Variația zilnică a temperaturii suprafeței solului. Regimul de temperatură al solului - Prelegeri - Material pentru cursul „Predarea atmosferei” - Catalog de articole - Meteorologie și hidrologie Temperatura maximă a suprafeței solului se observă aproximativ ore

Modificarea temperaturii solului în timpul zilei se numește variație diurnă. Variația zilnică a temperaturii are de obicei un maxim și unul minim. Temperatura minimă a suprafeței solului pe vreme senină se observă înainte de răsăritul soarelui, când balanța radiațiilor este încă negativă, iar schimbul de căldură dintre aer și sol este neglijabil. Pe măsură ce soarele răsare, temperatura suprafeței solului crește, mai ales pe vreme senină. Temperatura maximă se observă în jurul orei 13:00, apoi temperatura începe să scadă, care continuă până la minimul dimineții. În anumite zile specificate curs zilnic temperatura solului este perturbată sub influența norilor, precipitațiilor și a altor factori. În acest caz, maximul și minimul pot fi deplasați în alt moment (Fig. 4.2).

Figura 4.2. Variația zilnică a temperaturii aerului și a solului la suprafață și la diferite adâncimi (Voronezh, august). (disponibil la descărcarea versiunii complete a tutorialului)

Schimbarea temperaturii solului pe parcursul anului se numește curs anual. De obicei, graficul cursului anual se bazează pe temperaturile medii lunare ale solului. Variația anuală a temperaturii suprafeței solului este determinată în principal de sosirea diferită a radiației solare în cursul anului. Temperaturile maxime medii lunare ale suprafeței solului în latitudini temperate ahs din emisfera nordică se observă de obicei în iulie, când afluxul de căldură în sol este cel mai mare, iar cel minim - în ianuarie - februarie.
Se numește diferența dintre maxim și minim într-un curs zilnic sau anual amplitudinea cursului temperaturii.
Este afectată amplitudinea ciclului zilnic al temperaturii solului; anotimp, latitudine, teren, vegetație și strat de zăpadă, capacitatea termică și conductibilitatea termică a solului, culoarea solului, înnorabilitatea (Fig. 4.3).

Figura 4.3. Izoplete termice ale solului, variație anuală(disponibil la descărcarea versiunii complete a tutorialului)

Amplitudinea variației anuale a temperaturii suprafeței solului este afectată de aceiași factori ca și amplitudinea variației diurne, cu excepția perioadei anului. Amplitudinea variației anuale, spre deosebire de variația diurnă, crește odată cu creșterea latitudinii.
Fluctuațiile zilnice și anuale ale temperaturii solului din cauza conductibilității termice sunt transmise în straturile sale mai profunde. Se numește stratul de sol în care se observă variațiile zilnice și anuale de temperatură strat activ.

Teoria generală a lui Fourier a conducerii moleculare a căldurii este aplicabilă propagării căldurii în sol. Legile propagării căldurii în sol sunt numite Legile Fourier.

Descarca versiunea completa manual (cu cifre, formule, hărți, diagrame și tabele) într-un singur fișier în format MS Office Word

Temperatura afectează, de asemenea, cursul nutriției rădăcinilor la plante: acest proces este posibil numai dacă temperatura solului în zonele de aspirare este cu câteva grade mai mică decât temperatura părții solului a plantei. Încălcarea acestui echilibru presupune inhibarea activității vitale a plantei și chiar moartea acesteia.[ ...]

Temperatura de la suprafața solului variază de la -49 la 64°C. În lunile calde (V-IX) perioada maximă de temperatură a solului la adâncimi de 5-20 cm variază de la 3,4°C în mai până la 0,7°C în septembrie. O temperatură pozitivă pe tot parcursul anului se observă în sol de la o adâncime de 1,2 m. Adâncimea medie a înghețului solului este de 58 cm (Tabelul 1.6).[ ...]

Modificarea temperaturii solului în timpul zilei se numește variație diurnă. Variația diurnă a temperaturii are de obicei un maxim și unul minim. Temperatura minimă a suprafeței solului pe vreme senină se observă înainte de răsăritul soarelui, când balanța radiațiilor este încă negativă, iar schimbul de căldură dintre aer și sol este neglijabil. Pe măsură ce soarele răsare, temperatura suprafeței solului crește, mai ales pe vreme senină. Temperatura maximă se observă în jurul orei 13:00, apoi temperatura începe să scadă, care continuă până la minimul dimineții. În unele zile, cursul zilnic indicat al temperaturii solului este perturbat sub influența norilor, precipitațiilor și alți factori. În acest caz, maximul și minimul pot fi deplasați în alt moment (Fig. 4.2).[ ...]

Schimbarea temperaturii solului în timpul anului se numește curs anual. De obicei, graficul cursului anual se bazează pe temperaturile medii lunare ale solului. Cursul anual al temperaturii suprafeței solului este determinat în principal de sosirea diferită a radiației solare pe parcursul anului. Temperaturile maxime medii lunare ale suprafeței solului în latitudinile temperate ale emisferei nordice se observă de obicei în iulie, când afluxul de căldură în sol este cel mai mare, iar cel minim - în ianuarie - februarie.[ ...]

Cursul zilnic al temperaturii solului (/) și al aerului (2) în Pavlovsk (lângă Leningrad) în iunie.[ ...]

A. G. Doyarenko a definit schimbul de aer în sol ca fiind procesul de eliberare a aerului din sol în ciclul zilnic de schimbări ale temperaturii solului și l-a numit „respirația” solului. În timpul zilei, solul se încălzește, aerul din el se extinde și o parte din el este forțat să iasă în atmosferă; noaptea, la racire, aerul din sol este comprimat si o parte din acesta este captat din atmosfera de catre sol. În prezent, termenul „respirație” înseamnă eliberarea de CO2 de către sol. Metoda de determinare a „respirației” pe dispozitivul Trofimov este descrisă mai jos.[ ...]

Regimul termic al solurilor se formează sub influența climatului atmosferic (fluxul de radiații solare, condițiile de umiditate și continentalitate etc.), precum și condițiile de relief, vegetație și strat de zăpadă. Principalul indicator al regimului termic al solului, care îi caracterizează starea termică, este temperatura solului.[ ...]

Vara, temperatura solului scade treptat odată cu adâncimea. În climatele reci și temperate iarna, dimpotrivă, temperatura solului în orizonturile superioare este mai scăzută decât în ​​cele inferioare.[ ...]

Fluctuațiile bruște ale temperaturii solului în timpul dezinfectării acestuia reduc, de asemenea, raza de acțiune și toxicitatea medicamentului, ceea ce duce la necesitatea creșterii ratelor de consum ale acestuia. Prin urmare, dezinfectarea solului cu carbation împotriva ciupercilor patogene iubitoare de căldură la temperaturi scăzute (sub 10-12°C) este nepromițătoare.[ ...]

Explicații introductive. Temperatura aerului și a solului are o mare influență asupra creșterii și dezvoltării plantelor. Pentru unii dintre ei mai mult căldură sol decât aer - este un factor accelerator în înrădăcinarea butașilor și obținerea de produse potrivite pentru vânzare, .în mai mult perioadă scurtă. Această lucrare poate fi realizată relativ ușor cu Tradescantia din familia Kommelin. Aceasta este o plantă decorativă și de foioase veșnic verde, nepretențioasă de interior, cu lăstari cățători cățărători, cu o varietate de culori ale frunzelor - de la verde deschis la cenușiu și roz, simplu și pestriț.[ ...]

Conductivitatea electrică a solului depinde de conținutul de umiditate, concentrația de sare C, conținutul de aer P și temperatura solului I. Cu aceleași valori ale V?, P, (conductivitatea electrică specifică caracterizează activitatea ionică a solului, care servește ca măsură a salinității solului C.[ ...]

Schimbările sezoniere și zilnice ale temperaturii solului odată cu creșterea adâncimii devin mai puțin vizibile și, pe unele, diferite pentru diferite soluri și zonele climatice, adâncimile rămân aproape neschimbate. În Europa Centrală, schimbările diurne și sezoniere ale temperaturii chiar și la o adâncime de numai 15 cm sunt deja nesemnificative; fluctuațiile zilnice de temperatură în cele mai calde perioade ale verii aici nu depășesc 6 ° C și la o adâncime de 30 cm - 2 ° C. Adâncimea la care fluctuațiile zilnice de temperatură sunt nesemnificative este cu atât mai mare, cu atât clima zonei este mai uscată și insolația este mai mare.[ ... ]

Măsurare: proba de sol prelevată se cântărește împreună cu cilindrul; masa probei este determinată de diferența de masă a cilindrului cu și fără pământ. Cunoscând volumul cilindrului și umiditatea solului, determinați densitatea scheletului acestuia. Apoi se introduce un termocuplu în probă. Cusăturile de la fund și capacul cilindrului sunt acoperite cu vopsea nitro pentru etanșeitate. La determinarea difuzivității termice a solului înghețat, cilindrul cu pământ este păstrat în prealabil într-un ultratermostat sau criostat la o temperatură dată. Diferența inițială de temperatură dintre sol și apa cu gheață din termostat trebuie să fie de cel puțin 20 °C.[ ...]

Fluctuațiile zilnice și anuale ale temperaturii solului din cauza conductibilității termice sunt transmise în straturile sale mai profunde. Stratul de sol în care se observă variațiile zilnice și anuale de temperatură se numește strat activ.[ ...]

Influența pantelor asupra radiațiilor și a temperaturii solului a fost analizată în detaliu de către Grunov în Hohenpeissenberg (Bavaria). Figura 2.28 ilustrează diferențele de radiații directe și difuze incidente pe versanții orientați nord-nord-vest și sud-sud-est, cu un unghi de înclinare de aproximativ 30°. Totalurile diferă cel mai mult iarna, când cota soarelui este scăzută; versantul orientat spre nord primește doar 30% din cantitatea de radiație primită de versantul orientat spre sud și aproape toată radiația de pe primul este difuză. Diferențele de temperatură a solului asociate cu aceasta sunt prezentate în Fig. 2.29 pentru valori medii zilnice și valori medii la ora 14:00 Diferența de temperatură a solului (la adâncimea de 50-100 cm) atinge un minim iarna și anotimpuri de tranziție. Iarna, stratul de zăpadă izolează solul, iar acest lucru duce la faptul că aproape că nu există diferențe între versanți. Pârtiile sunt acoperite cu zăpadă din noiembrie până în martie (până în aprilie pe versantul nordic), iar versantul nordic este de obicei mai umed. Efectul încălzirii zilnice asupra stratului superior de sol la ora 14:00 este clar pronunțat vara.[ ...]

Pentru reglarea automată a temperaturii solului, se folosește un regulator de temperatură PTR-02-03. Elementul senzor al regulatorului de temperatură este o rezistență termică semiconductoare inclusă în circuitul punții AC. Eroare de scară de bază la tensiunea nominală de alimentare și temperatura mediu inconjurator nu depășește ±1°С.[ ...]

Pentru a le caracteriza regimul de temperatură au fost adoptate următoarele gradaţii ale sumelor temperaturilor solului peste 1 °C la adâncimea de 20 cm: subarctic (0 - 400 °C); foarte frig (400-800°С): rece (800-1200°С), moderat rece (1200-1600°С); moderat (1600 - 2100 ° C); moderat cald (2100 - 2700 ° C); cald (2700 - 3400 ° C); foarte cald (3400 - 4400 ° C); subtropical (4400-5600 °C)? fierbinte subtropical (5600 - 7200 °С).[ ...]

Vara, regimul de temperatură al solurilor de silvostepă se caracterizează prin următoarele caracteristici. Încălzirea profilului solului se produce lent datorită fluctuațiilor mari zilnice ale temperaturii aerului, precum și datorită pierderilor semnificative de căldură din sol pe timp de noapte ca urmare a răcirii radiative a stratului de suprafață al solului. Creșterea temperaturii solului în stratul superior de metru continuă până în august. Până în acest moment, temperaturile active (10 ° și peste) pătrund în sol la o adâncime de 0,8-1,2 m, iar la o adâncime de 2-2,5 m solul se încălzește până la 5 °. Perioada de vară se caracterizează printr-o cantitate semnificativă de fluctuații zilnice ale temperaturii stratului superior de sol (arabil), cu toate acestea, temperaturile nocturne nu scad sub optimul fiziologic și nu afectează negativ creșterea și dezvoltarea grâului de iarnă.[ . ..]

Sursa de infecție sunt semințele infectate și solul în care agenții patogeni se dezvoltă bine resturi vegetale. Combinația dintre umiditatea scăzută (sub 50%) și temperatura solului de 18-25 °C contribuie la răspândirea intensivă a putregaiului rădăcinilor pe leguminoase. Întărirea bolii se observă odată cu creșterea adâncimii de așezare a semințelor, precum și pe solurile greu compactate. La datele optime de semănat, boala se manifestă într-o măsură mai mică decât la cele târzii. Odată cu o dezvoltare puternică a bolii, culturile se răresc, drept urmare deficitul de recoltă poate ajunge la 30% sau mai mult.[ ...]

Rețineți că atât pragul de dezvoltare, cât și suma temperaturilor efective sunt diferite pentru fiecare specie. În primul rând, ele depind de adaptarea istorică a speciei la condițiile de viață. Deci, semințele de trifoi ( climat temperat) germinează la temperatura solului de la 0 la +1 °C, iar pentru semințe palmier curmal este necesar să preîncălziți solul la +30 °С.[ ...]

Sistemul de unități termice are o serie de limitări. Astfel, temperatura solului este un ghid mai precis pentru începutul creșterii decât temperatura aerului. Rezultatele pot fi influențate de trecerea de la temperaturile diurne la cele de noapte, de durata zilei, precum și de efectul diferențiat al temperaturii asupra diferitelor faze ale creșterii plantelor. În plus, o temperatură peste minim poate să nu aibă un efect pronunțat asupra creșterii, dar în anumite limite poate acționa exponențial, aproape dublând multe procese fiziologice atunci când temperatura crește la fiecare 10 ° C.[ ...]

Conform calculelor privind eficiența economică a dezinfectării solului cu carbation, venitul net din evenimentul la creșterea răsadurilor la această fermă de stat a fost de 319,25 ruble. din 100 rame de seră. În 1963, Ferma de Stat Timiryazev a dezinfectat solul cu carbație în 32 de sere încălzite tehnic cu douăzeci de rame (în care conopida în 1963 a fost afectată de rădăcină club cu 40-100%, cu un indice de boală de 29-64%). Medicamentul a fost introdus în 3-6 octombrie, temperatura solului 8°, aerul 11-13°. TMTD a fost introdus în patru sere (Tabelul 4).[ ...]

Pentru a face o prognoză, setați mai întâi data de tranziție a temperaturii solului la o adâncime de 10 cm la +1 °C, apoi rezumați temperatura medie zilnică a aerului și setați datele pentru atingerea sumei temperaturilor de 500, 800 și 1000 °C, fixați datele ploilor abundente (cel puțin 10 mm) calde (la o temperatură nu mai mică de +12 °С). Data unei astfel de precipitații, care a căzut după primirea sumei temperaturilor de 500 ° C, va fi data începerii dezvoltării miceliului de pește timpuriu 1, vechi de 800 de ani, 1000 (uneori 1250) - târziu. . Adăugați la data începerii dezvoltării miceliului perioada de dezvoltare a uneia sau alteia specii. Ca urmare, se determină data începerii fructificării în masă.[ ...]

Împărțirea în subtipuri de facies se realizează ținând cont de suma temperaturilor active ale solului la o adâncime de 20 cm și a duratei perioadei de temperaturi negative ale solului la aceeași adâncime (în luni). Pentru desemnarea nomenclaturii subtipurilor de facies se folosesc termeni legati de regimul lor de temperatura: cald, moderat, rece, congelare, etc.[ ...]

Trasaturi caracteristice regimul de temperatură al solurilor cenușii de pădure și al cernoziomurilor levigate din regiunea Irkutsk, care le deosebește de solurile similare din provinciile din zona de silvostepă situată la vest, sunt: ​​o perioadă lungă cu temperaturi negative în sol (6-8 luni ), o adâncime de îngheț foarte semnificativă (1,5-2,5 m), grosime redusă a stratului de sol activ cu o temperatură de 10 ° și peste (0,8-1,2 m), cea mai mare. valori scăzute temperatura medie anuală a solului la o adâncime de 0,2 m (de la 1,3 la 3,7 °), o amplitudine semnificativă a temperaturii solului (24-30 °) la o adâncime de 0,2 m (Kolesnichenko, 1965, 1969).[ ...]

Pentru iernarea cu succes a grâului de iarnă crucial are o temperatură a solului la adâncimea nodului de frezare (3 cm). Așa cum rezultatele testelor de câmp ale grâului de toamnă Zalarinka în anii 1992-1998 arată, în timpul iernilor medii în ceea ce privește condițiile de ninsoare și temperatură, temperatura solului la adâncimea nodului de măcinat nu scade la nivelul critic pentru grâul de toamnă (-18). , -20 °) și deteriorarea plantelor iernante uneori nesemnificative.[ ...]

Termometrele cu manivelă cu mercur (Savinova) sunt concepute pentru a măsura temperatura solului la adâncimi de 5,10,15,20 cm în intervalul de la -10°С la +50°С. Termometrele sunt produse într-un set de patru piese, care diferă ca lungime: 290, 350, 450 și 500 mm datorită lungimi diferite parte sub-scală. Pretul de diviziune este de 0,5°C. Lângă rezervor, termometrul este îndoit la un unghi de 135°. Rezervorul este colorat de la scară cu o carcasă termoizolantă, care vă permite să măsurați mai precis temperatura la adâncimea instalării rezervorului.[ ...]

Pentru a caracteriza regimul de temperatură are o importanță deosebită durata perioadei de temperaturi active (>10 °C) în sol la o adâncime de 20 cm. Aici se află numărul maxim de rădăcini ale plantelor agricole și ale multor plante naturale. Suma temperaturilor active ale solului la această adâncime este principalul indicator al furnizării de căldură a solului (Tabelul 41).[ ...]

Principalii indicatori care caracterizează influența climei asupra formării solului sunt temperaturile medii anuale ale aerului și solului, suma temperaturilor active este mai mare de 0; 5; 10 °С, amplitudinea anuală a fluctuațiilor temperaturii solului și aerului, perioadă fără îngheț, balanța radiațiilor, precipitații (medie lunară, medie anuală, pentru perioade calde și reci), grad de continentalitate, evaporare, coeficient de umiditate, indice de radiație de uscăciune, etc. Pe lângă indicatorii enumerați, există o serie de parametri care caracterizează precipitațiile și viteza vântului, care determină manifestarea eroziunii apei și eoliene.[ ...]

Printre factori Mediul extern pentru plantele care se află într-o stare de repaus de iarnă, temperatura aerului și înălțimea stratului de zăpadă sunt de o importanță capitală, deoarece raportul lor determină temperatura solului la adâncimea nodului de cultivare (3 cm) - un indicator direct al condițiilor de iernare ale plantelor. . S-a stabilit că rezistența grâului de toamnă la temperaturi scăzute iarna depinde de starea (dezvoltarea) plantelor, de gradul de întărire a acestora în toamnă, de caracteristicile soiului și de condițiile de nutriție minerală (Tumanov, 1970; Kuperman). , 1969; Shulgin, 1967). Conform studiilor lui I.M.Petunin (Shulgin, 1967), cu o întărire bună, plantele neîngrozite în faza de frezare chiar la începutul iernii pot rezista până la -15 ° la adâncimea nodului de frezare, iar la mijloc. de iarnă până la -20 ° (uneori chiar mai mici). În a doua jumătate a iernii, rezistența culturilor de iarnă la îngheț scade, apropiindu-se treptat de rezistența inițială (de toamnă). După cum arată studiile lui AI Shulgin (1955) în Teritoriul Altai (Barnaul), temperatura critică a solului la adâncimea nodului de cultivare a grâului de toamnă este -16, -18°. Când temperatura solului scade la critică și mai jos, nodul de cultivare este deteriorat și plantele mor din cauza înghețului. Iernarea normală a grâului de toamnă are loc atunci când temperatura solului la adâncimea nodului de frezare scade la -16°. La temperaturi sub -16°, se creează condiții nefavorabile pentru ziua de iernare, iar odată cu o scădere suplimentară a temperaturii solului, nodul de cultivare este deteriorat și grâul de iarnă moare din cauza înghețului.[ ...]

Electrotermometrul AM-29 (dispozitiv de producție în serie) funcționează pe principiul punții. Este alcătuit dintr-o unitate de măsurare a temperaturii solului în stratul de suprafață și la adâncime.[ ...]

Nevoia de căldură a obiectului conform acestei metode este exprimată prin relația dintre durata dezvoltării și temperatura medie în acest timp. Prin durata de dezvoltare se înțelege aici nu numai timpul de trecere a unei faze, ci și perioada dintre momentul așteptat al dezvoltării și orice fenomen fenologic premergător celui așteptat. Această perioadă se numește perioada de interfază sau perioadă. Începutul unei perioade ar trebui să fie ușor de determinat în natură și, prin urmare, este selectat un astfel de fenomen, care este ușor de observat sau determinat. De exemplu, atunci când se stabilește zborul generației iernate a viermelui de iarnă, este convenabil să se ia în considerare data de tranziție a temperaturii solului la adâncimea de iernare a omizilor până la 10 °C ca început. Pentru a determina începutul zborului celei de-a 2-a generații a moliei de codling, se ia o perioadă care începe din momentul zborului generației I. Conform acestei metode, sfârșitul perioadei este întotdeauna momentul de dezvoltare care urmează să fie prezis, iar începutul este un fenomen ales arbitrar, nici măcar legat direct de acest obiect. Deci, este posibil să se stabilească o legătură între înflorirea unei păpădie și zborul unei muște a varzei de primăvară și să se considere înflorirea unei păpădie ca începutul unei perioade.[ ...]

În prima experiență, carbația a dat un efect de vindecare semnificativ; în al doilea, efectul a fost mai mic (Tabelul 2). Temperatura ridicată a solului în ziua aplicării preparatului (al doilea experiment), fără îndoială, a contribuit la o dezvoltare mai intensă a rădăcinilor, ceea ce se poate observa din control. Din această cauză, și, de asemenea, posibil, pierderea mai mare a fracției active gazoase a medicamentului, eficacitatea carbationului în al doilea experiment a scăzut. Eficiența mai scăzută a dezinfectării solului în perioadele de primăvară ulterioare a fost observată în timpul unui număr de alte experimente.[ ...]

Pentru sezonul de iarnă se ia în calcul ora declanșării sezonului [data reală, abatere de la termenii medii (+) în Zile]; temperatura minimă a solului la adâncimea nodului de cultivare a culturilor de iarnă pe zeci de ani; data înființării și dispariția stratului de zăpadă stabil; înălțimea medie a stratului de zăpadă pe deceniu; distribuția stratului de zăpadă pe teritoriu (uniformă, neuniformă); adâncimea înghețului solului (medie timp de un deceniu); prezența unei cruste de gheață, grosimea acesteia și durata de apariție (în zile); numărul de zile cu evenimente speciale pe deceniu - ninsori abundente, lapoviță, dezgheț, gheață, vânt puternic.[ ...]

Masa a 1000 de boabe este de 0,12 ... 0,2 g. Pe o plantă se formează până la 16 mii de semințe. Viabilitatea în sol durează până la 5 ani. Semințele pot germina după maturare. Condițiile optime de germinare pe suprafața solului sunt create prin umezirea periodică a acestuia. Când se plantează semințe mai adânc de 5 cm, răsadurile nu apar. Primăvara, mătura germinează la o temperatură a solului mai mare de 5°C. Nerespectarea asolamentelor, resemănatul culturilor de iarnă, încălcările în cultivarea solului, stagnarea temporară a apei duc la colmatarea masivă a culturilor.[ ...]

Procesele de schimb de aer din sol cu ​​aerul atmosferic se numesc aerare sau schimb de gaze. Schimbul de gaze se realizează printr-un sistem de pori purtători de aer din sol, comunicând între ele și cu atmosfera. Schimbul de gaze este cauzat de mai mulți factori: difuzie, modificări ale temperaturii solului și ale presiunii barometrice, modificări ale cantității de umiditate din sol sub presiunea precipitațiilor, irigații, evaporare, influența vântului, modificări ale nivelului apei subterane sau cocoțate. [...]

Totuși, în iarna severă a anului 1995/96, când câmpurile din prima jumătate a perioadei de iarnă au fost slab acoperite cu zăpadă (înălțimea zăpezii 7-15 cm) și s-au instalat înghețuri severe, temperatura solului la adâncimea de prelucrare a solului. nodul a scăzut sub nivelul critic, ceea ce a dus la deteriorarea și moartea culturilor experimentale din cauza înghețului.[ ...]

Recuperarea zăpezii este o metodă radicală de reglare a regimului termic în perioada rece. Reținerea zăpezii este, de asemenea, un mijloc important de acumulare a umidității în sol. Este utilizat pe scară largă în regiunile aride și continentale ale țării - în sudul și sud-estul părții europene a URSS, în Vestul Siberiei, Kazahstanul de nord și alte regiuni în care stratul de zăpadă este de obicei mic, iar înghețurile severe cu strat de zăpadă puțin pot deteriora grav culturile de iarnă, ierburile perene, culturi de fructe. Cu un strat mic de zăpadă, temperatura solului la adâncimea nodului de cultivare de iarnă (aproximativ 3 cm) poate atinge valori critice și poate provoca deteriorarea sau moartea plantelor.[ ...]

În emisfera nordică, versanții sudici sunt mai izolați. De exemplu, observațiile făcute de V. R. Volobuev (1963) în Grădina Botanică Batumi au arătat că diferența de temperatură a solului pe versanții expunerilor sudice și nordice în octombrie a fost de 8°C.[ ...]

Din cauza lipsei de căldură în nord, cele mai fertile atât pentru plantele agricole, cât și pentru speciile de arbori nu sunt adesea cele mai bogate soluri grele din punct de vedere al conținutului de elemente de cenușă, ci cele mai calde lut nisipos sau lut ușor. Aici, pe soluri grele, copacii își reduc adesea energia creșterii, și pentru că sistemul lor radicular nu poate, din cauza temperaturii scăzute a solului, să furnizeze trunchiului cantitatea necesară de apă pentru transpirație.[ ...]

Numărul de puieți de molid, prelevați cu rădăcini, pentru a determina masa uscată la aer pe partea puternic umbrită a fost luat de 4, iar pe partea ușor umbrită, 17. Dar Tursky și Nikolsky nu și-au propus să dea o expresie cantitativă a gradului de pin și molid iubitor de lumină. Sarcina experimentului lor se afla pe un alt plan: au testat pur și simplu fezabilitatea unei metode practice de lungă durată de umbrire a crestelor pepinierei cu scuturi, iar experiența de pe parcurs a arătat că pinul este mai fotofil decât molidul și, prin urmare, înrăutățește creșterea cu umbrire puternică mai mult decât molidul.[ ...]

Focale cu încălzire tehnică, în care au fost cultivate răsaduri din soiul tardiv Moskovskaya, nu au fost deconectate de la sistemul de încălzire în timp util (din cauza castraveților semănați în sere separate). Ca urmare, la sfârșitul lunii aprilie - începutul lunii mai, temperatura solului a crescut la 20 ° și mai mult. O astfel de încălcare a tehnologiei agricole a afectat, fără îndoială, intensificarea bolii: din 17 sere în 8, până la 15% din răsaduri au fost afectate de piciorul negru, în 6 - până la 30% și în 3 - până la 36%. Din păcate, nu au existat sere de control în acest experiment.[ ...]

Cu toate acestea, există riscul de deteriorare și moarte a grâului de iarnă la începutul primăverii, atunci când părăsesc iernarea, atunci când sunt slăbite și și-au pierdut în mare parte plantele de întărire în timpul revenirii vremii reci nu rezistă scăderilor puternice pe termen lung ale temperaturii solului (până la - 7, -10 °) în zona nodului de frezare .[ ...]

Structura complexă a comunităților depinde de alternanța anumitor condiții de mediu, de impactul uman și de caracteristicile creșterii plantelor în sine. Dar chiar și în cenozele monovide se exprimă eterogenitatea acoperirii vegetale, datorită eterogenității reliefului și bazei litogene. Deoarece solurile sunt o oglindă care reflectă starea peisajului, în primul rând am efectuat un studiu comparativ al temperaturii solului în zona celui mai activ curs al proceselor metabolice (un strat de sol de 30 cm) și al temperaturii suprafeței. strat de aer folosind un psicrometru la o înălțime de 1,0 m, simultan în zone cu CTP diferite. În urma cercetării (100 de măsurători la fiecare parcelă pe sezon), s-au stabilit diferențe semnificative statistic în temperatura solului a parcelelor cu CFT crescută și scăzută în perioada de observație (iulie - septembrie 2004). Rezultatele obţinute ne permit să facem o concluzie preliminară că în zonele cu un flux de căldură convectiv crescut, temperatura solului la adâncimea studiată este mai mare. Diferențele sunt de 1-1,5°C, ceea ce, desigur, ar trebui să afecteze multe aspecte ale funcționării biogeocenozelor forestiere.

Variația zilnică a temperaturii aerului în apropierea suprafeței pământului

1. Temperatura aerului se modifică în cursul zilnic în urma temperaturii suprafeței pământului. Deoarece aerul este încălzit și răcit de pe suprafața pământului, amplitudinea variației zilnice a temperaturii în cabina meteorologică este mai mică decât pe suprafața solului, în medie cu aproximativ o treime. Deasupra suprafeței mării, condițiile sunt mai complicate, după cum vom discuta în continuare.

Creșterea temperaturii aerului începe cu creșterea temperaturii solului (15 minute mai târziu) dimineața, după răsăritul soarelui. La 13-14 ore, temperatura solului, după cum știm, începe să scadă. La 14-15 ore începe să scadă și temperatura aerului. Astfel, temperatura minimă în cursul zilnic al aerului de lângă suprafața pământului scade la scurt timp după răsărit, iar cea maximă - la 14-15 ore.

Variația diurnă a temperaturii aerului se manifestă destul de corect doar în condiții de vreme senină stabilă. Pare și mai regulat în medie dintr-un număr mare de observații: curbele pe termen lung ale variației zilnice a temperaturii sunt curbe netede asemănătoare sinusoidelor.

Dar în unele zile, cursul zilnic al temperaturii aerului poate fi foarte greșit. Acest lucru depinde de schimbările de nebulozitate care modifică condițiile de radiație de pe suprafața pământului, precum și de advecție, adică de afluxul de mase de aer cu o temperatură diferită. Ca urmare a acestor motive, temperatura minimă se poate schimba chiar și în timpul zilei, iar cea maximă - pe noapte. Variația diurnă a temperaturii poate dispărea cu totul, sau curba de schimbare diurnă poate lua o formă complexă. Cu alte cuvinte, variația obișnuită diurnă este blocată sau mascată de schimbările de temperatură neperiodice. De exemplu, în Helsinki în ianuarie, cu o probabilitate de 24%, temperatura maximă zilnică scade între miezul nopții și unu dimineața și doar 13% din aceasta cade pe intervalul de timp de la 12 la 14 ore.

Chiar și la tropice, unde schimbările de temperatură non-periodice sunt mai slabe decât la latitudinile temperate, temperatura maximă apare după-amiaza doar în 50% din toate cazurile.

În climatologie, se ia în considerare de obicei cursul zilnic al temperaturii aerului, în medie pe o perioadă lungă. Într-un astfel de curs mediu diurn, schimbările de temperatură non-periodice, care apar mai mult sau mai puțin uniform pentru toate orele zilei, se anulează reciproc. Ca urmare, curba pe termen lung a variaţiei diurne are un caracter simplu, apropiat de sinusoidal.
De exemplu, prezentăm în fig. Cursul zilnic de 22 de temperatură a aerului la Moscova în ianuarie și iulie, calculat din date pe termen lung. Temperatura medie pe termen lung a fost calculată pentru fiecare oră a unei zile de ianuarie sau iulie, iar apoi, pe baza valorilor medii orare obţinute, s-au construit curbele pe termen lung ale variaţiei zilnice pentru ianuarie şi iulie.

Orez. 22. Variația zilnică a temperaturii aerului în ianuarie (1) și iulie (2). Moscova. Temperatura medie lunară este de 18,5 °С pentru iulie, -10 "С pentru ianuarie.

2. Amplitudinea zilnică a temperaturii aerului depinde de multe influențe. În primul rând, este determinată de amplitudinea temperaturii zilnice pe suprafața solului: cu cât este mai mare amplitudinea pe suprafața solului, cu atât este mai mare în aer. Însă amplitudinea zilnică a temperaturii de pe suprafața solului depinde în principal de nebulozitate. În consecință, amplitudinea zilnică a temperaturii aerului este strâns legată de înnorarea: pe vreme senină este mult mai mare decât pe vreme înnorată. Acest lucru se vede clar din fig. 23, care arată cursul zilnic al temperaturii aerului în Pavlovsk (lângă Leningrad), în medie pentru toate zilele sezonului de vară și separat pentru zilele senine și înnorate.

Amplitudinea zilnică a temperaturii aerului variază și în funcție de sezon, latitudine și, de asemenea, în funcție de natura solului și a terenului. Iarna, este mai mic decât vara, la fel ca amplitudinea temperaturii suprafeței subiacente.

Odată cu creșterea latitudinii, amplitudinea zilnică a temperaturii aerului scade, pe măsură ce înălțimea la amiază a soarelui deasupra orizontului scade. Sub latitudini de 20-30° pe uscat, amplitudinea medie zilnică a temperaturii pe an este de aproximativ 12°C, sub latitudine 60° circa 6°C, sub latitudinea 70° doar 3°C. La cele mai înalte latitudini, unde soarele nu răsare sau apune multe zile la rând, nu există deloc variații regulate de temperatură diurnă.

Contează și natura solului și a acoperirii solului. Cu cât este mai mare amplitudinea zilnică a temperaturii suprafeței solului în sine, cu atât este mai mare amplitudinea zilnică a temperaturii aerului deasupra acestuia. În stepe și deșerturi, amplitudinea medie zilnică

Acolo atinge 15-20 °С, uneori 30 °С. Deasupra unui strat dens de vegetație, este mai mic. Apropierea bazinelor de apă afectează și amplitudinea diurnă: este mai mică în zonele de coastă.

Orez. 23. Variația zilnică a temperaturii aerului în Pavlovsk în funcție de acoperirea norilor. 1 - zile senine, 2 - zile înnorate, 3 - toate zilele.

Pe formele de relief convexe (pe vârfurile și versanții munților și dealurilor), amplitudinea zilnică a temperaturii aerului este redusă în comparație cu terenul plat, iar pe formele de relief concave (în văi, râpe și goluri) este crescută (legea lui Voyeikov). Motivul este că pe formele de relief convexe, aerul are o zonă redusă de contact cu suprafața de dedesubt și este îndepărtat rapid de pe aceasta, fiind înlocuit cu noi mase de aer. În formele de relief concave, aerul se încălzește mai puternic de la suprafață și stagnează mai mult în timpul zilei, iar noaptea se răcește mai puternic și curge în jos pe versanți. Dar în cheile înguste, unde atât afluxul de radiații, cât și radiația efectivă sunt reduse, amplitudinile diurne sunt mai mici decât în ​​văile largi.

3. Este clar că amplitudini mici de temperatură diurnă pe suprafața mării au ca rezultat și amplitudini zilnice mici ale temperaturii aerului deasupra mării. Cu toate acestea, acestea din urmă sunt încă mai mari decât amplitudinile zilnice de pe suprafața mării în sine. Amplitudinile zilnice de pe suprafața oceanului deschis sunt măsurate doar în zecimi de grad, dar în stratul inferior de aer deasupra oceanului ajung la 1 - 1,5 ° C (vezi Fig. 21) și chiar mai mult peste mările interioare. Amplitudinile temperaturii aerului sunt crescute deoarece sunt influențate de advecția maselor de aer. Un rol joacă, de asemenea, absorbția directă a radiației solare de către straturile inferioare de aer în timpul zilei și emisia lor pe timp de noapte.

1. Procese de încălzire și răcire a solului.

2. Caracteristicile termofizice ale solului

3. Variaţiile zilnice şi anuale ale temperaturii solului. Legile Fourier.

4. Dependența temperaturii solului de relief, zăpadă și acoperire cu vegetație.

6. Importanța temperaturii solului pentru plante. Optimizarea regimului de temperatură al solului.

1. Procesele de încălzire și răcire a solului

Radiația solară absorbită de pământ este transformată în căldură și o parte din aceasta vine căldura pentru încălzirea solului.

Regimul de temperatură al solului depinde de balanța radiațiilor. Dacă este pozitiv, atunci suprafața solului este încălzită; iar daca este negativ, atunci se raceste.

În plus, regimul de temperatură al solului este influențat de procese evaporareși condensare vapori de apă pe suprafața solului:

Condensul eliberează căldură care încălzește solul.

Evaporarea eliberează căldură și răcește solul.

Există un schimb continuu de căldură între suprafața solului și straturile sale inferioare.

Dacă balanța radiațiilor este pozitivă, fluxul de căldură este direcționat de la suprafața solului spre interior.

Dacă balanța radiațiilor este negativă și suprafața solului este mai rece decât straturile subiacente, atunci fluxul de căldură este îndreptat vertical în sus.

unde d este densitatea solului în kg/m³.

Capacitatea termică a diferitelor soluri nu depinde de compoziția lor minerală, ci de raportul dintre apă și aer din porii lor. Deoarece capacitatea de căldură a apei este de aproximativ 3,5 mii de ori mai mare decât cea a aerului, prin urmare, solurile uscate au mai puțin capacitatea termică; adică cu același aport de căldură se încălzesc, iar odată cu degajarea de căldură se răcesc mai puternic decât solurile umede.

4. Conductivitatea termică a solului este capacitatea solului de a transfera căldură de la strat la strat.

λ - coeficient de conductivitate termică[J sec/m ºС].

Cea mai mare conductivitate termică a părții minerale a solului (adică nisip, argilă), mai puțin - apă din sol și minim - în aerul solului.

Difuziunea termică - caracterizează viteza de propagare a căldurii în sol (cu cât este mai mare, cu atât este mai mare).

(≈0,1 - 0,2 m²/s)

Măsurat în [m²/s]

Caracteristicile termofizice ale solului depind de conținutul de umiditate al acestuia. Odată cu creșterea umidității solului, capacitatea de căldură crește constant.

Conductivitatea termică a solului crește până când devine egală cu conductivitatea termică a apei [≈ 5,5∙ 10 4 J/sec] si dupa aceea nu se schimba.

În acest sens, coeficientul de difuzivitate termică cu creșterea umidității solului crește mai întâi brusc, apoi scade.

În plus, regimul de temperatură al solului depinde de:

1. Culorile solului (cele închise se încălzesc mai bine).

2. Densitatea solurilor (cele dense au o capacitate termică și conductivitate termică mai mare decât cele afânate).

3. Irigarea și precipitațiile cresc căldura evaporativă și astfel răcesc solul.

3. Variaţiile zilnice şi anuale ale temperaturii solului. legea Fourier

Se numește schimbarea temperaturii solului în timpul zilei variaţiile diurne ale temperaturii solului.

Temperatura maximă a solului în timpul zilei se observă aproximativ la ora locală 13:00; minim - înainte de răsărit. Dar, sub influența precipitațiilor, a înnorarii și a altor factori, maximul și minimul se pot schimba.

Modificări ale temperaturii solului pe parcursul anului cursul anual al temperaturii solului.

maxim - în iulie, minim în ianuarie, februarie.

„Diferența dintre valoarea maximă și minimă în cursul zilnic sau anual se numește amplitudinea cursului temperaturii solului”

Amplitudinea variațiilor zilnice și anuale ale temperaturii solului depinde de:

1. Relief (versantii nordici se incalzesc mai putin decat cei sudici, si deci au o amplitudine mai mica).

2. Vegetația cu strat de zăpadă reduce amplitudinea, deoarece reduc încălzirea și răcirea solului de sub ele.

3. Cu cât capacitatea de căldură și conductibilitatea termică a solului sunt mai mari, cu atât amplitudinea acestuia este mai mică.

4. Înnorarea – reduce amplitudinea temperaturii solului.

5. Solurile întunecate au o amplitudine mai mare decât solurile ușoare, deoarece absorb și emit radiații mai bine.

6. În plus, amplitudinea variației zilnice a temperaturii solului depinde de anotimp (este maximă vara și minimă iarna).

legea Fourier

Distribuția căldurii în adâncime în sol are loc în conformitate cu legile Fourier:

1).Perioada de fluctuație a temperaturii solului nu se modifică odată cu adâncimea(adică intervalul dintre două maxime și minime consecutive, 24 de ore, 12 luni)

2). Amplitudinea oscilației scade cu adâncimea.

« Se numește stratul de sol în care temperatura nu se modifică în timpul zilei

strat de temperatură zilnică constantă a solului.

(la latitudinile noastre, începe de la o adâncime de 70 - 100 cm)

„Stratul scoarței terestre, în care temperatura nu se schimbă pe tot parcursul anului - un strat de temperatură anuală constantă.” (Pentru noi, începe de la o adâncime de 15 - 20 de metri)

„Stratul de sol în care se observă variațiile de temperatură atât zilnice, cât și anuale se numește strat activ sau

strat activ.

3) Maximele și minimele de temperatură la adâncimi sunt întârziate în comparație cu suprafața solului.

Maximele și minimele zilnice sunt întârziate cu aproximativ 2,5 - 3,5 ore pentru fiecare 10 centimetri de adâncime. Maxime și minime anuale, aprox.

timp de 20-30 de zile la 1 metru de adâncime.

4. Dependența temperaturii solului de relief, zăpadă și acoperire cu vegetație

1. Față de zonele orizontale, versanții sudici se încălzesc mai puternic, în timp ce cei nordici sunt mai slabi. Pantele vestice sunt puțin mai calde decât cele estice (deși sunt iluminate în mod egal de Soare, dar pe versanții estici o parte din căldură este cheltuită pe evaporarea rouei, deoarece sunt iluminate în prima jumătate a zilei și cele vestice în a doua, când nu mai este rouă).

2. Solul gol în timpul zilei se încălzește mai mult decât este acoperit cu plante, care absorb o parte din radiația solară. Dar, în același timp, plantele reduc răcirea nocturnă a solului cauzată de radiația termică a Pământului. Prin urmare, noaptea, solul de sub stratul de vegetație este mai cald decât solul gol.

3. Capacul de zăpadă are o conductivitate termică foarte scăzută. Acest lucru reduce schimbul de căldură dintre sol și atmosferă și previne înghețul adânc al solului. (Cu cât înălțimea stratului de zăpadă este mai mare, cu atât adâncimea înghețului solului este mai mică. Cu o înălțime a zăpezii de peste 30 de centimetri, culturile de iarnă nu îngheață în cele mai severe înghețuri).

5. Înghețarea și dezghețarea solului

Solul conține diverse săruri, prin urmare îngheață nu la 0ºС, ci la -0,5; -1,5ºС.

Înghețarea începe din straturile superioare, iar în timpul iernii se deplasează adânc în sol.

Adâncimea de îngheț depinde de:

1. Severitatea și durata iernii.

2. Adâncimea zăpezii

3. Prezența sau absența acoperirii cu vegetație.

4. Umiditatea solului (cele uscate îngheață mai adânc)

Există zone în emisfera nordică în care solul nu se dezgheță complet, nici măcar vara. Acestea sunt raioanele permafrost (permafrost). Grosimea stratului de sol înghețat este de la 1 - 2 metri în sud, până la 500 sau mai mult de metri în nord. Vara, stratul superior de permafrost se dezgheță la o adâncime de câteva zeci de centimetri, iar aici pot fi cultivate unele legume și cereale. Dar de atunci pamant inghetat nu permite trecerea umezelii, atunci solul dezghețat este de obicei excesiv de umed. Prin urmare, în Nordul regiunii noastre sunt multe mlaștini (se formează soluri hidromorfe).

6. Importanța temperaturii solului pentru plante

Germinarea semințelor are loc numai la o anumită temperatură.

Absorbția mineralelor crește odată cu temperatura solului.

Răcirea sub-optimă a solului întârzie creșterea organelor subterane și reduce recoltele.

Dar o temperatură prea ridicată (peste optim) are un efect negativ (de exemplu: dezvoltarea semințelor încetinește).

Optimizarea regimului de temperatură al solului.

1. Utilizarea materialelor termoizolante și de acoperire (polietilenă, rame de sticlă etc.)

2. Schimbarea albedo-ului solului prin mulcire (acoperire cu turbă, praf de cărbune, var)

3. Umidificarea sau drenarea solului (în acest caz se modifică consumul de căldură pentru evaporare).

TEMA: TEMPERATURA AERULUI

1. Procese de încălzire și răcire a aerului.

2. Modificarea temperaturii aerului cu înălțimea.

3. Stabilitatea atmosferei.

4. Inversări de temperatură.

5. Curs zilnic și anual de aer.

6. Caracteristicile regimului de temperatură a aerului.

1. Procese de încălzire și răcire a aerului

Straturile inferioare ale atmosferei nu absorb bine radiația solară, astfel încât aerul este încălzit în principal datorită căldurii suprafeței pământului.

În timpul zilei, când balanța radiațiilor este pozitivă, pământul are cea mai ridicată temperatură, aerul are o temperatură mai scăzută și apa mai rece; care are o capacitate termică foarte mare.

Noaptea, pământul se răcește rapid și are cea mai scăzută temperatură, aerul este mai cald, iar apa are cea mai ridicată temperatură, care se răcește încet.

Transferul de căldură în atmosferă, precum și între atmosferă și suprafața de bază, are loc datorită următoarelor procese:

1. Convecție termică - transferul de volume individuale de aer pe verticală. În zonele mai calde, aerul devine mai cald și, prin urmare, mai ușor decât aerul din jur. Deci el urcă. Iar locul lui este luat de aerul mai rece din vecinătate, care se încălzește și se ridică.

Peste uscat, convecția termică are loc ziua în sezonul cald, iar peste mări noaptea și în sezonul rece; când suprafața apei este mai caldă decât straturile de aer adiacente.

2. Turbulență - mișcări haotice vortex, volume mici de aer în fluxul general al vântului. Apare deoarece volumele individuale de aer au o viteză inegală de mișcare în fluxul general al vântului. Consecința turbulenței este amestecarea intensivă a aerului.

3. Transfer molecular de căldură - schimb de căldură între suprafața pământului și stratul adiacent al atmosferei, datorită conductivității termice moleculare a aerului nemișcat. Acesta este un proces foarte lent.

4. Conductivitate termică radiativă - transfer de căldură prin fluxuri de radiații cu undă lungă de la suprafața pământului către atmosferă (E 3) sau în sens invers (E a).

5. Condensarea vaporilor de apă - în acest caz, se eliberează căldură, încălzind aerul. Acest lucru este valabil mai ales pentru acele straturi ale atmosferei în care se formează norii.

2. Modificarea temperaturii aerului cu înălțimea

„Schimbarea temperaturii aerului la o sută de metri în altitudine se numește gradient vertical de temperatură (VGT)”

	VGT = t n - t in.. 100 Z în -Z n

t n - t in - diferența de temperatură a aerului la nivelul inferior și superior (în grade Celsius).

Z in - Z n - diferență de înălțime de două niveluri (în metri).

1. Dacă temperatura de la nivelul superior este mai mică decât temperatura de la nivelul inferior, atunci temperatura scade odată cu înălțimea și VGT este pozitiv. Aceasta este starea normală a troposferei. ( troposfera- acesta este cel mai de jos strat al atmosferei până la o înălțime egală cu 10-12 kilometri de suprafața pământului).

2. Dacă temperatura de la nivelul superior este egală cu temperatura de la nivelul inferior, atunci VGT este 0ºС/100m, adică temperatura nu se schimbă cu înălțimea. Această stare se numește izotermie.

3. Dacă temperatura de la nivelul superior este mai mare decât temperatura de la nivelul inferior, atunci temperatura crește odată cu înălțimea. Această stare se numește inversie de temperatură. VGT este negativ.

Valoarea maximă a VGT este atinsă pe teren senin, zile de vara când temperatura aerului de lângă suprafața solului poate fi cu 10 sau mai multe grade mai mare decât temperatura la o înălțime de 2 metri; adică într-un anumit strat de aer de doi metri, în termeni de 100 de metri, este mai mult decât 500ºС/100m.

Deasupra acestui strat, VGT scade semnificativ. În plus, în orice strat de aer, tulbureala, precipitațiile, precum și masele de aer care amestecă vântul, contribuie la o scădere vizibilă a VGT.

3. Stabilitatea atmosferei

Stabilitatea atmosferei - capacitatea atmosferei de a provoca mișcarea volumelor de aer în direcția verticală.

Dacă se ridică un volum mare de aer, acesta pătrunde în straturi cu presiune atmosferică mai mică. Ca urmare, acest aer se extinde, iar presiunea și temperatura lui scad. Când aerul este coborât, are loc procesul invers.

1. Dacă VGT înconjurător vointa aerului mai puțin de 1ºС/100m, atunci aerul care se ridică la toate altitudinile va fi mai rece decât aerul din jur și, prin urmare, mai greu. Prin urmare, în curând va începe să coboare. Această stare se numește echilibru stabil al atmosferei.

2. Dacă VGT-ul aerului ambiant

egal cu 1ºС/100m, apoi în creștere

aerul va avea mereu la fel

temperatura, precum și mediul înconjurător

aer. Așa că curând se va opri

se ridică, dar și coboară, de asemenea, nu

Voi. Această stare a atmosferei

numit indiferent. Echilibru stabil al atmosferelor.

3. Dacă VGT a aerului ambiental este mai mare de 1ºС/100m, ceea ce se întâmplă adesea vara, când

încălzire puternică a suprafeței pământului, apoi aerul care se ridică la toate înălțimile va fi mai cald decât aerul din jur și se va ridica constant, până la limitele superioare ale troposferei; unde de obicei formeaza nori, in principal cumulonimbus, din care ploi abundente cad grindina.

Această stare a atmosferei se numește echilibru instabil. Este mai frecventă pe vreme caldă și însorită.

Stare indiferentă a atmosferei. Echilibrul instabil al atmosferei

4. Inversări de temperatură

Inversarea - o creștere a temperaturii aerului cu înălțimea.

În funcție de condițiile de învățământ, există:

1. Inversiunile radiative – apar în timpul răcirii radiative a suprafeței pământului.

Există două tipuri de inversiuni radiative:

DAR). Noaptea - formată în sezonul cald, pe vreme senină, calmă. Se intensifică în timpul nopții și ating un maxim în zori. După răsăritul soarelui, inversiunea începe să se prăbușească. Înălțimea stratului de inversare este de câteva zeci de metri, în văile montane închise - până la 200 de metri.

B). Iarna - se formează atât noaptea, cât și ziua; dar numai în sezonul rece, când în vreme anticiclonică are loc o răcire îndelungată (de multe ori câteva săptămâni la rând) a suprafeței terestre. Înălțimea stratului de inversare este de până la 2-3 kilometri. Inversiunile deosebit de puternice se observă în bazinele închise, unde aer rece. Acest lucru este tipic pentru Siberia de Est(de exemplu: Oymyakon și Verkhoyansky - până la -71ºС - polul rece al emisferei nordice).

2. Inversiunile advective – se formează în timpul advecției, (adică avansului orizontal) a aerului cald pe o suprafață rece, care răcește straturile inferioare ale acestui aer.

Dacă există o mișcare a aerului cald peste suprafața zăpezii, atunci astfel de inversiuni advective se numesc inversiuni de zăpadă.

5. Variaţiile zilnice şi anuale ale temperaturii aerului

În cursul zilnic al temperaturii aerului (la o înălțime de 2 metri) - maximum 14 - 15 ore, ora locală; minim înainte de răsărit.

Amplitudinea variației zilnice a temperaturii aerului depinde de anotimp și de nebulozitate în același mod ca și amplitudinea temperaturii solului.

În plus, amplitudinea variației zilnice a temperaturii aerului este afectată de natura suprafeței subiacente; În primul rând, aceasta include topografia suprafeței:

DAR). În formele de relief concave (goluri, văi de munte, râpe) în timpul zilei aerul stagnează și se încălzește; iar noaptea, aerul rece curge pe pante spre fund. Ca urmare, amplitudinea crește maxima si minima sunt mai pronuntate.

B). Formele de relief convexe (dealuri, dealuri) sunt suflate liber de vânt, aerul de deasupra lor nu stagnează. Ziua, aerul se încălzește mai puțin decât în ​​bazin, iar noaptea, răcit, curge în jos.

Atunci maximul și minimul sunt exprimate aici mai slab, amplitudinea este deci mai mică.

În plus, amplitudinea variației zilnice a temperaturii aerului este afectată de acoperirea cu zăpadă și vegetație - reduce amplitudinea, comparativ cu solul gol; deoarece un astfel de sol se încălzește mai bine și se răcește mai mult, iar din el stratul inferior de aer.

În cursul anual al temperaturii aerului la latitudinile noastre, maxima se observă în iulie, minimă în ianuarie.

Amplitudinea variației anuale a temperaturii aerului depinde în principal de latitudinea geografică a locului (crește de la ecuator la poli), precum și de distanța zonei față de mare (cu cât este mai aproape de mare, cu atât este mai mic). amplitudinea chiar și la aceeași latitudine).

Cu cât este mai mare amplitudinea variației anuale a temperaturii aerului, cu atât clima este mai continentală.

6. Caracteristicile regimului de temperatură a aerului

1.Temperaturi medii:

A). Temperatura medie zilnică este media aritmetică a temperaturilor măsurate la toate perioadele de observare din timpul zilei (acestea sunt 8 măsurători).

b). Temperatura medie lunară este media aritmetică a temperaturilor medii zilnice pentru întreaga lună.

în). Temperatura medie anuală este media aritmetică a temperaturilor medii lunare pentru întregul an.

(Cu toate acestea, temperatura medie anuală nu poate caracteriza pe deplin clima; de exemplu: în Irlanda și Kalmykia este de +10ºС, dar în Irlanda temperatura medie din ianuarie este de +7ºС, iar în Kalmykia -6ºС. temperatura medie Iulie +15ºС, iar în Kalmykia +24ºС. Prin urmare, în geografie, temperaturile medii din ianuarie și iulie sunt cel mai des folosite ca lunile cele mai reci și calde).

2. Completați semnificativ informațiile despre temperaturile medii, temperaturile maxime și minime.

A). Sunt pur și simplu temperaturi maxime și minime.

(de exemplu: temperatura zilnică maximă și minimă, temperatura de zece zile etc.) adică aceasta este temperatura maximă sau minimă pentru întreaga perioadă de măsurare (zi, lună, an etc.).

b). Și există temperaturi maxime și minime absolute - aceasta este temperatura cea mai scăzută sau cea mai ridicată observată pe o perioadă de mai mulți ani într-o anumită zi, lună sau într-un an întreg (de exemplu: 24 iulie, sau în februarie, sau timp de un an). ca un intreg, per total).

3. Sumele temperaturii - un indicator care caracterizează în mod condiționat cantitatea de căldură dintr-o anumită zonă pentru o anumită perioadă.

A). Suma temperaturilor active este suma temperaturilor medii zilnice peste +10ºС

b). Suma temperaturilor efective este suma temperaturilor medii zilnice socotite din minimul biologic al unei anumite culturi.

minim biologic – minim temperatura medie zilnică, la care plantele acestei culturi sunt capabile să se dezvolte. (de exemplu: grâu de primăvară +5ºС; porumb, castraveți +10ºС).

Temperatura de la suprafata solului are o variatie diurna. Minima sa se observă la aproximativ o jumătate de oră după răsăritul soarelui. Până în acest moment, echilibrul de radiații al suprafeței solului devine egal cu zero - transferul de căldură din stratul superior de sol prin radiația efectivă este echilibrat de afluxul crescut de radiație totală. Schimbul de căldură neradiativ în acest moment este neglijabil.

Apoi temperatura de la suprafața solului crește până la 13–14 ore și atinge un maxim în ciclul diurn. După aceea, temperatura începe să scadă. Bilanțul de radiații în orele după-amiezii și până seara rămâne pozitiv. Cu toate acestea, în timpul zilei, căldura este eliberată din stratul superior de sol în atmosferă nu numai prin radiație eficientă, ci și prin creșterea conductibilității termice, precum și prin creșterea evaporării apei. Continuă și transferul de căldură în adâncimea solului. Aceste pierderi de căldură se dovedesc a fi mult mai mari decât influxul radiativ; prin urmare, temperatura de la suprafața solului scade de la 13-14 ore până la minimul dimineții.

Diferența dintre temperatura maximă zilnică și temperatura minimă zilnică se numește amplitudinea temperaturii zilnice.

În regiunea Moscovei, potrivit S.P. Hromov și M.A. Petrosyants (2004), în lunile de iarnă intervalul mediu de temperatură zilnică pe termen lung pe suprafața solului (zăpea) este de 5–10°С, vara este de 10–20°С. În unele zile, amplitudinile zilnice pot fi atât mai mari, cât și mai mici decât mediile pe termen lung, în funcție de o serie de factori, în primul rând tulbureala. Pe vremea fără nori, radiația solară este mare în timpul zilei și radiația efectivă pe timp de noapte este, de asemenea, mare. Prin urmare, maximul zilnic (zilnic) este deosebit de mare, iar minimul zilnic (noapte) este scăzut și, în consecință, amplitudinea zilnică este mare. Pe vreme înnorată, maximul de zi este coborât, minimul de noapte este crescut, iar amplitudinea zilnică este mai mică.

Temperatura suprafeței solului, desigur, se modifică și pe parcursul anului. În latitudinile tropicale, amplitudinea sa anuală (diferența dintre temperaturile medii pe termen lung din cele mai calde și cele mai reci luni ale anului) este mică și crește odată cu latitudinea. În emisfera nordică la o latitudine de 10° este de aproximativ 3°C, la o latitudine de 30° aproximativ 10°C, iar la o latitudine de 50° are o medie de aproximativ 25°C.

În latitudinile extratropicale, modificările neperiodice ale temperaturii aerului sunt atât de frecvente și semnificative încât variația zilnică a temperaturii se manifestă clar doar în perioadele de vreme anticiclonică relativ stabilă, ușor înnorat. În restul timpului este ascunsă de modificări non-periodice, care pot fi foarte intense. De exemplu, răcirea în timpul iernii, când temperatura în orice moment al zilei poate scădea (în condiții continentale) cu 10-20°С în decurs de o oră.

În latitudinile tropicale, schimbările non-periodice de temperatură sunt mai puțin semnificative și nu perturbă atât de mult variația diurnă a temperaturii.

Schimbările neperiodice de temperatură sunt asociate în principal cu advecția maselor de aer din alte regiuni ale Pământului. Perioadele de răcire deosebit de semnificative (numite uneori valuri de frig) apar în latitudinile temperate din cauza intruziunilor maselor de aer rece din Arctica și Antarctica. În Europa, răcirea severă de iarnă are loc și atunci când masele de aer rece pătrund dinspre est și înăuntru Europa de Vest de pe teritoriul european al Rusiei. Masele de aer rece pătrund uneori în bazinul mediteranean și ajung chiar în Africa de Nord și Asia Mică. Dar mai des zăbovesc în fața lanțurilor muntoase ale Europei, situate în direcție latitudinală, mai ales în fața Alpilor și a Caucazului. Prin urmare, condițiile climatice ale bazinului mediteranean și ale Transcaucaziei diferă semnificativ de condițiile regiunilor apropiate, dar mai nordice.

În Asia, aerul rece pătrunde liber în lanțurile muntoase care limitează teritoriul republicilor din Asia Centrală dinspre sud și est, așa că iernile în câmpia Turan sunt destul de reci. Dar lanțuri muntoase precum Pamirul, Tien Shan, Altai, Podișul Tibetan, ca să nu mai vorbim de Himalaya, sunt obstacole în calea pătrunderii în continuare a maselor de aer rece spre sud. În cazuri rare, se observă totuși o răcire advectivă semnificativă în India: în Punjab, în ​​medie, cu 8-9 ° C, iar în martie 1911 temperatura a scăzut cu 20 ° C. Masele reci curg în jurul lanțurilor muntoase dinspre vest. Mai ușor și mai des, aerul rece pătrunde în sud-estul Asiei fără a întâmpina obstacole semnificative pe parcurs (S.P. Khromov și M.A. Petrosyants).

Nu există lanțuri muntoase latitudinale în America de Nord. Prin urmare, masele reci de aer arctic se pot răspândi nestingherite în Florida și în Golful Mexic.

Peste oceane, intruziunile maselor de aer rece pot pătrunde adânc în tropice. Desigur, aerul rece se încălzește treptat peste apa caldă, dar poate provoca scăderi vizibile de temperatură.

Invazii aer de mare de la latitudinile mijlocii ale Oceanului Atlantic până în Europa creează încălzire iarna și răcire vara. Cu cât mai mult în adâncurile Eurasiei, cu atât frecvența maselor de aer atlantice devine mai mică și cu atât proprietățile lor inițiale se schimbă mai mult pe continent. Cu toate acestea, impactul invaziilor din Atlantic asupra climei poate fi urmărit până la Podișul Siberiei Centrale și Asia Centrală.

Aerul tropical invadează Europa atât iarna cât și vara din Africa de Nord și din latitudini joase Atlantic. Vara, masele de aer se apropie ca temperatură de masele de aer de la tropice și, prin urmare, sunt numite și formă de aer tropical în sudul Europei sau vin în Europa din Kazahstan și Asia Centrală. Pe teritoriul asiatic al Rusiei se observă vara intruziuni de aer tropical din Mongolia, nordul Chinei, din regiunile sudice ale Kazahstanului și din deșerturile Asiei Centrale.

În unele cazuri, temperatura crește puternic (până la +30°C) în timpul intruziunilor de vară de aer tropical răspândit în nordul îndepărtat al Rusiei.

LA America de Nord aerul tropical invadează atât Oceanul Pacific, cât și Oceanul Atlantic, în special din Golful Mexic. Pe continent, se formează mase de aer tropical peste Mexic și sudul Statelor Unite.

Chiar și în zonă polul Nord temperatura aerului în timpul iernii crește uneori la zero ca urmare a advecției de la latitudinile temperate, iar încălzirea poate fi urmărită în întreaga troposferă.

Cuprins
Climatologie și meteorologie
PLAN DIDACTIC
Meteorologie și climatologie
Atmosfera, vremea, clima
Observatii meteorologice
Aplicarea cardurilor
Serviciul Meteorologic și Organizația Meteorologică Mondială (OMM)
Procese de formare a climei
Factori astronomici
Factori geofizici
Factori meteorologici
Despre radiația solară
Echilibrul termic și radiativ al Pământului
radiatia solara directa
Modificări ale radiației solare în atmosferă și pe suprafața pământului
Fenomene de împrăștiere a radiațiilor
Radiația totală, radiația solară reflectată, radiația absorbită, PAR, albedoul Pământului
Radiația suprafeței pământului
Contra-radiația sau contra-radiația
Bilanțul de radiații al suprafeței pământului
Distribuția geografică a balanței radiațiilor
Presiunea atmosferică și câmpul baric
sisteme de presiune
fluctuatiile de presiune
Accelerația aerului datorită gradientului baric
Forța de deviere a rotației Pământului
Vânt geostrofic și în gradient
legea barică a vântului
Fronturi în atmosferă
Regimul termic al atmosferei
Bilanțul termic al suprafeței pământului
Variația zilnică și anuală a temperaturii la suprafața solului
Temperaturile masei de aer
Amplitudinea anuală a temperaturii aerului
Clima continentală
Nori și precipitații
Evaporare și saturație
Umiditate
Distribuția geografică a umidității aerului
condensare atmosferică
nori
Clasificarea internațională a norilor
Înnorarea, variația sa zilnică și anuală
Precipitații din nori (clasificarea precipitațiilor)
Caracteristicile regimului de precipitaţii
Cursul anual al precipitațiilor
Semnificația climatică a stratului de zăpadă
Chimia atmosferică
Compoziția chimică a atmosferei Pământului
Compoziția chimică a norilor
Compoziția chimică a precipitațiilor
Aciditatea precipitațiilor