Температура земной поверхности. Суточный и годовой ход температуры почв Суточный и годовой ход температуры почвы

Температура на поверхности почвы имеет отчетливо выраженный суточный ход. Кривая суточного хода на графике время – температура имеет вид синусоиды (рис.6.3). Минимум ее наблюдается примерно через полчаса после восхода солнца, когда радиационный баланс становится положительным и отдача тепла из верхнего слоя почвы эффективным излучением перекрывается потоком суммарной радиации. Максимум температуры почвы наступает от 13 до 14 часов, при максимуме радиационного баланса. После этого происходит падение температуры до минимума. Понижение температуры в послеполуденное время при положительном радиационном балансе связано с возросшими расходами тепла не только за счет эффективного изучения, но и путем теплопроводности и увеличившегося испарения воды. Происходит отдача тепла и вглубь почвы. Эти потери оказываются большими, чем радиационный приток, и температура после полудня начинает понижаться до утреннего минимума. Следует отметить, что утренние минимумы температуры на поверхности почвы бывают ниже, чем в воздухе, что и объясняет заморозки на почве в переходные сезоны в умеренных широтах.

Кривая суточного хода температуры в отдельные сутки может существенно отклоняться от правильной синусоиды в зависимости от изменений облачности, осадков, или адвективных изменений температуры воздуха.

Разница между минимальной и максимальной суточными температурами называется суточной амплитудой температуры.

Рис. 6.2. Средний суточный ход температуры на поверхности почвы (П) и в воздухе на вы­соте 2 м (В).

В Московской области суточные амплитуды летом составляют 10-20 0 С, зимние 5-10°С. Суточные амплитуды температуры почвы зависят от ряда факторов:

· облачности (в безоблачную погоду наблюдается большой дневной приход солнечной радиации и большое эффективное излучение ночью);

· экспозиции склонов (склоны южной экспозиции, обращенные к солнцу, получают больше радиации, чем склоны северной экспозиции, а ночное излучение не зависит от экспозиции).

· характера почвенного покрова (растительный покров, в общем, охлаждает почву, препятствуя ее радиационному нагреву, и снижает суточные амплитуды). Снежный покров предохраняет почву зимой от чрезмерной потери тепла, суточная амплитуда почвы под снегом также уменьшается. В умеренных широтах при высоте снежного покрова в 40-50 см температура поверхности почвы под ним на 6-7° выше, чем температура обнаженной почвы. Совместное действие растительного покрова летом и снежного покрова зимой уменьшает годовую амплитуду температуры на поверхности почвы примерно на 10° по сравнению с амплитудой температуры обнаженной почвы.

Годовая амплитуда температуры почвы, т.е. разность многолетних средних температур самого теплого и самого холодного месяца , в значительной степени зависит от географической широты. В северном полушарии на широте 10° она составляет около 3°С, на широте 30° - около 10°С, на широте 50° - в среднем около 25°С.

Суточные и годовые колебания температуры наблюдаются и по профилю почвы (рис. 6.4, 6.5). Наблюдениями установлено, что период колебаний температуры не изменяется с глубиной, происходит лишь уменьшение амплитуды.

Рис. 6.4. Годовой ход температуры в почве на разных глубинах от 3 до 753 см .

Экспериментальные данные свидетельствуют, что изменения температуры с глубиной в почвах достаточно близко описываются законами теории молекулярной теплопроводности, предложенной Фурье и получившими название законов Фурье.

Рис. 6.5. Суточный ход температуры в почве на разных глубинах от 1 до 80 см.

Первый закон Фурье - период колебаний температуры не изменяется с глубиной. Это значит, что на любой глубине (до слоя постоянных температур) в почвах сохраняется суточный и годовой ход температуры.

Второй закон Фурье - возрастание глубины в арифметической прогрессии приводит к уменьшению амплитуды в прогрессии геометрической.

Убывание амплитуды с глубиной приводит к тому, что на некоторой глубине (меньшей для суточных и большей для годовых амплитуд) колебания температуры практически прекращаются. Это слой суточной или годовой постоянной температуры. В зависимости от конкретных условий (типа почвы, ее влажности) слой постоянной суточной температуры располагается на глубине 70-100 см. Слой постоянной годовой температуры располагается на глубинах около 30 м в полярных широтах, 15-20 м - в средних широтах и около 10 м - в тропиках.

Третий закон Фурье гласит, что сроки наступления максимальных и минимальных температур, как в суточном, так и в годовом ходе запаздывают с глубиной пропорционально увеличению глубины.

Суточные экстремумы запаздывают на 2.5-3.5 часа, а годовые - на 20-30 дней. В соответствии с этим законом распределение температуры в почве по вертикали в разные сезоны меняется. Летом температура от поверхности почвы в глубину падает (режим инсоляции), зимой растет (режим излучения), весной она сначала растет, потом падает (промежуточный весенний), осенью, наоборот, сначала убывает, потом растет (промежуточный осенний).

Согласно четвертому закону Фурье глубины слоев постоянной суточной (1 день) и годовой (365 дней) температур соотносятся между собой как корни квадратные из периодов колебаний, т.е. как 1:19.

В водоемах нагревание и охлаждение распространяется на более толстый слой, чем в почвах, но амплитуды колебаний температуры (и суточные, и годовые) значительно меньше. Суточные амплитуды температуры составляют 0,1° - 0,2° в умеренных широтах и около 0,5° в тропиках. Годовые амплитуды колебаний температуры на поверхности океана значительно больше суточных, но меньше, чем на поверхности почв. В тропиках она составляет 2-3 0 , под 40° с.ш. - 10°, а под 40° ю.ш. - 5°. Суточные колебания температуры обнаруживаются до глубин 15-20 м, годовые - до 150-400 м.

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.

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).

Рисунок 4.2. Суточный ход температуры воздуха и почвы на поверхности и на различных глубинах (Воронеж, август). (доступно при скачивании полной версии учебника)

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.
Разность между максимумом и минимумом в суточном или годовом ходе называется амплитудой хода температуры .
На амплитуду суточного хода температуры почвы влияют; время года, географическая широта, рельеф местности, растительный и снежный покров, теплоемкость и теплопроводность почвы, цвет почвы, облачность (рис. 4.3).

Рисунок 4.3. Термоизоплеты почвы, годовой ход (доступно при скачивании полной версии учебника)

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.
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 .

К распространению тепла в почве применима общая теория молекулярной теплопроводности, предложенная Фурье. Законы распространения тепла в почве носят название законов Фурье .

Скачать полную версию учебника (с рисунками, формулами, картами, схемами и таблицами) одним файлом в формате MS Office Word

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

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.