ТЕМА 3: ТЕМПЕРАТУРНИЙ РЕЖИМ ГРУНТУ ТА ПОВІТРЯ.Сонячна радіація, пройшовши крізь атмосферу, досягає земної поверхні й отут частково (крім відбитої) поглинається, перетворюючись при цьому здебільшого в тепло. Частина цього тепла витрачається на нагрівання приземного шару повітря, рослин, випаровування води з ґрунту та рослинами, а частина - на нагрівання ґрунту. Температурний режим земної поверхні зумовлений насамперед радіаційним балансом, тобто залежить від надходження сонячної радіації, величини альбедо й ефективного випромінювання. При цьому верхні шари ґрунту нагріваються, коли радіаційний баланс має додатні значення, і охолоджуються при від’ємних його величинах. В останньому разі до поверхні ґрунту надходити тепло з глибших його шарів. Ступінь нагрівання ґрунту залежить від його теплоємності, теплопровідності, а верхнього кулі ще й від випромінювання. Для характеристики теплоємності ґрунту застосовують дві - величини: масову й об’ємну теплоємність. Під масовою (питомою) теплоємністю розуміють кількість теплоти, яка потрібна для нагрівання 1г ґрунту на 1° С. В окремі дні добовий хід температури ґрунту має істотні відхилення, зумовлені значною мірою хмарністю, опадами, вітрами та іншими метеорологічними факторами. Значна суцільна хмарність зменшує добові амплітуди температури й вирівнює її в окремих шарах ґрунту. Такий характер впливу на температуру ґрунту мають і атмосферні опади. Вплив вітру складніший. Вночі він призводить до сповільнення охолодження ґрунту, а вдень сухі вітри можуть знижувати температуру вологого поверхневого шару ґрунту завдяки посиленню інтенсивності випаровування води. Добовий хід температури ґрунту в холодну пору доби виявляється виразно тільки при недостатній товщині снігового покриву. Якщо висота покриву значна, протягом доби підтримується однакова температура не лише в глибині ґрунту, а й на його поверхні. Температура оголеного ґрунту взимку завжди нижча, а влітку вища, ніж ґрунту, вкритого снігом у холодний період або рослинністю в теплий період. Особливо помітна різниця в температурах у малосніжні та багатосніжні зими. У холодну пору ґрунт промерзає, тобто затвердиває під впливом низьких температур. Це явище залежить від таких факторів: температури поверхні ґрунту та глибоких шарів Землі, снігового й рослинного покривів, типу ґрунту та його складу, вологості ґрунту, рельєфу, виробничої діяльності людини та ряду інших. Усі ці фактори діють у комплексі. Різні типи ґрунтів при певних рівних умовах промерзають неоднаково. Так, торфові ґрунти промерзають менше, ніж чорноземно-лучні, а останні менше, ніж чорноземи. Відтає ґрунт навесні під впливом сонячної радіації й тепла, яку надходити з глибоких шарів ґрунту. У малосніжні холодні зими повне відтавання ґрунту спостерігається відразу, як зійде сніговий покрив. У таких випадках воно відбувається з двох сторін: зверху й знизу вгору. За таких розумів у грунті утворюється мерзлий прошарок, який поступово зменшується, а потім і зовсім зникає. Після багатосніжних зим відтавання ґрунту відбувається за рахунок тепла, що надходить з глибших шарів, а тому воно має напрям знизу вгору. Основним метеорологічним фактором, який впливає на інтенсивність відтавання ґрунту, є середня добова температура повітря. Серед природних факторів, які впливають на температурний режим ґрунту важливу роль відіграє рельєф. Рельєф впливає через експозицію схилів, форму та висоту місцевості над рівнем моря. Термічний режим різних схилів неоднаковий. Це зумовлено величиною надходження сонячної радіації, вологістю ґрунту, потужністю травостою та силою вітру. Більше тепла дістають південні схили, потім - східні та західні й найменше - північні. Ця закономірність пояснюється падінням інтенсивності сонячної радіації в тому ж напрямі та впливом вітрів - південних теплих і північних холодних, західних вологих і східних сухих. Невеликі нерівності на поверхні ґрунту також істотно впливають на його температуру. Поверхня ґрунту вдень значно тепліша, ніж рівна, а вночі холодніша внаслідок більшої площі випромінювання. Вплив трав'яної рослинності на температуру ґрунту залежить насамперед від її густоти, а деревної - від зімкнутості листової поверхні. Значний трав'яний покрив улітку різко знижує температуру ґрунту. Величина останньої залежить від висоти й фази розвитку рослин, а також від комплексу агротехнічних прийомів вирощування їх. Лісова рослинність охолоджує ґрунт улітку й утеплює взимку. У зв’язку з цим річна амплітуда коливання температури ґрунту в лісі менша, ніж на полі. На температуру ґрунту взимку великий вплив має сніговий покрив. Сніг - поганий провідник тепла, і тому сніговий покрив захищає ґрунт і зимуючі під їм рослини від сильного охолодження. Атмосферне повітря нагрівається переважно не від сонячних променів, як це здається на перший погляд, а від земної поверхні. При цьому мають значення всі елементи її, а саме: рельєф, склад гірських порід, колір, інтенсивність хвилювання водної поверхні, температура, вологість, особливості рослинного покриву тощо. Неоднорідність підстилаючої поверхні є причиною різної віддачі тепла повітрю. Так, супіщаний ґрунт віддає на нагрівання повітрі відсотків одержуваного тепла, пісок - 49 %, а водна поверхня - лише 1 %, решта тепла поглинається. Передача тепла підстилаючою поверхнею атмосфері відбувається завдяки молекулярній теплопровідності, тепловій конвекції та турбулентному перемішуванню. Приземні шари повітря нагріваються сильніше, ніж віддалені від земної поверхні. У зв’язку з цим температура повітря з висотою знижується орієнтовно на 0,6°С на кожні 100 м висоти. Ця величина називається вертикальним температурним градієнтом, але в прилеглих до підстилаючої поверхні шарах повітря в літній сонячний день ця величина набагато більша, інколи досягає 8-10°С у першому метрі над поверхнею землі, а в перерахунку на 100 м становить 800-1000°С. У безвітряні й малохмарні ночі спостерігаються так звані температурні інверсії, коли температура повітря з висотою не знижується, як удень, а підвищується, досягаючи на певній висоті вищих значень, ніж біля самої підстилаючої поверхні. Отже, вертикальний розподіл температури в приземному шарі повітря складний. Він залежить не тільки від часу доби, а й від погодних процесів. Подібно до температури поверхні ґрунту добовий хід Добові амплітуди коливання температури (різниця між найбільшою й найменшою температурою) досягають максимальних величин у приземному шарі, а з підняттям угору зменшуються. У ясну погоду й влітку вони більші, ніж у хмарну погоду й взимку. На величину добових амплітуд коливання температури помітно впливає рельєф, насамперед форма й експозиція схилів. Найбільші коливання спостерігаються в долинах і замкнутих улоговинах, а також на схилах південної експозиції. Річний хід температури залежить від географічної широти даного місця та характеру підстилаючої поверхні. У помірних широтах максимальні й мінімальні значення температури настають відповідно після літнього й зимового сонцестояння (у липні й січні). На берегах морів і океанів найтепліший місяць серпень, а найхолодніший - лютий. Важливою характеристикою річного ходу температури є також амплітуда коливання температури - різниця між середніми місячними температурами найтеплішого й найхолоднішого місяців. У міру збільшення широти вона зростає й у полярних областях досягає максимальних значень. Істотний вплив на тепловий баланс ґрунту має рослинний покрив. Коли листкова поверхня рослин суцільна (зімкнута), то вона приймає на собі всю сонячну енергію й називається діяльною поверхнею. Частина сонячної енергії, що надходить на діяльну поверхню, витрачається на нагрівання рослин, інша частина - на фізіологічні процеси, випаровування води з поверхні рослин. Частина сонячної енергії передається сусіднім рослинам, інша частина проникає крізь листкову поверхню. Розподіл температури повітря по земній кулі характеризується підвищенням температури від полюсів до екватора, але спостерігаються окремі зміни цієї закономірності через різне нагрівання океанів і суші, пониженні температури з висотою місцевості, наявність теплих і холодних течій в океанах та інших факторів. Літом температура повітря над материками вища, ніж над океаном. Зимою розподіл зворотний. Температура повітря. Повітря, як і всяке тіло, завжди має температуру, відмінну від абсолютного нуля. Температура повітря в кожній точці атмосфери безупинно міняється; у різних місцях Землі в той самий час вона також різна. У земної поверхні температура повітря варіює в досить широких межах: крайні її значення, що спостерігалися дотепер, трохи нижче +60°С (у тропічних пустелях) і близько 90°С на материку Антарктиди. З висотою температура повітря змінюється в різних шарах і в різних випадках по-різному. У середньому вона спочатку знижується до висоти 10-15 км, потім росте до 50-60 км, потім знову падає і т.д. Температура повітря, а також ґрунту й води в більшості країн виражається в градусах міжнародної температурної шкали, або шкали Цельсія (°С), загальноприйнятої у фізичних вимірах. Нуль цієї шкали припадає на температуру, при якій тане лід, а +100°С - на температуру кипіння води (те й інше при тиску 760 мм рт. ст., близькому до фактично існуючих на рівні моря умовам). Однак у США й у багатьох країнах співдружності націй дотепер не тільки в побуті, але й у метеорології вживана шкала Фаренгейта (F). У цій шкалі інтервал між точками танення льоду й кипіння води розділений на 180°С, причому точки танення льоду приписане значення +32°С. Таким чином, величина одного градуса Фаренгейта рівна 5,9°С, а нуль шкали Фаренгейта припадає на -17,8°С. Нуль шкали Цельсія відповідає +32° F, a +100°C = +212°F.
Контрольні запитання: 1. Що називається тепловим режимом атмосфери? 2. Які зміни температури розрізняють в атмосфері? 3. Перелічите складові рівняння теплового балансу? 4. Які фізичні процеси визначають відмінність у тепловому режимі ґрунту й водойм? 5. Опишіть добовий хід температури повітря й поверхні ґрунту? У чому їх відмінність? 6. Як міняється амплітуда річного ходу температури поверхні ґрунту зі збільшенням широти? 7. Який клімат називається морським і який континентальним? 8. Як різняться тепла, холодна й місцева повітряні маси за умовами стратифікації?
|
