с океанами на тех же широтах.
Годовые изотермы и тепловые пояса Земли. Чтобы получить представление о распределении тепла по земной поверхности в среднем за целый год, пользуются картами годовых изотерм (рис. 45). По этим картам видно, что самые теплые места не совпадают с экватором.
Математической границей между жарким и умеренным поясом являются тропики. Действительная же граница, которую обычно проводят по годовой изотерме в 20°, заметно не совпадает с тропиками. На суше она чаше всего перемещается в сторону полюсов, а в океанах, особенно под влиянием холодных течений, в сторону экватора.
Гораздо труднее провести границу между холодными и умеренными поясами. Для этого лучше всего подходит не годовая, а июльская изотерма в 10°. Севернее этой границы лесная растительность не заходит. На суше всюду господствует тундра. Эта граница с полярным кругом не совпадает. По-видимому, также не совпадают с математическими полюсами самые холодные пункты земного шара. Те же карты годовых изотерм дают нам возможность заметить, что северное полушарие во всех широтах несколько теплее южного и что западные берега материков в средних и высоких широтах значительно теплее восточных.
Изаномалы. Прослеживая по карте ход январских и июльских изотерм, легко можно заметить, что температурные условия на одних и тех же широтах земного шара различны. При этом одни пункты имеют меньшую температуру, чем средняя температура для данной параллели, а другие, наоборот, большую. Отклонение температуры воздуха какого-либо пункта от средней температуры параллели, на которой этот пункт расположен, носит название температурной аномалии.
Аномалии могут быть положительными и отрицательными в зависимости от того, больше или меньше температура данного пункта по сравнению с средней температурой параллели. Если температура пункта выше средней температуры для данной параллели, то аномалия считается положительной,
при обратном соотношении температур аномалия отрицательная.
Линии на карте, соединяющие места земной поверхности с одинаковыми величинами температурных аномалий, называются изаномалами температуры (рис. 46 и 47). Из карты изаномал января видно, что в этот месяц материки Азия и Северная Америка имеют температуру воздуха ниже средней январской температуры для этих широт. Атлантический и
Тихий океаны, а также Европа, наоборот, имеют положительную температурную аномалию. Такое распределение температурных аномалий объясняется тем, что зимой суша охлаждается быстрее, чем водные пространства.
В июле положительная аномалия наблюдается на материках. Над океанами же северного полушария в это время отрицательная температурная аномалия.
— Источник—
Половинкин, А.А. Основы общего землеведения/ А.А. Половинкин.- М.: Государственное учебно-педагогическое издательство министерства просвещения РСФСР, 1958.- 482 с.
Post Views: 144
Вам также может быть интересно
