Тепловой режим почв Тепловой режим почвы

Тепловой режим почв

Тепловой режим почвы § Тепловой режим почвы зависит от количества тепловых лучей, получаемых землей от солнца, и тепловых свойств почв, а именно: способности почв поглощать лучистую энергию, теплоемкости и теплопроводности почвы, излучения почвой тепловой энергии в атмосферу. Тепловой режим почвы оказывает огромное влияние на биологические процессы, а тем самым на почвообразование. В свою очередь растительный покров, отделяющий почву от окружающей атмосферы, влияет на тепловой режим почвы.

Единственным источником теплоты, получаемой почвой, важным в практическом отношении, являются солнечные лучи. Другие возможные источники — внутренняя теплота земного шара и физико-химич. процессы, происходящие в почве, не оказывают на температуру последней заметного влияния. Количества поглощаемой и аккумулируемой почвой солнечной теплоты зависят как от свойств самой почвы, ее теплоемкости, теплопроводности, влажности, окраски, положения относительно стран света, так и от напряженности солнечных лучей, их наклона, продолжительности дня и состояния атмосферы. Охлаждение почвы поставлено в зависимость от тех же факторов. По прекращении солнечного нагрева и понижении температуры атмосферы почва начинает излучать свою теплоту в пространство. Часть теплоты затрачивается также и на перевод жидкой влаги в газообразное состояние. .

Уравнение теплового баланса земной поверхности имеет вид: *E=0, +A+L P R+ где R - радиационный баланс, P - приход тепла или отдача его в воздух путем теплопроводности, A - приход или расход тепла путем теплообмена с более глубокими слоями почвы или воды, L*E - потеря тепла при испарении или приход его при конденсации (L—удельная теплота испарения, E-масса испарившейся или сконденсировавшейся воды).

Суточный и годовой ход температуры на поверхности почвы 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. Разность между максимумом и минимумом в суточном или годовом ходе называется амплитудой хода температуры.

Снежный (ледяной) покров уменьшает потерю тепла почвой и колебания ее температуры. Поверхность покрова отражает солнечную радиацию днем и охлаждается излучением ночью, поэтому она понижает температуру приземного слоя воздуха. Весной на таяние снежного покрова тратится большое количество тепла, которое берется из атмосферы: таким образом, температура воздуха над тающим снежным покровом остается близкой к нулю. Над снежным покровом наблюдаются инверсии температуры: зимой - связанные с радиационным выхолаживанием, весной - с таянием снега. Над постоянным снежным покровом полярных областей даже летом отмечаются инверсии или изотермии. Таяние снежного покрова обогащает почву влагой и имеет большое значение для климатического режима теплого времени года. Большое альбедо снежного покрова приводит к усилению рассеянной радиации и увеличению суммарной радиации и освещенности. Густой травяной покров уменьшает суточную амплитуду температуры почвы и снижает ее среднюю температуру. Следовательно, он уменьшает суточную амплитуду температуры воздуха. Более сложное влияние на климат имеет лес, который может увеличивать над собой количество осадков, вследствие шероховатости подстилающей поверхности. Однако влияние растительного покрова имеет в основном микроклиматическое значение, распространяясь преимущественно на приземный слой воздуха и на небольших площадях.

В тепловом режиме почвы наблюдаются существенные различия, обусловленные в значительной степени различиями в механизме распространения тепла в этих средах. Типы теплового (температурного) режима почв. Различают: Мерзлотный Длительно сезоннопромерзающий тип Сезоннопромерзающий тип Непромерзающий тип

Выделяют температурные режимы 1. Пергелик (многолетняя мерзлота), почвы имеют среднегодовую температуру 0 о. С. 2. Криик - средняя температура >0 о и < 8 о. 3. Фригик –тот же криик, с разницей на глубине 50 см зимних и летних температур >5 о. 4. Мезик – среднегодовая температура >8 о но <15 о и разница на глубине 50 см между зимними и летним температурами >5 о. 4. Термик – среднегодовая температура почвы >15 о, но < 22 о, разница температур на глубине 50 см в зимний и летний период > 5 о. 5. Гипертермик – среднегодовая температура >22 о, разница температур на глубине 50 см в зимний и летний период > 5 о.

Законы температурных колебаний в почве 1. Период колебаний температуры не изменяется с глубиной. Это значит, что не только на поверхности, но и на глубинах остается суточный ход с периодом в 24 часа между каждыми двумя последовательными максимумами или минимумами и годовой ход с периодом в 12 месяцев. 2. Возрастание глубины почвы в арифметической прогрессии приводит к уменьшению амплитуды колебания температуры в геометрической прогрессии. Так, если на поверхности суточная амплитуда равна 30°, а на глубине 20 см – 5°, то на глубине 40 см она уже будет менее 1°. На некоторой сравнительно небольшой глубине суточная амплитуда убывает до нуля. На этой глубине (около 70 -100 см) начинается слой постоянной суточной температуры. Амплитуда годовых колебаний температуры уменьшается по тому же закону. Однако годовые колебания распространяются до большей глубины. Амплитуды годовых колебаний убывают до нуля в средних широтах на глубине около 15 -20 м. На этих глубинах начинается слой постоянной годовой температуры. 3. Сроки наступления максимальных и минимальных температур как в суточном, так и в годовом ходе запаздывают с глубиной пропорционально ей. Суточные экстремумы на каждые 10 см глубины запаздывают на 2, 5 -3, 5 часа. Это значит, что на глубине, 50 см суточный максимум наблюдается уже после полуночи. Годовые максимумы и минимумы запаздывают на 20 -30 дней на каждый метр глубины. 4. Глубины слоев постоянной суточной и годовой температуры относятся между собой как корни квадратные из периодов колебаний, то есть как 1: 3650, 5. Это значит, что глубина, на которой затухают годовые колебания в 19 раз больше, чем глубина, на которой затухают суточные колебания.

Выполнила ст. гр. Экол-17 Кундель Н. М.