Основные теплофизические характеристики почвы
Формирование гидротермического режима в почвенном профиле определяется ее теплофизическими показателями: объемной теплоемкостью (Сρ), теплопроводностью (λ) и температуропроводностью (a).
Объемная теплоемкость (Сρ) характеризует почву с точки зрения способности ее к нагреву или охлаждению, под воздействием сообщаемой ей теплоты, являясь величиной, равной количеству тепла, необходимого для изменения температуры 1м 3 почвы на один градус. Единицей измерения объёмной теплоемкости в СИ является 1(Дж/м 3 ∙К).
Коэффициент теплопроводности (λ) характеризует почву с точки зрения способности ее проводить тепло, представляя собой величину, равную количеству тепла, переносимому почвой в единицу времени через единицу площади при градиенте температуры, равном единице. Единицей измерения коэффициента теплопроводности в СИ является 1ватт на кельвин-метр 1(Вт/К∙м)
Коэффициент температуропроводности (a) численно равен коэффициенту теплопроводности образца почвы с объемной теплоемкостью, равной единице. Единицей измерения коэффициента температуропроводности в СИ является 1метр в квадрате на секунду 1 (м 2 /с).
Факторы, влияющие на теплофизические характеристики почвы
Характер теплофизических характеристик почвы формируется под воздействием четырех факторов: кондуктивной, конвективной, радиационной и массообменной проводимости.
Кондукция (теплопередача) – физический процесс передачи тепловой энергии от более горячего тела к более холодному либо непосредственно (при контакте), либо через разделяющую (тела или среды) перегородку из какого-либо материала.
Кондуктивная теплопроводность в такой типичной дисперсной среде, как почва, зависит от структурной модели, под которой имеется в виду система взаимного расположения твердых частиц и пор, от химико-минералогического состава твердой фазы почвы, от соотношения между объемом промежуточной среды (газ, влага) и общим объемом системы, т. е. от ее пористости, влажности и температуры почвы.
Конвекция – явление переноса теплоты жидкостями или газами, путем их перемешивания (как вынужденно, так и самопроизвольно). В почвах рассматривается естественная конвекция, которая возникает самопроизвольно при неравномерном нагревании веществ в поле тяготения.
При, обычно распространенных размерах почвенных пор и частиц в 0,1-0,2 мм, процент общей теплопередачи за счет конвекции лежит в пределах 0,15-0,3% и только для весьма крупных частиц и пор, порядка 3,0 мм этот процент доходит до 5-5,5% при максимально возможном перепаде температур. В почвах проявление этого механизма заметно лишь при высокой влажности и быстром перемешивании свободной воды.
Радиационная проводимость – превращение внутренней энергии вещества в энергию излучения (энергию фотонов, или электромагнитных волн), перенос этого излучения в пространстве и его поглощение другим веществом.
В реальных условиях, когда почва не нагревается выше 60 0 С, роль радиационного теплообмена пренебрежимо мала.
Массообмен предполагает перемещение влаги в почве, как в форме пара, так и в капельно-жидком виде. Этот поток влаги переносит с собой тепло, которое изменяет режим теплопереноса и влияет на величину теплофизических характеристик почвы.
Характер изменения теплофизических свойств генетических горизонтов в почвенном профиле и динамика этих свойств во времени и пространстве в значительной степени определяются влажностью, плотностью или пористостью (порозность) и механическим составом.
Теплоемкость почвы складывается из теплоемкостей составляющих ее почвенных фаз: твердой (Cρs), воды (Cρw) и воздуха (Cρa). Тепло будет равномерно распределяться в трехфазной почвенной системе по всем ее фазам, нагревая их в соответствии с теплоемкостью каждой из фаз и ее долей в почве. Теплоемкость почвы (Cρ), в целом составит:
Объемная теплоемкость абсолютно сухой почвы от пахотного горизонта к нижележащим, увеличивается, что вызвано главным образом значительным повышением объемного веса (плотность) почвы вниз по профилю.
Теплофизические параметры зависят от влажности почвы. Можно выделить три характерные области, соответствующие различным энергетическим состояниям почвенной влаги (рисунок – 1).
Рисунок – 1. Схема теплопереноса при различной степени
1. В области низких влажностей вода прочно связана, и процессы теплообмена определяются исключительно кондуктивным механизмом переноса тепла в почве. С увеличением влажности растет площадь стыковых манжет и, соответственно, величина кондуктивной теплопроводности. Одновременно увеличивается и объемная теплоемкость, линейно зависящая от влажности. Рост теплопроводности компенсируется ростом теплоемкости, а температуропроводность в это время практически не зависит от влажности.
2. Пародиффузионный перенос достигает своего максимума: теплопроводность возрастает быстрее, чем объемная теплоемкость. Температуропроводность увеличивается с влажностью.
3. При дальнейшем повышении влажности появляется капиллярная влага, заполняющая почвенные капилляры. Теплообмен сводится к кондуктивной теплопередаче и к слабо выраженной в почве конвекции. В результате рост теплопроводности замедляется. Поскольку объемная теплоемкость продолжает увеличиваться с влажностью, температуропроводность начинает снижаться. Она достигает максимума в области влажностей, близких к влажности разрыва капилляров (ВРК) (рисунок – 2).
Рисунок – 2. Зависимости теплофизических параметров от влажности.
Источник
Тепловые свойства и тепловой режим почв
Тепло — необходимый фактор жизни и роста растения. С ним связаны важнейшие биологические и абиотические процессы, протекающие в почве и определяющие развитие почвообразования и плодородия:
- интенсивность химических реакций,
- процессы физического выветривания,
- деятельность микроорганизмов и почвенной фауны,
- прорастание семян и рост растений,
- процессы обмена веществом и энергией.
Знание закономерностей формирования теплового режима почв необходимо для его направленного регулирования с целью создания наиболее благоприятных условий для продуктивности возделываемых растений.
Источники тепла в почве
Главным источником тепла, поступающего в почву, является лучистая энергия Солнца (солнечная радиация). Небольшое количество тепла почва получает из глубинных слоев Земли и за счет химических, биологических и радиоактивных процессов, протекающих в верхних слоях литосферы.
Тепло, образующееся при разложении органических веществ (навоза, растительных остатков и др.), широко используют в овощеводстве закрытого грунта.
Часть поступающей к поверхности почвы лучистой солнечной энергии поглощается почвой и, преобразуясь в тепло, нагревает почву; часть отражается поверхностью почвы и напочвенным покровом.
Почва отдает тепло в атмосферу, если температура ее поверхности выше, чем температура приземного слоя воздуха.
В зависимости от соотношения количества поглощенной поверхностью почвы лучистой энергии и излучения почвой тепла в атмосферу почвенная поверхность будет или нагреваться, или охлаждаться.
Наряду с поглощением тепла почвенной поверхностью идут процессы перемещения тепла от слоев более нагретых к слоям с более низкой температурой.
Это сказывается на тепловом состоянии различных слоев почвы. Чем больше разность температур поверхности почвы и ее глубоких слоев, тем больше тепла уходит из почвы или поступает в нее.
Тепловые свойства почвы
Приток лучистой солнечной энергии к поверхности почвы зависит от широты и рельефа местности, состояния поверхности почвы (покрытие растительностью), а также времени года и суток и состояния атмосферы (ясно, пасмурно и пр.).
В Северном полушарии суммарный приток солнечной радиации увеличивается при движении с севера на юг. Наибольший приток солнечной радиации получают южные склоны, наименьший — северные.
Наряду с условиями, определяющими приток солнечной энергии, важное значение в формировании теплового режима почвы (поглощение тепла, нагревание и охлаждение) имеют тепловые свойства почвы.
К тепловым свойствам почвы относятся тепло-поглотительная способность, теплоемкость и теплопроводность.
Теплопоглотительная способность
Способность почвы поглощать лучистую энергию Солнца. Она характеризуется величиной альбедо (А). Альбедо — количество коротковолновой солнечной радиации, отраженной поверхностью почвы и выраженное в % общей величины солнечной радиации, достигающей поверхности почвы.
Чем меньше альбедо, тем больше поглощает почва солнечной радиации. Оно зависит от цвета, влажности, структурного состояния, выравненности поверхности почвы и растительного покрова.
Приведем альбедо (%) различных почв, пород и растительных покровов (Чудновский, 1959):
- чернозем сухой – 14,
- чернозем влажный – 8,
- серозем сухой – 25-30,
- серозем влажный – 10-12,
- глина сухая –23,
- глина влажная – 16,
- песок белый и желтый – 30-40,
- пшеница яровая – 10-25,
- пшеница озимая – 16-23,
- травы зеленые – 26,
- травы высохшие – 19,
- хлопчатник – 20-22,
- рис – 12, картофель – 19.
Темно-каштановая почва (черноземы и др.) поглощает больше солнечной радиации, чем светло-каштановые (подзолистые, сероземы и др.); влажная – больше, чем сухая.
Теплоемкость
Свойство почвы поглощать тепло. Характеризуется количеством тепла в джоулях (калориях), необходимого для нагревания единицы массы (1 г) на 1 °С — весовая (или удельная) теплоемкость или объемная — в 1 см 3 на 1 °С.
Зависит от минералогического, гранулометрического составов, содержания органического вещества, влажности, пористости почвы и содержания воздуха. Теплоемкость воды равна 1,000 кал, торфа – 0,477, глины – 0,233 и песка – 0,196 кал.
Из этих данных видно, что вода – наиболее теплоемкий компонент почвы по сравнению с минеральными и органическими ее частями. Поэтому для повышения температуры влажной почвы требуется больше тепла, чем для сухой.
Влажные почвы медленнее нагреваются и медленнее охлаждаются, чем сухие. Глинистые почвы как более теплоемкие во влажном состоянии нагреваются весной медленнее по сравнению с песчаными.
Осенью при большем увлажнении они медленнее охлаждаются и становятся теплее песчаных. В связи с этим, изменяя влажность и пористость почвы поливами и обработкой, можно в определенных пределах регулировать температуру почвы.
Теплопроводность
Способность почвы проводить тепло. От нее зависит скорость передачи тепла от одного слоя к другому, а следовательно, и способность почвы быстрее или медленнее нагреваться или охлаждаться в определенной толще ее профиля.
Она измеряется количеством тепла в джоулях (калориях), которое проходит за 1 с через 1 см 2 слоя почвы толщиной в 1 см. Отдельные составные части почвы имеют разную теплопроводность. Минимальной теплопроводностью обладает воздух (0,00006 кал), затем торф (0,00027 кал) и вода (0,00136 кал).
Теплопроводность минеральной части почвы в среднем в 100 раз выше, чем воздуха, и в 28 раз, чем воды.
Поскольку в почве наряду с ее твердой (органической и минеральной) фазой в порах присутствуют воздух и вода, то теплопроводность сильно зависит от влажности почвы и содержания в ее порах воздуха. Поэтому чем влажнее почва, тем выше ее теплопроводность, а чем рыхлее, тем ниже.
Тепловой режим почвы
Совокупность явлений поступления, переноса, аккумуляции и отдачи тепла называют тепловым режимом почвы. Основным показателем теплового режима почвы, который характеризует ее тепловое состояние, является температура генетических горизонтов почвенного профиля.
Поскольку приток лучистой солнечной энергии связан с его суточными и годовыми ритмами, то и для температуры почвы характерны суточные и годичные закономерности ее изменения (рис. 6 и 7).
Суточный ход температуры. Днем поверхность почвы нагревается и максимальная ее температура наблюдается около 13 ч. Затем происходит постепенное охлаждение почвенной поверхности, и минимум ее температуры отмечается перед восходом солнца.
По мере нагревания поверхности почвы происходит передача тепла и в более глубокие слои. При этом наиболее быстро изменяется температура на поверхности почвы. С глубиной скорость этих изменений заметно уменьшается в связи со слабой теплопроводностью почвы.
Поэтому максимум и минимум суточных температур на разных глубинах профиля почвы наступают в разное время, в среднем отмечено запаздывание на 2-3 ч на каждые 10 см глубины профиля.
Наибольшие суточные колебания температуры происходят на поверхности почвы, а с глубины 3—5 см они уже резко уменьшаются. На глубине 30 ния температуры затухают.
На фоне общих закономерностей каждому типу почвы свойствен свой суточный ход температуры, поскольку ее профильная суточная динамика зависит от свойств почвы (гранулометрического состава, плотности, окраски, влажности и др.), состояния атмосферы, растительного и снежного покровов.
Годовой ход температуры. Годовой ход температуры имеет два периода: летний — период нагревания почвы с потоком тепла от верхних горизонтов к нижним и зимний — период охлаждения почвы с потоком тепла от нижних слоев профиля к верхним.
Амплитуды колебаний температуры почвы между этими периодами определяются условиями атмосферного климата и свойствами почв. В умеренных широтах максимум среднесуточной температуры почвы наблюдается обычно в июле — августе, а минимум — в январе — феврале.
Летом самая высокая температура отмечается в верхних горизонтах, с глубиной она снижается. Зимой нижние слои профиля имеют более высокие температуры.
На годовые изменения температуры почвы большое влияние оказывает растительность, предохраняя поверхность почвы от резких колебаний температуры.
В регионах со снежными и холодными зимами сильное влияние на температурный режим оказывают промерзание, оттаивание почвы, мощность и продолжительность снежного покрова.
Почва начинает промерзать при температуре несколько ниже 0 °С, поскольку в почвенном растворе содержатся растворимые вещества, понижающие температуру замерзания.
На замерзание почвы влияют снежный и растительный покровы, рельеф местности, свойства почвы, ее влажность, а также хозяйственная деятельность человека.
Снежный покров предохраняет почву от промерзания: чем он меньше, рыхлее и длительнее сохраняется, тем больше утепляет почву и снижает глубину ее промерзания.
Сохранение и накопление снега имеет большое значение в предохранении от вымерзания посевов озимых, многолетних трав и посадок плодово-ягодных культур.
Растительный покров, задерживая и накапливая снег, ослабляет промерзание почвы.
Рельеф влияет на накопление снега и увлажнение почвы. Поэтому наибольшую глубину промерзания почвы наблюдают на выпуклых формах рельефа и наветренных склонах, где сдувается снег. Накопление снега в понижениях (лощинах, западинах) способствует меньшему промерзанию почвы.
Глубже промерзают склоны северной экспозиции, а на меньшую глубину — южной. Чем влажнее почва, тем меньше она промерзает. При промерзании почвы идет подток парообразной и жидкой влаги к фронту промерзания.
Замерзание почвы начинается до или после установления снежного покрова и продолжается до января — февраля. Затем она начинает постепенно оттаивать снизу за счет передачи тепла от нижних незамерзших слоев.
Влияние деятельности человека на промерзание почвы связано с применением растительного покрова (вырубка или посадка древесно-кустарниковой растительности, сохранение травянистой растительности и т. д.), что сказывается на накоплении снега или существенном изменении увлажнения (орошение, осушение).
Оттаивание почв происходит двумя способами. В первом оттаивание идет снизу и заканчивается до схода снега. При этом мерзлая прослойка исчезнет у поверхности почвы; талая вода в этом случае лучше проникает в почву.
Во втором оттаивание начинается снизу, а затем одновременно и сверху, и снизу. В этот период мерзлая прослойка почвы сохраняется на некоторой глубине, что приводит к значительной потере воды и смыву почвы за счет поверхностного стока.
Для оценки теплообеспеченности почв как важной обобщающей характеристики их температурного режима используют сумму активных температур (>10 °С) в почве на глубине 20 см.
Здесь расположена главная масса корней многих растений. Рост корневых систем растений активно происходит при температуре почвы выше 10 °С.
Источник