ความแปรปรวนของอุณหภูมิผิวดินในแต่ละวัน อุณหภูมิดิน อุณหภูมิสูงสุดของผิวดินจะสังเกตได้ประมาณชั่วโมง

อุณหภูมิบนผิวดินจะแปรผันรายวัน สังเกตได้ต่ำสุดประมาณครึ่งชั่วโมงหลังจากพระอาทิตย์ขึ้น ถึงเวลานี้ความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวดินจะเท่ากับศูนย์ - การถ่ายเทความร้อนจากชั้นบนของดินโดยการแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพจะสมดุลโดยการไหลเข้าของรังสีทั้งหมดที่เพิ่มขึ้น การแลกเปลี่ยนความร้อนแบบไม่แผ่รังสีในขณะนี้มีเพียงเล็กน้อย

จากนั้นอุณหภูมิบนผิวดินจะเพิ่มขึ้นถึง 13–14 ชั่วโมงและสูงสุดในรอบรายวัน หลังจากนั้นอุณหภูมิจะเริ่มลดลง ความสมดุลของรังสีในช่วงบ่ายถึงเย็นยังคงเป็นบวก อย่างไรก็ตาม ในช่วงกลางวัน ความร้อนจะถูกปลดปล่อยจากชั้นดินชั้นบนสู่ชั้นบรรยากาศ ไม่เพียงผ่านการแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพเท่านั้น แต่ยังรวมถึงการนำความร้อนที่เพิ่มขึ้นรวมถึงการระเหยของน้ำอีกด้วย การถ่ายเทความร้อนสู่ความลึกของดินยังดำเนินต่อไป การสูญเสียความร้อนเหล่านี้มากกว่าการไหลเข้าของการแผ่รังสี ดังนั้น อุณหภูมิบนผิวดินจึงลดลงจาก 13–14 ชั่วโมงเป็นค่าต่ำสุดในตอนเช้า

ความแตกต่างระหว่างอุณหภูมิสูงสุดรายวันและอุณหภูมิต่ำสุดรายวันเรียกว่าแอมพลิจูดอุณหภูมิรายวัน

ในภูมิภาคมอสโกตาม S.P. Khromov และ M.A. Petrosyants (2004) ใน ฤดูหนาวช่วงอุณหภูมิเฉลี่ยรายวันในระยะยาวบนพื้นผิว (หิมะ) ของดินคือ 5–10°C ในฤดูร้อนจะอยู่ที่ 10–20°ซ ในบางวัน แอมพลิจูดรายวันอาจสูงกว่าและต่ำกว่าค่าเฉลี่ยระยะยาว ทั้งนี้ขึ้นอยู่กับปัจจัยหลายประการ โดยเฉพาะอย่างยิ่ง ความขุ่นมัว ในสภาพอากาศที่ไม่มีเมฆ รังสีดวงอาทิตย์จะสูงในตอนกลางวัน และรังสีที่มีประสิทธิภาพในเวลากลางคืนก็สูงเช่นกัน ดังนั้นค่าสูงสุดรายวัน (วัน) จึงสูงเป็นพิเศษ และค่าต่ำสุดรายวัน (กลางคืน) มีค่าต่ำ และด้วยเหตุนี้ แอมพลิจูดรายวันจึงมีมาก ในสภาพอากาศที่มีเมฆมาก ค่าสูงสุดในเวลากลางวันจะลดลง ค่าต่ำสุดของเวลากลางคืนจะเพิ่มขึ้น และแอมพลิจูดรายวันจะเล็กลง

แน่นอนว่าอุณหภูมิของผิวดินก็เปลี่ยนแปลงไปตลอดทั้งปีเช่นกัน ในละติจูดเขตร้อน แอมพลิจูดประจำปี (ความแตกต่างระหว่างอุณหภูมิเฉลี่ยระยะยาวของเดือนที่ร้อนที่สุดและเย็นที่สุดของปี) มีค่าน้อยและเพิ่มขึ้นตามละติจูด ในซีกโลกเหนือที่ละติจูด 10° อุณหภูมิจะอยู่ที่ 3°C ที่ละติจูด 30° ประมาณ 10°C และที่ละติจูดที่ 50° อุณหภูมิเฉลี่ยอยู่ที่ 25°C

ในละติจูดนอกเขตร้อน การเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิอากาศที่ไม่เป็นระยะๆ เกิดขึ้นบ่อยครั้งและมีความสำคัญมากจนการแปรผันของอุณหภูมิในตอนกลางวันนั้นแสดงให้เห็นอย่างชัดเจนเฉพาะในช่วงเวลาที่สภาพอากาศค่อนข้างคงที่และมีเมฆมากเพียงเล็กน้อยเท่านั้น เวลาที่เหลือจะถูกบดบังด้วยการเปลี่ยนแปลงที่ไม่เป็นช่วงๆ ซึ่งอาจรุนแรงมาก ตัวอย่างเช่น การระบายความร้อนในฤดูหนาว เมื่ออุณหภูมิในช่วงเวลาใดๆ ของวันสามารถลดลง (ในสภาพทวีป) ได้ 10–20 องศาเซลเซียสภายในหนึ่งชั่วโมง

ในละติจูดเขตร้อน การเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิที่ไม่เป็นคาบมีความสำคัญน้อยกว่า และไม่รบกวนความแปรผันของอุณหภูมิในแต่ละวันมากนัก

การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิที่ไม่เป็นระยะๆ ส่วนใหญ่เกี่ยวข้องกับการเคลื่อนตัวของมวลอากาศจากบริเวณอื่นของโลก เหตุการณ์การทำความเย็นที่มีนัยสำคัญโดยเฉพาะอย่างยิ่ง (บางครั้งเรียกว่าคลื่นเย็น) เกิดขึ้นใน ละติจูดพอสมควรเนื่องจากการบุกรุกของมวลอากาศเย็นจากอาร์กติกและแอนตาร์กติกา ในยุโรป ความหนาวเย็นอย่างรุนแรงในฤดูหนาวก็เกิดขึ้นเมื่อมวลอากาศเย็นเข้ามาทางทิศตะวันออกและใน ยุโรปตะวันตกจากดินแดนยุโรปของรัสเซีย มวลอากาศเย็นบางครั้งทะลุผ่านแอ่งเมดิเตอร์เรเนียนและไปถึงแอฟริกาเหนือและเอเชียไมเนอร์ แต่บ่อยครั้งที่พวกเขาอาศัยอยู่ที่ด้านหน้าเทือกเขาของยุโรปซึ่งตั้งอยู่ในทิศทางละติจูดโดยเฉพาะอย่างยิ่งในด้านหน้าของเทือกเขาแอลป์และคอเคซัส ดังนั้น สภาพภูมิอากาศลุ่มน้ำเมดิเตอเรเนียนและทรานส์คอเคซัสมีความแตกต่างอย่างมากจากสภาพใกล้เคียง แต่มีพื้นที่ทางตอนเหนือมากกว่า

ในเอเชีย อากาศเย็นแทรกซึมเข้าสู่เทือกเขาที่ จำกัด อาณาเขตของสาธารณรัฐเอเชียกลางอย่างอิสระจากทางใต้และตะวันออกดังนั้นฤดูหนาวในที่ราบลุ่ม Turan จึงค่อนข้างหนาว แต่เทือกเขาเช่น Pamirs, Tien Shan, Altai, Tibetan Plateau ไม่ต้องพูดถึงเทือกเขาหิมาลัยเป็นอุปสรรคต่อการแทรกซึมของมวลอากาศเย็นไปทางทิศใต้ต่อไป ในบางกรณีที่พบไม่บ่อย การระบายความร้อนแบบ advective อย่างมีนัยสำคัญนั้นพบได้ อย่างไรก็ตาม ในอินเดีย: ในแคว้นปัญจาบโดยเฉลี่ย 8–9 ° C และในเดือนมีนาคม 1911 อุณหภูมิลดลง 20 ° C มีมวลอากาศหนาวเย็นไหลผ่านบริเวณเทือกเขาทางทิศตะวันตก อากาศเย็นจะพัดผ่านเอเชียตะวันออกเฉียงใต้ได้ง่ายและบ่อยขึ้นโดยไม่พบอุปสรรคสำคัญตลอดทาง (S.P. Khromov และ M.A. Petrosyants)

ไม่มีทิวเขาละติจูดในอเมริกาเหนือ ดังนั้นมวลอากาศที่หนาวเย็นของอาร์กติกสามารถแพร่กระจายไปยังฟลอริดาและอ่าวเม็กซิโกได้โดยไม่มีสิ่งกีดขวาง

เหนือมหาสมุทร การบุกรุกของมวลอากาศเย็นสามารถเจาะลึกเข้าไปในเขตร้อนได้ แน่นอน อากาศเย็นจะค่อยๆ อุ่นขึ้นเหนือน้ำอุ่น แต่ก็ยังสามารถทำให้อุณหภูมิลดลงอย่างเห็นได้ชัด

การบุกรุก อากาศทะเลตั้งแต่ละติจูดกลางของมหาสมุทรแอตแลนติกไปจนถึงยุโรปทำให้เกิดภาวะโลกร้อนในฤดูหนาวและความเย็นในฤดูร้อน ยิ่งลึกเข้าไปในส่วนลึกของยูเรเซีย ความถี่ของมวลอากาศในมหาสมุทรแอตแลนติกก็จะยิ่งน้อยลงเท่านั้น และคุณสมบัติเริ่มต้นของพวกมันก็จะยิ่งเปลี่ยนแปลงไปทั่วทั้งแผ่นดินใหญ่ อย่างไรก็ตาม ผลกระทบของการรุกรานจากมหาสมุทรแอตแลนติกต่อสภาพอากาศสามารถสืบย้อนไปถึงที่ราบสูงไซบีเรียตอนกลางและเอเชียกลางได้

อากาศเขตร้อนจะรุกรานยุโรปทั้งในฤดูหนาวและฤดูร้อนจากแอฟริกาเหนือและจากละติจูดต่ำของมหาสมุทรแอตแลนติก ในฤดูร้อน มวลอากาศจะมีอุณหภูมิใกล้เคียงกับมวลอากาศในเขตร้อน ดังนั้นจึงเรียกอีกอย่างว่ารูปแบบอากาศเขตร้อนทางตอนใต้ของยุโรป หรือมาจากคาซัคสถานและเอเชียกลางจากคาซัคสถานและเอเชียกลาง การบุกรุกของอากาศเขตร้อนจากมองโกเลีย ภาคเหนือของจีน จากภาคใต้ของคาซัคสถานและจากทะเลทรายของเอเชียกลางพบได้ในดินแดนเอเชียของรัสเซียในฤดูร้อน

ในบางกรณี อุณหภูมิจะสูงขึ้นอย่างรุนแรง (สูงถึง +30°C) ในช่วงฤดูร้อนที่อากาศเขตร้อนจะพัดเข้าสู่ทางเหนือของรัสเซีย

ที่ อเมริกาเหนืออากาศเขตร้อนจะบุกรุกจากมหาสมุทรแปซิฟิกและมหาสมุทรแอตแลนติก โดยเฉพาะอย่างยิ่งจากอ่าวเม็กซิโก บนแผ่นดินใหญ่เอง มวลอากาศเขตร้อนก่อตัวขึ้นเหนือเม็กซิโกและทางตอนใต้ของสหรัฐอเมริกา

แม้แต่ในพื้นที่ ขั้วโลกเหนืออุณหภูมิของอากาศในฤดูหนาวบางครั้งเพิ่มขึ้นเป็นศูนย์อันเป็นผลมาจากการเคลื่อนตัวจากละติจูดพอสมควร และสามารถติดตามความร้อนได้ทั่วทั้งชั้นโทรโพสเฟียร์

สารบัญ
ภูมิอากาศและอุตุนิยมวิทยา
แผนการสอน
อุตุนิยมวิทยาและอุตุนิยมวิทยา
บรรยากาศ อากาศ ภูมิอากาศ
การสังเกตการณ์อุตุนิยมวิทยา
การสมัครบัตร
กรมอุตุนิยมวิทยาและองค์การอุตุนิยมวิทยาโลก (WMO)
กระบวนการสร้างภูมิอากาศ
ปัจจัยทางดาราศาสตร์
ปัจจัยทางธรณีฟิสิกส์
ปัจจัยอุตุนิยมวิทยา
เกี่ยวกับรังสีดวงอาทิตย์
สมดุลความร้อนและการแผ่รังสีของโลก
รังสีแสงอาทิตย์โดยตรง
การเปลี่ยนแปลงของรังสีดวงอาทิตย์ในชั้นบรรยากาศและบนพื้นผิวโลก
ปรากฏการณ์การกระเจิงของรังสี
รังสีทั้งหมด, รังสีสะท้อนจากดวงอาทิตย์, รังสีดูดกลืน, PAR, อัลเบโดของโลก
การแผ่รังสีของพื้นผิวโลก
รังสีต้านหรือต้านรังสี
สมดุลการแผ่รังสีของพื้นผิวโลก
การกระจายความสมดุลของรังสีตามภูมิศาสตร์
ความกดอากาศและสนามบาริก
ระบบแรงดัน
ความผันผวนของความดัน
ความเร่งของอากาศเนื่องจากการไล่ระดับความเอียงของบรรยากาศ
แรงเบี่ยงของการหมุนของโลก
ลมธรณีและไล่ระดับ
กฎลมบาริก
แนวหน้าในบรรยากาศ
ระบอบความร้อนของบรรยากาศ
สมดุลความร้อนของพื้นผิวโลก
ความแปรผันของอุณหภูมิบนผิวดินรายวันและรายปี
อุณหภูมิมวลอากาศ
แอมพลิจูดของอุณหภูมิอากาศประจำปี
ภูมิอากาศแบบคอนติเนนตัล
เมฆปกคลุมและปริมาณน้ำฝน
การระเหยและความอิ่มตัว
ความชื้น
การกระจายความชื้นในอากาศ
การควบแน่นของบรรยากาศ
เมฆ
การจำแนกคลาวด์ระหว่างประเทศ
เมฆครึ้ม ความแปรปรวนรายวันและรายปี
ปริมาณน้ำฝนจากเมฆ (การจำแนกปริมาณน้ำฝน)
ลักษณะของระบอบการตกตะกอน
ปริมาณน้ำฝนประจำปี
ความสำคัญภูมิอากาศของหิมะปกคลุม
เคมีบรรยากาศ
องค์ประกอบทางเคมีของชั้นบรรยากาศโลก
องค์ประกอบทางเคมีของเมฆ
องค์ประกอบทางเคมีของการตกตะกอน
ความเป็นกรดของฝน

บรรยาย 4

อุณหภูมิดิน

พลังงานการแผ่รังสีในชั้นแอกทีฟจะเปลี่ยนเป็นความร้อน ด้วยความสมดุลของการแผ่รังสีที่เป็นบวก (ในเวลากลางวัน ฤดูร้อน) ความร้อนส่วนหนึ่งจะใช้ในการให้ความร้อนแก่ชั้นที่ใช้งาน ส่วนหนึ่งคือการให้ความร้อนแก่อากาศผิวดิน พืช และส่วนหนึ่งคือการระเหยของน้ำจากดินและพืช เมื่อความสมดุลของการแผ่รังสีเป็นลบ (ในเวลากลางคืน ในฤดูหนาว) ค่าใช้จ่ายด้านความร้อนที่เกี่ยวข้องกับการแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพของพื้นผิวที่ทำงานอยู่จะถูกชดเชยด้วยการไหลเข้าของความร้อนจากชั้นที่ใช้งาน จากอากาศ ส่วนหนึ่งของความร้อนจะถูกปล่อยออกมาในช่วง การควบแน่น (ระเหิด) ของไอน้ำบนพื้นผิวที่ใช้งาน พลังงานขาเข้าและขาออกนี้แสดงโดยสมการสมดุลความร้อน:

B=A+P+LE

โดยที่ B คือความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวที่ใช้งาน A คือฟลักซ์ความร้อนระหว่างพื้นผิวที่ทำงานอยู่และชั้นที่อยู่เบื้องล่าง P คือฟลักซ์ความร้อนระหว่างพื้นผิวกับชั้นพื้นดินของอากาศ LE - การไหลของความร้อนที่เกี่ยวข้องกับการเปลี่ยนแปลงเฟสของน้ำ (การระเหย - การควบแน่น)

ส่วนประกอบอื่นๆ ของสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลก (ฟลักซ์ความร้อนจากพลังงานลม กระแสน้ำ ปริมาณน้ำฝน การใช้พลังงานสำหรับการสังเคราะห์ด้วยแสง ฯลฯ) มีขนาดเล็กกว่าส่วนประกอบสมดุลที่กล่าวถึงก่อนหน้านี้มาก ดังนั้นจึงมองข้ามไปได้

ความหมายของสมการคือการปรับสมดุลสมดุลการแผ่รังสีของพื้นผิวโลกด้วยการถ่ายเทความร้อนแบบไม่แผ่รังสี

ความแปรปรวนของอุณหภูมิผิวดินรายวันและรายปี

ความจริงที่ว่าสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลกเป็นศูนย์ไม่ได้หมายความว่าอุณหภูมิพื้นผิวจะไม่เปลี่ยนแปลง เมื่อการถ่ายเทความร้อนลดลง (+A) ความร้อนส่วนสำคัญของพื้นผิวจากด้านบนจะยังคงอยู่ในชั้นที่ทำงานอยู่ อุณหภูมิของชั้นนี้และดังนั้น ของพื้นผิวที่ทำงานอยู่ก็เพิ่มขึ้นเช่นกัน ในทางตรงกันข้าม เมื่อความร้อนถูกถ่ายเทผ่านพื้นผิวโลกจากล่างขึ้นบน (-A) ความร้อนสู่ชั้นบรรยากาศจะออกจากชั้นแอคทีฟเป็นหลัก อันเป็นผลมาจากอุณหภูมิพื้นผิวลดลง

ความร้อนในเวลากลางวันและความเย็นในตอนกลางคืนของพื้นผิวดินทำให้เกิดความผันผวนของอุณหภูมิทุกวัน คอร์สรายวันอุณหภูมิมักจะมีค่าสูงสุดและค่าต่ำสุดหนึ่งค่า อุณหภูมิต่ำสุดของพื้นผิวดินในสภาพอากาศแจ่มใสจะสังเกตได้ก่อนพระอาทิตย์ขึ้น เมื่อความสมดุลของรังสียังคงเป็นลบ และการแลกเปลี่ยนความร้อนระหว่างอากาศกับดินนั้นเล็กน้อย เมื่อดวงอาทิตย์ขึ้น เมื่อความสมดุลของรังสีเพิ่มขึ้น อุณหภูมิของผิวดินก็จะสูงขึ้น อุณหภูมิสูงสุดอยู่ที่ประมาณ 13:00 น. จากนั้นอุณหภูมิจะเริ่มลดลง

ในบางวัน อุณหภูมิดินในแต่ละวันที่ระบุจะถูกรบกวนภายใต้อิทธิพลของเมฆ ปริมาณน้ำฝน และปัจจัยอื่นๆ ในกรณีนี้ ค่าสูงสุดและต่ำสุดสามารถเปลี่ยนเป็นเวลาอื่นได้

ความแตกต่างระหว่างค่าสูงสุดและต่ำสุดในหลักสูตรรายวันหรือรายปีเรียกว่า แอมพลิจูดของอุณหภูมิแน่นอน.

เกี่ยวกับแอมพลิจูดของการเปลี่ยนแปลงรายวันของอุณหภูมิพื้นผิวดินได้รับอิทธิพลจากปัจจัยต่อไปนี้:

ฤดูกาล : ในฤดูร้อน แอมพลิจูดจะกว้างที่สุด ในฤดูหนาว - เล็กที่สุด

ละติจูดทางภูมิศาสตร์ : แอมพลิจูดสัมพันธ์กับความสูงตอนเที่ยงของดวงอาทิตย์ ซึ่งจะเพิ่มขึ้นในทิศทางจากขั้วถึงเส้นศูนย์สูตร ดังนั้น ในบริเวณขั้วโลก แอมพลิจูดจึงไม่มีนัยสำคัญ และใน ทะเลทรายเขตร้อนที่นอกจากนี้การแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพสูงถึง 50 ... 60 0С;

ภูมิประเทศ : เมื่อเปรียบเทียบกับที่ราบ ทางลาดทางใต้จะร้อนขึ้นอย่างแรง ทางเหนือนั้นอ่อนกว่า และทางตะวันตกนั้นค่อนข้างจะแรงกว่าทางทิศตะวันออก และแอมพลิจูดก็เปลี่ยนไปตามนั้น

พืชพรรณและหิมะปกคลุม : แอมพลิจูดของวัฏจักรรายวันภายใต้ฝาครอบเหล่านี้น้อยกว่าในกรณีที่ไม่มีอยู่เนื่องจากช่วยลดความร้อนและความเย็นของพื้นผิวดิน

สีดิน : แอมพลิจูดของการแปรผันของอุณหภูมิรายวันของพื้นผิวดินสีเข้มนั้นมากกว่าของดินเบา เนื่องจากการดูดกลืนและการปล่อยรังสีในอดีตมีค่ามากกว่าในระยะหลัง

สภาพพื้นผิว : ดินร่วนมีแอมพลิจูดมากกว่าดินหนาแน่น ในดินหนาแน่นความร้อนที่ดูดซับจะกระจายลึกกว่าและในดินที่หลวมจะยังคงอยู่ในชั้นบนดังนั้นความร้อนหลังจะร้อนขึ้น

ความชื้นในดิน : บนผิวดินเปียก แอมพลิจูดน้อยกว่าบนพื้นผิวแห้ง ในดินเปียกความร้อนที่ดูดซับเช่นเดียวกับในดินหนาแน่นกระจายลึกและความร้อนบางส่วนถูกใช้ไปในการระเหยซึ่งเป็นผลมาจากความร้อนที่น้อยกว่าแห้ง

เมฆครึ้ม : ในสภาพอากาศที่มีเมฆมาก แอมพลิจูดจะน้อยกว่าในสภาพอากาศแจ่มใสมาก เนื่องจากความขุ่นมัวช่วยลดความร้อนในตอนกลางวันและความเย็นในตอนกลางคืนของพื้นผิวที่ทำงานอยู่

หลักสูตรประจำปี อุณหภูมิพื้นผิวดินถูกกำหนดโดยการมาถึงที่แตกต่างกันของรังสีดวงอาทิตย์ในระหว่างปี

อุณหภูมิต่ำสุดบนผิวดินมักพบในเดือนมกราคม - กุมภาพันธ์ สูงสุดในเดือนกรกฎาคมหรือสิงหาคม

แอมพลิจูดของการแปรผันประจำปีของอุณหภูมิพื้นผิวดินได้รับอิทธิพลจากปัจจัยเดียวกันกับแอมพลิจูดของการเปลี่ยนแปลงรายวัน ยกเว้นละติจูดของสถานที่ แอมพลิจูดของการแปรผันประจำปี ตรงกันข้ามกับการแปรผันรายวัน เพิ่มขึ้นตามละติจูด

ลักษณะทางอุณหพลศาสตร์ของดิน

มีการแลกเปลี่ยนความร้อนอย่างต่อเนื่องระหว่างพื้นผิวดินกับชั้นที่อยู่เบื้องล่าง การถ่ายเทความร้อนสู่ดินส่วนใหญ่เกิดจากการนำความร้อนระดับโมเลกุล

การให้ความร้อนและความเย็นของดินส่วนใหญ่ขึ้นอยู่กับลักษณะทางอุณหพลศาสตร์: ความจุความร้อนและการนำความร้อน

ความจุความร้อน คือ ปริมาณความร้อนที่ทำให้ดินมีอุณหภูมิเพิ่มขึ้น 1°C แยกความแตกต่างระหว่างความจุความร้อนจำเพาะและปริมาตร

ความร้อนจำเพาะ (กับ อู๊ด ) คือปริมาณความร้อนที่ทำให้ดิน 1 กิโลกรัมมีอุณหภูมิเพิ่มขึ้น 1 องศาเซลเซียส

ความจุความร้อนเชิงปริมาตร (กับ เกี่ยวกับ ) คือปริมาณความร้อนที่ต้องการเพื่อให้ความร้อนแก่ดิน 1 ลบ.ม. คูณ 1 °C

ความสามารถของดินในการถ่ายเทความร้อนจากชั้นหนึ่งไปยังอีกชั้นหนึ่งเรียกว่าการนำความร้อน .

การวัดค่าการนำความร้อนของดินคือค่าสัมประสิทธิ์การนำความร้อนซึ่งมีค่าเท่ากับปริมาณความร้อน J ผ่านไปใน 1 วินาที ผ่านฐานของเสาดินที่มีหน้าตัดขนาด 1 ตร.ม. และสูง 1 ม.

ค่าสัมประสิทธิ์การนำความร้อนของดินขึ้นอยู่กับอัตราส่วนของเนื้อหาเป็นหลักอากาศและน้ำ .

ลักษณะทางอุณหพลศาสตร์ของดินก็ขึ้นอยู่กับของมันความหนาแน่น . เมื่อความหนาแน่นลดลง ความจุความร้อนและค่าการนำความร้อนของดินแห้งจะลดลง ดังนั้นดินที่คลายตัวในชั้นที่เหมาะแก่การเพาะปลูกจึงอบอุ่นในตอนกลางวันมากกว่าดินที่หนาแน่นและเย็นกว่าในตอนกลางคืน นอกจากนี้ ดินร่วนมีพื้นที่ผิวจำเพาะที่ใหญ่กว่าดินหนาแน่น ดังนั้นจึงดูดซับรังสีได้มากขึ้นในตอนกลางวันและแผ่ความร้อนออกมาเข้มข้นกว่าในตอนกลางคืน

การวัดอุณหภูมิและความลึกของการแช่แข็งของดิน

ในการวัดอุณหภูมิของดิน จะใช้ของเหลว (ปรอท แอลกอฮอล์ โทลูอีน) เทอร์โมอิเล็กทริก เทอร์โมมิเตอร์วัดความต้านทาน และเครื่องวัดอุณหภูมิการเสียรูป

เทอร์โมมิเตอร์แบบเร่งด่วน TM-3 ปรอท ใช้วัดอุณหภูมิพื้นผิวดินใน ช่วงเวลานี้(ภาคเรียน).

เทอร์โมมิเตอร์สูงสุด TM-1 ปรอท ใช้ในการวัดอุณหภูมิพื้นผิวสูงสุดระหว่างการสังเกต

เทอร์โมมิเตอร์สูงสุดแตกต่างจากแบบเร่งด่วนตรงที่หมุดบาง ๆ บัดกรีที่ด้านล่างของถังเข้าสู่ช่องเส้นเลือดฝอยใกล้กับถังโดยตรง เป็นผลให้ปรอทแตกตัวที่จุดแคบและทำให้ค่าอุณหภูมิสูงสุดสำหรับช่วงเวลาที่กำหนดจะถูกบันทึก

เทอร์โมมิเตอร์ขั้นต่ำ TM-2 แอลกอฮอล์ ใช้ในการวัดอุณหภูมิต่ำสุดของพื้นผิวดินในช่วงระยะเวลาสังเกต คุณลักษณะของอุปกรณ์ของเทอร์โมมิเตอร์นี้คือมีหมุดเล็ก ๆ ที่ทำจากแก้วสีเข้มอยู่ภายในเส้นเลือดฝอย เมื่ออุณหภูมิลดลง ฟิล์มพื้นผิวของวงเดือนจะเคลื่อนเข้าหาถังและขยับหมุดไปด้านหลัง เมื่ออุณหภูมิสูงขึ้น แอลกอฮอล์ที่ขยายตัวจะไหลเวียนไปทั่วเข็มอย่างอิสระ ส่วนหลังยังคงอยู่ในสถานที่ซึ่งบ่งชี้อุณหภูมิต่ำสุดจากอ่างเก็บน้ำระหว่างช่วงเวลาของการสังเกตระยะไกลจากอ่างเก็บน้ำ

เทอร์โมมิเตอร์ข้อศอก (Savinova) TM-5 ปรอท ออกแบบมาเพื่อวัดอุณหภูมิดินในช่วงอบอุ่นที่ระดับความลึก 5, 10, 15 และ 20 ซม.

โพรบเทอร์โมมิเตอร์ AM-6 โทลูอีน ใช้สำหรับการวัดอุณหภูมิดินภาคสนามที่ระดับความลึก 3...40 ซม.

อิเล็กโทรเทอร์โมมิเตอร์ทรานซิสเตอร์ TET-2 ใช้ในการวัดอุณหภูมิของชั้นที่เหมาะแก่การเพาะปลูกในช่วงเวลาที่อบอุ่น พวกเขายังสามารถวัดอุณหภูมิในกองพืชราก มันฝรั่ง ในมวลเมล็ดพืชในร่อง

อ้อยของนักปฐพีวิทยา PITT-1 ออกแบบมาเพื่อวัดอุณหภูมิของดินชั้นบนและวัดความลึกของการไถ หลักการทำงานขึ้นอยู่กับการวัดความต้านทานโอห์มมิกเป็นฟังก์ชันของอุณหภูมิ

เครื่องวัดอุณหภูมิแบบสกัด TPV-50 ปรอท ออกแบบมาเพื่อวัดอุณหภูมิดินที่ความลึก 20...320 ซม. ตลอดทั้งปี นอกจากนี้ยังสามารถใช้ในฟาร์มเพื่อวัดอุณหภูมิในกอง ไซโล ฯลฯ

เมื่อเร็ว ๆ นี้ได้มีการพัฒนาวิธีการสำหรับการกำหนดอุณหภูมิพื้นผิวดินแบบไม่สัมผัสจากดาวเทียม เครื่องบิน และเฮลิคอปเตอร์ ซึ่งทำให้สามารถรับค่าอุณหภูมิเฉลี่ยสำหรับพื้นที่สำคัญของพื้นผิวโลกได้

เครื่องวัดความเยือกแข็ง AM-21 ใช้สำหรับวัดความลึกของการแช่แข็งของดิน อุปกรณ์นี้ประกอบด้วยท่ออีโบไนต์ซึ่งมีหน่วยเป็นเซนติเมตรเพื่อกำหนดความสูงของหิมะปกคลุม ในหลอดนี้วางท่อยางที่มีส่วนผ่าน 1 ซม. เติมน้ำกลั่น

อุณหภูมิตามมาตราส่วนการปฏิบัติสากลวัดเป็นองศาเซลเซียส (° C) องศาในระดับนี้คือ 1/100 ของช่วงเวลาระหว่างจุดหลอมเหลวของน้ำแข็ง (0 °C) กับจุดเดือดของน้ำ (100°C)

ความสำคัญของอุณหภูมิดินสำหรับพืช

อุณหภูมิของดินเป็นหนึ่งในปัจจัยที่สำคัญที่สุดในชีวิตของพืช การงอกของเมล็ด การพัฒนาระบบราก กิจกรรมที่สำคัญของจุลินทรีย์ในดิน การดูดซึมแร่ธาตุจากราก ฯลฯ ขึ้นอยู่กับอุณหภูมิของดินในระดับสูง เมื่ออุณหภูมิของดินสูงขึ้น กระบวนการทั้งหมดนี้ก็จะเริ่มทำงาน อุณหภูมิดินที่ลดลงอย่างมีนัยสำคัญทำให้พืชผลฤดูหนาว หญ้ายืนต้น และ . ตายได้ ต้นผลไม้.

เมล็ดพืชผลทางการเกษตรส่วนใหญ่ในเขตกลางจะงอกที่อุณหภูมิ 3...5 °C ในขณะที่เมล็ดพืช เช่น ข้าว ฝ้าย ฯลฯ ต้องการอุณหภูมิที่สูงขึ้นมาก - 13...15 °C

เมื่ออุณหภูมิของดินเพิ่มขึ้นจนถึงระดับที่เหมาะสม อัตราการงอกของเมล็ดจะเพิ่มขึ้น ซึ่งทำให้ระยะเวลาตั้งแต่หว่านถึงการงอกลดลง

ระบอบอุณหภูมิของดินส่งผลโดยตรงต่ออัตราการเติบโตของระบบราก ที่อุณหภูมิต่ำและสูง อัตราการเจริญเติบโตจะลดลง

หลังจากการงอก อุณหภูมิของดินจะไม่สูญเสียความสำคัญสำหรับพืช พวกเขาเติบโตและพัฒนาได้ดีขึ้นหากรากของพวกเขาอยู่ในสภาพแวดล้อมที่มีอุณหภูมิต่ำกว่าเล็กน้อย (โดย 5 ... 10 ° C) เมื่อเทียบกับอวัยวะที่อยู่เหนือพื้นดิน

อุณหภูมิของดินมีอิทธิพลอย่างมากต่อกิจกรรมที่สำคัญของจุลินทรีย์ และเป็นผลให้พืชมีธาตุอาหารที่มีแร่ธาตุ อัตราการสลายตัวของอินทรียวัตถุ การสังเคราะห์สารฮิวมิก เป็นต้น

ระบอบอุณหภูมิกำหนดการสะสมของสารอาหารเคลื่อนที่ในดิน โดยมีอิทธิพลต่ออัตราการเคลื่อนที่ของน้ำและเกลือที่ละลายน้ำได้ อุณหภูมิส่งผลต่ออัตราการป้อนธาตุอาหารในพืชจากดินและปุ๋ยที่ใช้ ที่อุณหภูมิต่ำ (8 ... 10 ° C) ตัวอย่างเช่นการเข้าสู่รากและการเคลื่อนที่จากรากไปยังอวัยวะเหนือพื้นดินของไนโตรเจนจะลดลงและการบริโภคสำหรับการก่อตัวของสารประกอบไนโตรเจนอินทรีย์จะลดลง ที่อุณหภูมิต่ำกว่า (5 ... 6 ° C และต่ำกว่า) การดูดซับไนโตรเจนและฟอสฟอรัสโดยรากจะลดลงอย่างรวดเร็ว ในขณะเดียวกันการดูดซึมโพแทสเซียมก็ลดลงเช่นกัน

การแพร่กระจายและความเป็นอันตรายของโรคและแมลงศัตรูพืชของพืชเกษตรยังสัมพันธ์อย่างใกล้ชิดกับระบอบอุณหภูมิของดิน ในพืชที่ชอบความร้อนจำนวนหนึ่ง (ข้าวโพด ฝ้าย) โรคของต้นกล้าและเชื้อราที่ทำลายเมล็ดจะปรากฏที่อุณหภูมิต่ำ (ในน้ำพุเย็น) เมื่อสภาวะความร้อนไม่เอื้ออำนวยต่อพืช

ศัตรูพืชที่มีตัวอ่อนอยู่ในดินขึ้นอยู่กับอุณหภูมิสามารถก่อให้เกิดอันตรายได้ไม่มากก็น้อย

ผิวที่ร้อนจากรังสีของดวงอาทิตย์โดยตรงและปล่อยความร้อนไปยังชั้นและอากาศที่อยู่เบื้องล่างเรียกว่า พื้นผิวที่ใช้งาน. อุณหภูมิของพื้นผิวที่ทำงาน ค่าและการเปลี่ยนแปลง (รูปแบบรายวันและรายปี) ถูกกำหนดโดยสมดุลความร้อน
ค่าสูงสุดของส่วนประกอบเกือบทั้งหมดของสมดุลความร้อนจะสังเกตได้ในเวลาใกล้เที่ยง ข้อยกเว้นคือการแลกเปลี่ยนความร้อนสูงสุดในดินซึ่งตรงกับช่วงเช้า แอมพลิจูดสูงสุดของการเปลี่ยนแปลงรายวันของส่วนประกอบสมดุลความร้อนจะถูกบันทึกไว้ใน เวลาฤดูร้อน, ขั้นต่ำ - ในฤดูหนาว
ในช่วงเวลากลางวันของอุณหภูมิของพื้นผิวที่แห้งและปราศจากพืชพรรณในวันที่อากาศแจ่มใส ค่าสูงสุดจะเกิดขึ้นหลังเวลา 13:00 น. และค่าต่ำสุดจะเกิดขึ้นในช่วงเวลาพระอาทิตย์ขึ้น ความขุ่นมัวรบกวนอุณหภูมิพื้นผิวปกติและทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงในช่วงเวลาสูงสุดและต่ำสุด อิทธิพลอันยิ่งใหญ่อุณหภูมิพื้นผิวได้รับอิทธิพลจากความชื้นและพืชพรรณปกคลุม
อุณหภูมิพื้นผิวสูงสุดในตอนกลางวันสามารถอยู่ที่ +80° และมากกว่านั้น (ทางตอนใต้ของรัสเซีย +75°) ความผันผวนรายวันถึง 40° ค่าของมันขึ้นอยู่กับฤดูกาล ความขุ่น สมบัติทางความร้อนของพื้นผิว สี ความหยาบ พืชที่ปกคลุม และความลาดเอียง
อุณหภูมิประจำปีของชั้นแอกทีฟจะแตกต่างกันไปตามละติจูดที่ต่างกัน อุณหภูมิพื้นผิวสูงสุดในละติจูดกลางและสูงมักจะสังเกตได้ในเดือนกรกฎาคม ต่ำสุดคือในเดือนมกราคม แอมพลิจูดของความผันผวนของอุณหภูมิประจำปีของพื้นผิวที่ใช้งานใน ละติจูดต่ำเล็กมากในละติจูดกลางบนบกถึง 30° ความผันผวนของอุณหภูมิพื้นผิวประจำปีในเขตอบอุ่นและละติจูดสูงนั้นได้รับอิทธิพลอย่างมากจากหิมะที่ปกคลุม
การกระจายความร้อนในดินขึ้นอยู่กับคุณสมบัติหลายประการ และเหนือสิ่งอื่นใดคือความจุความร้อนและการนำความร้อน เมื่อได้รับความร้อนจากแสงอาทิตย์เท่ากัน ดินยิ่งร้อนช้ายิ่งมาก ความจุความร้อนปริมาตรความจุความร้อนเชิงปริมาตรของหินที่ประกอบเป็นดินนั้นน้อยกว่าความจุความร้อนของน้ำประมาณสองเท่า ความจุความร้อนของน้ำคือ 1, ควอตซ์ - 0.517, ดินเหนียว - 0.676, อากาศ - 0.0003
การถ่ายเทความร้อนจากชั้นหนึ่งไปอีกชั้นหนึ่งถูกควบคุมโดยการนำความร้อน หินส่วนใหญ่มีค่าการนำความร้อนต่ำในหน่วย (cal)cm * วินาที deg.):

ค่าการนำความร้อนของน้ำคือ 0.00129 cal / cm * วินาที * deg. อากาศ - 0.000056
เวลาในการถ่ายเทความร้อนจากชั้นหนึ่งไปอีกชั้นหนึ่ง และระยะเวลาของการเริ่มต้นของอุณหภูมิสูงสุดและต่ำสุดในระหว่างวันจะล่าช้าทุกๆ 10 ซม. ประมาณ 3 ชั่วโมง ถ้าอยู่บนพื้นผิว อุณหภูมิสูงสุดคือประมาณ 13 ชั่วโมงที่ความลึก 10 ซม. อุณหภูมิสูงสุดจะอยู่ที่ประมาณ 16 และที่ความลึก 20 ซม. - ประมาณ 19 ชั่วโมงเป็นต้น
ด้วยความร้อนที่ต่อเนื่องกันของชั้นต้นแบบจากชั้นที่อยู่เหนือชั้น แต่ละชั้นจะดูดซับความร้อนจำนวนหนึ่ง ยิ่งชั้นอยู่ลึกเท่าไร ก็จะยิ่งได้รับความร้อนน้อยลงและความผันผวนของอุณหภูมิในชั้นก็จะยิ่งอ่อนลง แอมพลิจูดของความผันผวนของอุณหภูมิรายวันลดลงตามความลึก 2 เท่าในทุก 15 ซม. ซึ่งหมายความว่าหากแอมพลิจูดบนพื้นผิวคือ 16° ที่ความลึก 15 ซม. ก็จะเท่ากับ 8° และที่ความลึก 30 ซม. จะเป็น 4° ในเวลาเดียวกัน ช่วงเวลาของความผันผวนของอุณหภูมิยังคงไม่เปลี่ยนแปลงในทุกระดับความลึก โดยเฉลี่ยที่ระดับความลึกประมาณ 1 เมตร อุณหภูมิดินที่ผันผวนในแต่ละวันจะลดลง ชั้นที่การสั่นเหล่านี้หยุดในทางปฏิบัติเรียกว่า layer อุณหภูมิรายวันคงที่
ยิ่งช่วงอุณหภูมิผันผวนนานเท่าใด ความผันผวนก็จะยิ่งแผ่ลึกขึ้นเท่านั้น ในละติจูดกลาง ชั้นของอุณหภูมิคงที่รายปีอยู่ที่ความลึก 19-20 ม. ในละติจูดสูง - ที่ความลึก 25 ม. ในละติจูดเขตร้อน แอมพลิจูดของอุณหภูมิประจำปีมีขนาดเล็ก และชั้นของแอมพลิจูดประจำปีคงที่ อยู่ลึกเพียง 5-10 เมตร
ช่วงเวลาของการเริ่มต้นของอุณหภูมิสูงสุดและต่ำสุดในระหว่างปีจะล่าช้าโดยเฉลี่ย 20-30 วันต่อเมตร ดังนั้น หากสังเกตอุณหภูมิต่ำสุดบนพื้นผิวในเดือนมกราคม ที่ระดับความลึก 2 เมตร จะเกิดขึ้นในต้นเดือนมีนาคม
การสังเกตพบว่าอุณหภูมิในชั้นอุณหภูมิคงที่ประจำปีนั้นใกล้เคียงกับอุณหภูมิอากาศเฉลี่ยต่อปีเหนือพื้นผิว ชั้นของดินที่อยู่เหนือชั้นของอุณหภูมิคงที่ประจำปีและมีความผันผวนประจำปีเรียกว่า ชั้นที่ใช้งาน
น้ำที่มีความจุความร้อนสูงกว่าและมีค่าการนำความร้อนต่ำกว่าพื้นดิน ทำให้ร้อนช้ากว่าและปล่อยความร้อนได้ช้ากว่า แสงแดดที่ตกลงมาบนผิวน้ำ ชั้นบนสุดของน้ำดูดซับบางส่วน และบางส่วนเจาะเข้าไปที่ระดับความลึกพอสมควร ให้ความร้อนแก่ชั้นบางส่วนโดยตรง ความคล่องตัวของน้ำทำให้เป็นไปได้ การถ่ายเทความร้อน. เนื่องจากการผสมของน้ำที่ปั่นป่วน การถ่ายเทความร้อนในเชิงลึกจึงเกิดขึ้นได้เร็วกว่าการนำความร้อนถึง 1,000-10,000 เท่า เมื่อชั้นผิวเย็นลง การพาความร้อนจะเกิดขึ้นพร้อมกับการผสมน้ำ
อุณหภูมิผันผวนรายวันบนพื้นผิวของมหาสมุทรในละติจูดสูงเพียง 0.1° ในละติจูดพอสมควร - 0.4° ในละติจูดเขตร้อน - 0.5° ความลึกของการเจาะทะลุของความผันผวนเหล่านี้คือ 15-20 ม. แอมพลิจูดอุณหภูมิประจำปีบนพื้นผิวมหาสมุทรอยู่ที่ 2° ในละติจูดเขตร้อนถึง 0.8° ในละติจูดพอสมควร ความผันผวนของอุณหภูมิประจำปีทะลุระดับความลึก 200-300 เมตร
ช่วงเวลาของอุณหภูมิสูงสุดในแหล่งน้ำจะล่าช้าเมื่อเทียบกับพื้นดิน สูงสุดเกิดขึ้นประมาณ 15-16 ชั่วโมง ต่ำสุด - 2-3 ชั่วโมงหลังพระอาทิตย์ขึ้น อุณหภูมิสูงสุดประจำปีบนพื้นผิวมหาสมุทรในซีกโลกเหนือตรงกับเดือนสิงหาคม ต่ำสุดในเดือนกุมภาพันธ์

ความแปรปรวนของอุณหภูมิดินรายวันและรายปี

การสังเกตอุณหภูมิและอุณหภูมิพื้นผิวดินในระดับความลึกต่างๆ ได้ดำเนินการที่สถานีอุตุนิยมวิทยาบางแห่งมาเป็นเวลากว่า 70-80 ปีแล้ว การประมวลผลข้อมูลเหล่านี้ทำให้สามารถกำหนดรูปแบบการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิดินในระหว่างวันและปีได้

การเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิดินในระหว่างวันเรียกว่าความแปรผันรายวันความแปรผันของอุณหภูมิในแต่ละวันมักจะมีค่าสูงสุดและค่าต่ำสุดหนึ่งค่า อุณหภูมิต่ำสุดของพื้นผิวดินในสภาพอากาศแจ่มใสจะสังเกตได้ก่อนพระอาทิตย์ขึ้น เมื่อความสมดุลของรังสียังคงเป็นลบ และการแลกเปลี่ยนความร้อนระหว่างอากาศกับดินนั้นเล็กน้อย เมื่อพระอาทิตย์ขึ้น เมื่อเครื่องหมายและขนาดของสมดุลรังสีเปลี่ยนแปลง อุณหภูมิของผิวดินจะเพิ่มขึ้น โดยเฉพาะในสภาพอากาศแจ่มใส อุณหภูมิสูงสุดอยู่ที่ประมาณ 13:00 น. จากนั้นอุณหภูมิจะเริ่มลดลงซึ่งจะดำเนินต่อไปจนถึงต่ำสุดในช่วงเช้า

ในบางวัน อุณหภูมิดินในแต่ละวันที่ระบุจะถูกรบกวนภายใต้อิทธิพลของเมฆ ปริมาณน้ำฝน และปัจจัยอื่นๆ ในกรณีนี้ ค่าสูงสุดและต่ำสุดสามารถเปลี่ยนเป็นเวลาอื่นได้ ในช่วงที่อากาศอบอุ่นจะสังเกตเห็นความผันแปรในแต่ละวันที่ชัดเจนและสม่ำเสมอในช่วงที่อากาศอบอุ่น

การเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิดินในระหว่างปีเรียกว่าหลักสูตรประจำปีโดยปกติ กราฟของหลักสูตรประจำปีจะขึ้นอยู่กับอุณหภูมิดินเฉลี่ยรายเดือน อุณหภูมิพื้นผิวดินประจำปีนั้นพิจารณาจากการมาถึงของรังสีดวงอาทิตย์ที่แตกต่างกันในแต่ละปีเป็นหลัก อุณหภูมิเฉลี่ยรายเดือนสูงสุดของพื้นผิวดินในละติจูดพอสมควรของซีกโลกเหนือมักจะสังเกตได้ในเดือนกรกฎาคม ซึ่งเป็นช่วงที่ความร้อนไหลลงสู่ดินมากที่สุด และต่ำสุดคือในเดือนมกราคม-กุมภาพันธ์

ความแตกต่างระหว่างค่าสูงสุดและต่ำสุดในหลักสูตรรายวันหรือรายปีเรียกว่า แอมพลิจูดหลักสูตรอุณหภูมิ

ปัจจัยที่มีผลต่อแอมพลิจูดของการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิดินรายวันและรายปี

แอมพลิจูดของการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิดินในแต่ละวันได้รับผลกระทบจาก:

1) ช่วงเวลาของปี; ในฤดูร้อนแอมพลิจูดจะกว้างที่สุดในฤดูหนาว - เล็กที่สุด

2) ละติจูดทางภูมิศาสตร์ แอมพลิจูดสัมพันธ์กับความสูงตอนเที่ยงของดวงอาทิตย์ ซึ่งในวันเดียวกันจะเพิ่มขึ้นในทิศทางจากขั้วถึงเส้นศูนย์สูตร ดังนั้นในบริเวณขั้วโลกแอมพลิจูดจึงไม่มีนัยสำคัญและในทะเลทรายเขตร้อนซึ่งยิ่งไปกว่านั้นการแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพยังสูงถึง 50-60 ° C

3) ภูมิประเทศ; เมื่อเปรียบเทียบกับที่ราบทางตอนใต้จะร้อนขึ้นอย่างมากทางเหนือนั้นอ่อนแอกว่าและทางตะวันตกนั้นค่อนข้างแข็งแกร่งกว่าทางทิศตะวันออก แอมพลิจูดก็เปลี่ยนไปตามนั้น

4) พืชพรรณและหิมะปกคลุม แอมพลิจูดของวัฏจักรรายวันภายใต้ฝาครอบเหล่านี้น้อยกว่าในกรณีที่ไม่มีอยู่

5) ความจุความร้อนและการนำความร้อนของดิน แอมพลิจูดสัมพันธ์ผกผันกับความจุความร้อนและการนำความร้อน

6) สีดิน; แอมพลิจูดของการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิรายวันของพื้นผิวของดินสีเข้มนั้นมากกว่าของดินเบาเนื่องจากการดูดกลืนรังสีและการแผ่รังสีจากพื้นผิวที่มืดนั้นมากกว่าของแสง พื้นผิวของดินแห้งและหลวมมีแอมพลิจูดมากกว่าพื้นผิวของดินที่ชื้นและหนาแน่น

7) เมฆมาก: ในสภาพอากาศที่มีเมฆมาก แอมพลิจูดจะน้อยกว่าในสภาพอากาศแจ่มใสมาก

แอมพลิจูดของการแปรผันประจำปีของอุณหภูมิพื้นผิวดินได้รับผลกระทบจากปัจจัยเดียวกันกับแอมพลิจูดของการแปรผันรายวัน ยกเว้นช่วงเวลาของปี แอมพลิจูดของการแปรผันประจำปี ตรงกันข้ามกับการแปรผันรายวัน เพิ่มขึ้นตามละติจูดที่เพิ่มขึ้น ในเขตเส้นศูนย์สูตรมีค่าเฉลี่ย 2-3 ° C และในบริเวณขั้วโลกของทวีปจะเกิน 70 ° C (ยากูเตีย)

แอมพลิจูดของการแปรผันประจำปีของอุณหภูมิของพื้นผิวดินเปล่ามีค่ามากกว่าความกว้างของพื้นผิวที่ปกคลุมไปด้วยพืชพันธุ์หรือหิมะ

แบบแผนการกระจายความร้อนในดิน

ความผันผวนของอุณหภูมิพื้นผิวดินรายวันและรายปีอันเนื่องมาจากการนำความร้อนจะถูกส่งไปยังชั้นที่ลึกกว่า ชั้นดินที่มีการสังเกตการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิรายวันและรายปีเรียกว่าชั้นแอกทีฟการแพร่กระจายของอุณหภูมิผันผวนลึกลงไปในดิน (ที่มีองค์ประกอบของดินเป็นเนื้อเดียวกัน) เกิดขึ้นตามกฎฟูริเยร์ต่อไปนี้

1. ระยะเวลาการสั่น กับความลึกไม่เปลี่ยนแปลง กล่าวคือ ทั้งบนผิวดินและทุกระดับความลึก ช่วงเวลาระหว่างค่าต่ำสุดหรือค่าสูงสุดของอุณหภูมิสองค่าต่อเนื่องกันคือ 24 ชั่วโมงในหลักสูตรรายวัน และ 12 เดือนในหลักสูตรรายปี

2. หากความลึกเพิ่มขึ้นในความก้าวหน้าทางคณิตศาสตร์ แอมพลิจูดจะลดลงแบบทวีคูณ กล่าวคือ เมื่อความลึกเพิ่มขึ้น แอมพลิจูดจะลดลงอย่างรวดเร็ว

ชั้นดินซึ่งอุณหภูมิไม่เปลี่ยนแปลงในระหว่างวันเรียกว่าชั้นของอุณหภูมิรายวันคงที่

ระบอบอุณหภูมิดิน __67

ในละติจูดกลาง ชั้นนี้เริ่มต้นที่ความลึก 70-100 ซม. ชั้นอุณหภูมิคงที่ต่อปีในละติจูดกลาง ลึกกว่า 15-20 เมตร

3. อุณหภูมิสูงสุดและต่ำสุดที่ระดับความลึกเกิดขึ้นช้ากว่าบนผิวดิน (ตารางที่ 15) ความล่าช้านี้เป็นสัดส่วนโดยตรงกับความลึก ค่าสูงสุดและค่าต่ำสุดรายวันจะล่าช้าสำหรับความลึกทุกๆ 10 ซม. โดยเฉลี่ย 2.5-3.5 ชั่วโมง และความลึกรายปีสำหรับความลึกแต่ละเมตรจะล่าช้า 20-30 วัน

ตารางที่ 15

เวลาเฉลี่ยของการเริ่มต้นของ maxima และ minima ในอุณหภูมิดินรายวัน (มิถุนายน)

ความลึก cm	ขั้นต่ำ h นาที	สูงสุด ชม. นาที	แอมพลิจูด "ความผันผวนของอุณหภูมิ°С
นุกุส (ใกล้ ทะเลอารัล, ทะเลทราย)
เลนินกราด

กฎฟูริเยร์ข้างต้นแสดงโดยกราฟของการเปลี่ยนแปลงรายวัน (รูปที่ 12) และรายปี (รูปที่ 13) ของอุณหภูมิพื้นผิวดินและอุณหภูมิที่ระดับความลึกต่างๆ ตัวเลขเหล่านี้แสดงให้เห็นอย่างชัดเจนถึงการลดลงของแอมพลิจูดที่มีความลึก ความล่าช้าในช่วงเวลาของการเริ่มต้นของจุดสูงสุดและต่ำสุดที่มีความลึกเพิ่มขึ้น และความเป็นอิสระของระยะเวลาของการแกว่งจากความลึก

จากการคำนวณทางทฤษฎีของฟูริเยร์ ความลึกที่การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิของดินในแต่ละปีควรมากกว่าความลึกของปรากฏการณ์ความผันผวนรายวันประมาณ 19 เท่า ในความเป็นจริง มีการสังเกตการเบี่ยงเบนที่มีนัยสำคัญจากการคำนวณทางทฤษฎี และในหลายกรณี ความลึกของการเจาะทะลุของความผันผวนประจำปีนั้นมากกว่าค่าที่คำนวณได้ เนื่องจากความแตกต่างของความชื้นในดินตามความลึกและเวลา การเปลี่ยนแปลงของการกระจายความร้อนของดินตามความลึก และสาเหตุอื่นๆ 68

ในละติจูดเหนือความลึกของการแทรกซึมของการเปลี่ยนแปลงประจำปีของอุณหภูมิดินโดยเฉลี่ย 25 ​​ม. ในละติจูดกลาง - 15-20 ม. ทางใต้ - ประมาณ 10 ม.

ระบอบอุณหภูมิของดิน

ข้าว. 12. ความแปรปรวนของอุณหภูมิดินรายวันในเดือนมิถุนายนในทบิลิซี

ตัวเลขใกล้ส่วนโค้งคือความลึกเป็นเมตร

// /// IV - วี VIUGVIIIถึง-"X XI XII

ข้าว. 13. หลักสูตรประจำปีของอุณหภูมิเฉลี่ยรายเดือนของดินที่มีพื้นผิวตามธรรมชาติในทบิลิซี ตัวเลขใกล้ส่วนโค้งคือความลึกเป็นเมตร

ไอโซเพิลความร้อน

วัสดุของการสังเกตอุณหภูมิดินในระยะยาวที่ระดับความลึกต่างๆ สามารถแสดงเป็นภาพกราฟิกได้ (รูปที่ 14) กราฟนี้เชื่อมโยงอุณหภูมิ ความลึก และเวลาของดิน ในการสร้างกราฟ ความลึกจะถูกวาดบนแกนตั้ง และเวลา (โดยปกติคือเดือน) จะถูกวาดบนแนวนอน กราฟแสดงอุณหภูมิดินเฉลี่ยรายเดือนที่ระดับความลึกต่างกัน จากนั้นจุดที่มีอุณหภูมิเท่ากันจะเชื่อมต่อกันด้วยเส้นเรียบซึ่งเรียกว่า ไอโซเพิลความร้อนไอโซเพิลไอโซเพิลให้ภาพแสดงอุณหภูมิของชั้นดินที่ใช้งานอยู่ในทุกระดับความลึกในแต่ละเดือน กราฟดังกล่าวใช้เพื่อกำหนดความลึกของโปร-

การเกิดขึ้นของอุณหภูมิวิกฤตที่ทำลายระบบรากของไม้ผล

"/ สาม วี"อุนทรงเครื่อง XI -1

ข้าว. 14. ไอโซเลทของอุณหภูมิดิน (ทบิลิซิ)

กราฟเหล่านี้ยังใช้ในสาธารณูปโภค ในอุตสาหกรรมและการก่อสร้างถนน และในการถมที่ดิน

ต้องคำนึงถึงความหนาของชั้นแช่แข็งเมื่อวางท่อระบายน้ำในพื้นที่ที่มีการยึดคืน

การเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิพื้นผิวดินในระหว่างวันเรียกว่าความแปรผันรายวัน พื้นผิวดินในแต่ละวันโดยเฉลี่ยในช่วงหลายวันเป็นความผันผวนเป็นระยะโดยมีค่าสูงสุดและต่ำสุดหนึ่งค่า

ค่าต่ำสุดจะสังเกตได้ก่อนพระอาทิตย์ขึ้น เมื่อความสมดุลของการแผ่รังสีเป็นลบ และการแลกเปลี่ยนความร้อนแบบไม่แผ่รังสีระหว่างพื้นผิวกับชั้นดินและอากาศที่อยู่ติดกันนั้นเล็กน้อย

เมื่อดวงอาทิตย์ขึ้น อุณหภูมิของผิวดินจะสูงขึ้นและสูงสุดประมาณ 13:00 น. จากนั้นการลดลงจะเริ่มขึ้นแม้ว่าความสมดุลของรังสียังคงเป็นบวก สิ่งนี้อธิบายได้จากข้อเท็จจริงที่ว่าหลังเวลา 13:00 น. การถ่ายเทความร้อนจากพื้นผิวดินสู่อากาศจะเพิ่มขึ้นเนื่องจากความปั่นป่วนและการระเหย

ความแตกต่างระหว่างอุณหภูมิดินสูงสุดและต่ำสุดต่อวันเรียกว่าแอมพลิจูด หลักสูตรรายวันได้รับอิทธิพลจากปัจจัยหลายประการ:

1. ช่วงเวลาของปี ในฤดูร้อน แอมพลิจูดจะสูงสุด และในฤดูหนาว แอมพลิจูดจะเล็กที่สุด

2. ละติจูดของสถ เนื่องจากแอมพลิจูดสัมพันธ์กับความสูงของดวงอาทิตย์ มันจะลดลงเมื่อละติจูดของสถานที่เพิ่มขึ้น

3. มีเมฆมาก ในสภาพอากาศที่มีเมฆมาก แอมพลิจูดจะน้อยกว่า

4. ความจุความร้อนและการนำความร้อนของดิน แอมพลิจูดสัมพันธ์ผกผันกับความจุความร้อนของดิน ตัวอย่างเช่น หินแกรนิตมีค่าการนำความร้อนที่ดีและถ่ายเทความร้อนได้ลึกลงไป เป็นผลให้แอมพลิจูดของความผันผวนรายวันของพื้นผิวหินแกรนิตมีขนาดเล็ก ดินทรายมีค่าการนำความร้อนต่ำกว่าหินแกรนิต ดังนั้นแอมพลิจูดของการแปรผันของอุณหภูมิของพื้นผิวทรายจะมากกว่าหินแกรนิตประมาณ 1.5 เท่า;

5. สีดิน. แอมพลิจูดของดินสีเข้มนั้นมากกว่าดินสว่างมาก เนื่องจากความสามารถในการดูดซับและการปล่อยของดินสีเข้มนั้นมากกว่า

6. พืชพรรณและหิมะปกคลุม พืชที่ปกคลุมจะลดแอมพลิจูดเนื่องจากช่วยป้องกันความร้อนของดินจากแสงแดด แอมพลิจูดไม่ใหญ่มากแม้ว่าจะมีหิมะปกคลุม เนื่องจากอัลเบโดขนาดใหญ่ พื้นผิวหิมะจึงร้อนขึ้นเล็กน้อย

7. การแสดงความลาดชัน ความลาดเอียงทางตอนใต้ของเนินเขาร้อนขึ้นอย่างแรงกว่าทางเหนือ และทางทิศตะวันตกมากกว่าทางทิศตะวันออก ดังนั้นความกว้างของพื้นผิวทางทิศใต้และทิศตะวันตกของเนินเขาจึงมากกว่า

ความแปรผันประจำปีของอุณหภูมิผิวดิน

ความแปรผันประจำปี เช่นเดียวกับรายวัน สัมพันธ์กับการไหลเข้าและการไหลออกของความร้อน และพิจารณาจากปัจจัยการแผ่รังสีเป็นหลัก วิธีที่สะดวกที่สุดในการปฏิบัติตามหลักสูตรนี้คือการหาค่าเฉลี่ยรายเดือนของอุณหภูมิดิน

ในซีกโลกเหนือ อุณหภูมิผิวดินเฉลี่ยสูงสุดต่อเดือนจะสังเกตได้ในเดือนกรกฎาคม-สิงหาคม และต่ำสุดคือในเดือนมกราคม-กุมภาพันธ์

ความแตกต่างระหว่างอุณหภูมิเฉลี่ยรายเดือนสูงสุดและต่ำสุดสำหรับหนึ่งปีเรียกว่า แอมพลิจูดของการแปรผันประจำปีของอุณหภูมิดิน ขึ้นอยู่กับขอบเขตสูงสุดในละติจูดของสถานที่: ในละติจูดขั้วโลก แอมพลิจูดจะยิ่งใหญ่ที่สุด

ความผันผวนของอุณหภูมิผิวดินรายวันและรายปีค่อยๆ กระจายไปยังชั้นที่ลึกกว่า ชั้นของดินหรือน้ำที่มีอุณหภูมิผันผวนทุกวันและทุกปีเรียกว่า คล่องแคล่ว.

การแพร่กระจายของอุณหภูมิที่ผันผวนลึกลงไปในดินนั้นอธิบายโดยกฎฟูริเยร์สามข้อ:

คนแรกบอกว่าระยะเวลาของการแกว่งไม่เปลี่ยนแปลงตามความลึก

ประการที่สองแสดงให้เห็นว่าความกว้างของความผันผวนของอุณหภูมิดินลดลงแบบทวีคูณตามความลึก

กฎข้อที่สามของฟูริเยร์กำหนดว่าอุณหภูมิสูงสุดและต่ำสุดที่ระดับความลึกเกิดขึ้นช้ากว่าที่ผิวดิน และความล่าช้านั้นแปรผันโดยตรงกับความลึก

ชั้นดินที่มีอุณหภูมิคงที่ตลอดทั้งวันเรียกว่า ชั้นของอุณหภูมิรายวันคงที่(ต่ำกว่า 70 - 100 ซม.) ชั้นดินที่มีอุณหภูมิดินคงที่ตลอดทั้งปีเรียกว่าชั้นคงที่ อุณหภูมิประจำปี. ชั้นนี้เริ่มจากความลึก 15-30 ม.

ในละติจูดสูงและอบอุ่น มีพื้นที่กว้างใหญ่ที่ชั้นดินยังคงแข็งตัวเป็นเวลาหลายปีโดยไม่ละลายในฤดูร้อน ชั้นเหล่านี้เรียกว่า นิรันดร์ดินเยือกแข็ง

Permafrost สามารถเกิดขึ้นได้ทั้งแบบชั้นต่อเนื่องและแบบแยกชั้น สลับกับดินที่ละลายแล้ว ความหนาของชั้นดินเยือกแข็งจะแตกต่างกันไปตั้งแต่ 1-2 ม. ถึงหลายร้อยม. ตัวอย่างเช่นในยากูเตียความหนาของดินเยือกแข็งคือ 145 ม. ในทรานส์ไบคาเลีย - ประมาณ 70 ม.

การทำความร้อนและความเย็นของแหล่งน้ำ

ชั้นผิวน้ำ เช่นเดียวกับดิน ดูดซับรังสีอินฟราเรดได้ดี: สภาวะการดูดกลืนและการสะท้อนกลับของน้ำและดินแตกต่างกันเล็กน้อย อีกสิ่งหนึ่งคือรังสีคลื่นสั้น

น้ำไม่เหมือนดินเป็นร่างโปร่งใสสำหรับมัน ดังนั้นความร้อนจากรังสีของน้ำจึงมีความหนา

ความแตกต่างที่มีนัยสำคัญในระบบการระบายความร้อนของน้ำและดินเกิดจากสาเหตุดังต่อไปนี้:

ความจุความร้อนของน้ำสูงกว่าค่าการนำความร้อนของดิน 3-4 เท่า ด้วยอินพุตหรือเอาต์พุตความร้อนเดียวกัน อุณหภูมิของน้ำจะเปลี่ยนแปลงน้อยลง

อนุภาคน้ำมีความคล่องตัวมากกว่า ดังนั้น ในแหล่งน้ำ การถ่ายเทความร้อนไปยังภายในไม่ได้เกิดขึ้นจากการนำความร้อนระดับโมเลกุล แต่เกิดจากความปั่นป่วน การระบายความร้อนของน้ำในเวลากลางคืนและในฤดูหนาวเกิดขึ้นได้เร็วกว่าการให้ความร้อนในตอนกลางวันและในฤดูร้อน และความผันผวนของอุณหภูมิน้ำในแต่ละวันรวมถึงอุณหภูมิประจำปีนั้นน้อย

ความลึกของการรุกของความผันผวนประจำปีในแหล่งน้ำคือ 200–400 ม.