Роль температуры в почвенных процессах. Поступление теплоты в почву. Тепловая характеристика почвы. Тепловой баланс почвы
Роль температуры в почвенных процессах.
Колебания температуры — важный компонент почвенного микроклимата. Следуя годичным циклам изменения температуры воздуха, температура почвы оказывает существенное влияние на многие протекающие в ней процессы. С тепловым режимом почв тесно связаны начало и конец вегетационного периода, пространственное размещение растений, характер распространения корневых систем, скорость поступления к корням питательных элементов. Температура почвы влияет на скорость поступления воды в корни растений, на транспирацию, на продуктивность растительности.
Температурный режим почв регулирует численность микроорганизмов и их активность, минеральные преобразования и процессы разложения органических остатков и трансформации почвенного гумуса. Температура почв контролирует фазовые переходы в системе почва — почвенный раствор — почвенный воздух, процессы растворения солей и газов, скорость выветривания минералов. Образование цементационных структур в тропиках под влиянием избыточного перегрева и фрагментарных структур в северных широтах (под действием переохлаждения) также обусловлены особенностями температурного режима почв. Таким образом, исследования тепловых свойств почв и особенностей годовой динамики их температур необходимы при детальных исследованиях всех процессов, протекающих в почвах, при количественных расчетах соле-, водо- и газопереносов.
Поступление теплоты в почву
Тепловая энергия в почве имеет несколько источников: 1) лучистая энергия солнца; 2) атмосферная радиация; 3) внутренняя теплота земного шара; 4) энергия биохимических процессов разложения органических остатков; 5) радиоактивный распад. Вклад двух последних источников ничтожно мал и обычно не принимается во внимание в балансовых расчетах. Внутренняя теплота земного шара также незначительна [4,19* 10″4 Дж/(см2 • мин)]. Вклад этого источника в тепловой поток велик лишь в районах активной вулканической деятельности. Атмосферная радиация приобретает существенное значение в балансе теплоты в районах с неустойчивой атмосферной деятельностью, в периоды вторжения теплых или холодных воздушных масс. Таким образом, главным источником теплоты в почве является лучистая энергия солнца.
Среднее количество теплоты, поступающей к верхней границе атмосферы Земли от Солнца (солнечная постоянная), равно 8,296 Дж/(см2 • мин). Приход теплоты к земной поверхности меньше вследствие рассеивания ее в атмосфере Кроме того, реальное количество поступающей в почву солнечной тепловой энергии существенным образом коррелируется географической широтой, временем года, состоянием атмосферы, экспозицией склонов, т. е. углом падения солнечных лучей на поверхность, характером растительного покрова, а также тепловыми свойствами самой почвы
Тепловая характеристика почвы
Совокупность свойств, обусловливающих способность почв поглощать и перемещать в своей толще тепловую энергию, называется тепловыми свойствами. К ним относятся: теплопоглоти- тельная (теплоотражательная) способность почв, теплоемкость, теплопроводность, теплоусвояемость.
Теплопоглотителъная (отражательная) способность почв, или способность почв поглощать (отражать) определенную долю падающей на ее поверхность солнечной радиации, характеризуется значением альбедо (А) — долей коротковолновой солнечной радиации, отражаемой их поверхностью (ботр), выраженной в процентах от общей солнечной радиации (Qo5m)
Альбедо зависит от очень многих свойств почв — их цвета, количества и качественного состава органического вещества, гранулометрического состава, оструктуренности, состояния поверхности, влажности. Диапазон отражения лучистой энергии поверхностью почв колеблется от 8—10 до 30% (). Естественное варьирование величины альбедо в ландшафтах усиливается характером растительного и снежного покрова. Тепло- поглотительная способность почв одного и того же региона обусловливает разделение почв на холодные и теплые: темноцветные почвы более теплые, чем светлые; оструктуренные почвы с шероховатой поверхностью более теплые, чем бесструктурные.
Различают три вида теплоемкости почв — удельную, объемную и эффективную.
Удельная теплоемкость почвы (С) характеризуется количеством теплоты, необходимым для нагревания или выделяемым при охлаждении единицы массы (1 г) абсолютно сухой почвы на 1°С в интервале температур от 14,5 до 15,5°С.
Объемная теплоемкость почвы (Cv) численно равна количеству теплоты, необходимому для нагревания или выделяемого при охлаждении единицы объема (1 см3) сухой почвы на 1° в том же интервале температур. Пересчет удельной теплоемкости в объемную необходим при исследовании процессов поступления и перераспределения тепловой энергии в пределах почвенного профиля. Так как сложение почв в целом и различных генетических горизонтов разное, то и соотношение между С и С существенно изменяется. В рыхлых, хорошо оструктуренных почвах удельная теплоемкость выше объемной; в плотных, слитых почвах Cv значительно больше С.
Удельная и объемная теплоемкости характеризуют физические свойства почв в стандартных, жестко ограниченных состояниях и определяются минералогическим и гранулометрическим составом почв, содержанием органического вещества, характером их сложения и оструктуренности. Ниже приведена теплоемкость некоторых типов почв и их основных составляющих частей
Теплоемкость почвы, характеризующаяся суммарным количеством теплоты, идущим на изменение температуры единицы массы почвы и фазовые превращения (испарение и конденсация влаги, кристаллизация и таяние льда, сорбция и десорбция газов, т. е. процессы, сопровождающиеся выделением или поглощением теплоты), называется эффективной теплоемкостью.
По характеру теплоемкости почв их можно подразделить на почвы холодные и теплые. Глинистые почвы более теплоемки, нагреваются медленнее и считаются холодными, песчаные — теплыми. Почвы, богатые органикой, более теплоемки и холоднее минеральных. Хорошо оструктуренные почвы с высоким содержанием почвенного воздуха холоднее слитых. Влажные почвы более теплоемки и холоднее, чем сухие.
Теплота, поступающая на поверхность почв, под действием создаваемого градиента температур перераспределяется в почвенном профиле. Процесс переноса теплоты называется теплообменом, а свойство почв передавать энергию путем теплового взаимодействия соприкасающихся между собой твердых, жидких и газообразных частиц называется теплопроводностью.
Теплопроводность почв оценивается коэффициентом теплопроводности, который является эмпирическом величинои, характерной для каждой почвенной разности и каждого генетического горизонта. Так как теплопроводность составных частей почвы колеблется в широких пределах, коэффициент теплопроводности их является интегральной, динамичной величиной. Ниже приведен коэффициент теплопроводности некоторых составных частей почв, Дж/(см • с • град):
Вещество Теплопровод- Вещество Теплопроводность ность Воздух . 0,000210 Кварц . 0,00984 Торф. .0,001107 Базальт . 0,02132 Вода. .0,005866 Гранит . 0,03362 Лсд. .0,020950
Наименьшую теплопроводность имеет почвенный воздух, наибольшую — минеральные частицы. Компактные, плотные почвы имеют большую теплопроводность, чем рыхлые, хорошо оструктуренные. Накопление значительного количества органического вещества в поверхностных горизонтах препятствует передвижению теплоты, поэтому сильно заторфованные почвы северных широт способствуют подъему уровня вечной мерзлоты и продвижению ее в более южные широты. В то же время некоторые мероприятия, направленные на регулирование температурного режима почв (снегозадержание, мульчирование), снижают теплопроводность и предохраняют посевы от вымерзания.
Рост теплопроводности с увлажнением почв особенно заметен в диапазоне низкого влагосодержания. В дальнейшем, по мере увеличения содержания воды, нарастание \ снижается и в диапазоне влажности, соответствующей общей влагоемкости, изменяется мало. Этот факт очень важен для создания оптимального температурного режима, так как сухие поверхностные слои почв южных территорий страны (температура поверхности южных черноземов летом в полуденные часы достигает 40—50°С, а поверхность песков в Каракумах — 70—80°С) являются своеобразным экраном, предохраняющим внутренние слои почвы от перегрева.
Интенсивность изменения температуры почв характеризуется коэффициентом температуропроводности, частным от деления коэффициента теплопроводности на объемную теплоемкость
Коэффициент температуропроводности представляет собой изменение температуры 1 см3 почвы, вызванное поступлением в него некоторого количества теплоты, протекающего за 1 с через поперечное сечение 1 см2 при градиенте температур 1°/1 см, и выражается в см2/с.
Температуропроводность зависит от структуры и сложения почв и определяет глубину суточных и годовых колебаний температуры в них.
Тепловой баланс почвы
В почве постоянно существуют градиенты температур, поэтому всегда идет теплообмен как с атмосферой, так и с нижележащими слоями. Летом и днем температурный поток направлен в глубь почвенного профиля, осуществляется нагревание почв; зимой и ночью — к поверхности — охлаждение. Совокупность всех видов поступления и расхода теплоты в почвах в их количественном выражении за определенный промежуток времени записывается в форме уравнения теплового баланса. В общем виде это уравнение выглядит так:
где А — теплообмен почвы с деятельной поверхностью по вертикали; F — теплообмен с окружающим пространством по горизонтали; В — алгебраическая сумма изменения теплосодержания за данный период времени и затрат теплоты на фазовые переходы.
Так как для среднего многолетнего периода приход и расход теплоты в почве равны между собой, a F можно пренебречь, то А = В.
Тепловой баланс собственно почв можно рассчитывать лишь на полях, не занятых растительностью. На естественных ценозах и полях, занятых сельскохозяйственными культурами, определяют тепловой баланс деятельной поверхности, под которой понимается поверхность, где происходит трансформация лучистой энергии солнца.
Баланс считается положительным, если он характеризует приход теплоты к деятельной поверхности, при этом все остальные величины характеризуют расход теплоты. Радиационный баланс имеет суточный и годовой ход. Наибольшая часть поступающей в экосистему энергии расходуется на транспирацию и испарение воды из почвы ( 43). Кроме постоянно действующих статей теплового баланса существуют статьи, эпизодически действующие. Например, температура осадков или поливных вод отличается от температуры поверхности почв и вносит коррективы в балансовые расчеты. Так же изменяют характер распределения элементов теплового баланса фазовые переходы (испарение, замерзание воды, растворение, дегазация и сорбция газов).
В вегетационном цикле изменения элементов теплового баланса максимальная доля энергии приходится на поток теплоты в почву (А) и на затраты на эвапотранспирацию (LE).
Источник
Тепловой баланс почвы это
Глава 9. ТЕПЛОВЫЕ СВОЙСТВА И ТЕПЛОВОЙ РЕЖИМ ПОЧВ
Основной источник тепла в почве – лучистая солнечная энергия, которая поглощается поверхностью почвы и превращается в тепловую энергию и только в незначительной степени внутреннее тепло Земли и теплота, выделяющаяся при окислительных процессах и разложении органических веществ.
Тепловой режим почвы совместно с водным и воздушными режимами оказывает большое влияние на:
1) почвообразовательный процесс – скорость выветривания минералов, растворение минеральных веществ и газов, контролирует фазовые переходы в системе почва – почвенный раствор – почвенный воздух;
2) плодородие почвы – численность и активность микроорганизмов, процессы минерализации, гумификации и другие биохимические процессы;
3) жизнедеятельность и продуктивность растений – прорастание семян, развитие корневой системы, скорость поступления питательных элементов и воды, ростовые процессы, транспирация воды.
Оптимальная температура для большинства биохимических процессов почвы 25 – 30 °С.
§1. Тепловые свойства почвы
Тепловое состояние почвы характеризуется показателями температуры ее генетических горизонтов. Совокупность свойств, обусловливающих способность почв поглощать и перемещать в своей толще тепловую энергию, называются тепловыми свойствами. К ним относятся: теплопоглотительная способность (теплопоглощение), теплоемкость и теплопроводность.
Теплопоглощение – способность почвы поглощать лучистую энергию Солнца, характеризуется величиной альбедо. Альбедо – количество солнечной радиации, отраженное поверхностью почвы по отношению к общей солнечной радиации, достигающей поверхности почвы, выраженное в %. Чем меньше альбедо, тем больше поглощает почва солнечной радиации. Альбедо зависит от: 1) цвета, 2) влажности, 3) структурного состояния, 4) содержания гумуса, 5) выровненности поверхности почвы, 6) растительного покрова. Высокогумусированные почвы имеют темную окраску. Поэтому ими поглощается энергии на 10 – 15 % больше, чем светлоокрашенными. По сравнению с песчаными почвами глинистые имеют большую теплопоглотительную способностью. Сухие почвы отражают лучистую энергию на 5 – 11 % больше, чем влажные, бесструктурные с гладкой поверхностью отражают лучи больше, чем оструктуренные с шероховатой поверхностью. Почвы участков, имеющих наклон к югу, поглощают солнечного тепла больше, чем почвы склонов, обращенных на север. Растительный покров, наоборот, уменьшает теплопоглощение.
Теплоемкость – это способность почвы вмещать в себя и удерживать то или иное количество тепла. Измеряется количеством тепла в калориях, необходимого для нагревания 1см 3 или 1 г почвы на 1 °С, в связи с чем различают объемную и удельную теплоемкость почв (первая больше второй).
Составные части почвы имеют различную теплоемкость: удельная теплоемкость воды наивысшая – 1,0, гумуса – 0,477, глины – 0,233, кварца – 0,198 и наименьшая теплоемкость у почвенного воздуха.
Следовательно, теплоемкость почвы зависит от: ● минералогического состава; ● гранулометрического состава; ● пористости и содержания воды и воздуха; ● содержания органического вещества.
По характеру теплоемкости почвы делят на «теплые» и «холодные». Песчаные и супесчаные почвы менее влагоемки, поэтому быстрее прогреваются, их называют «теплыми» почвами. Весной такие почвы становятся пригодными для обработки на 2 – 3 недели раньше, чем почвы суглинистые. Глинистые почвы содержат больше воды, на нагревание которой требуется много тепла, вследствие чего их называют «холодными». В случае одинакового механического состава влажная почва более теплоемкая и холодная, чем сухая; богатая органикой более теплоемка и холоднее минеральной. Самые холодные торфяные почвы, так как содержат много воды и состоят из органического вещества (оказывают влияние на климатические условия прилегающей местности).
Теплота, поступающая на поверхность почв, под действием градиента температур перераспределяется в почвенном профиле. Этот процесс называется теплообменом и зависит от теплопроводности.
Теплопроводность – это способность почв проводить тепло от более нагретых слоев к более холодным. Измеряется количеством тепла в калориях, которое проходит за 1 с через 1 см 2 слоя почвы толщиной 1 см. Она зависит от: ● минералогического и гранулометрического состава; ● содержания воздуха и влажности; ● плотности почвы; ● теплопроводности составных частей почвы.
Чем крупнее механические элементы, тем больше теплопроводность. Так, теплопроводность крупнозернистого песка при одинаковой пористости и влажности в 2 раза больше, чем фракции крупной пыли. Наименьшей теплопроводностью обладает воздух, затем – гумус, несколько лучшей – вода, наибольшей – минеральная часть почвы. По теплопроводности твердая фаза почвы примерно в 100 раз превышает воздух, в 28 раз воду. Поэтому рыхлая, сухая, высокогумусированная почва имеет более низкий коэффициент теплопроводности, чем плотная, влажная, с небольшим количеством гумуса, тем хуже она проводит тепло, т.е. тем длительнее удерживается в ней аккумулированная солнечная теплота.
На низких влажных местах с большим количеством органики слабая теплопроводность часто провоцирует заморозки на поверхности почвы весной и осенью, а сильно заторфованные почвы северных широт способствуют подъему уровня вечной мерзлоты и продвижению ее в более южные районы. Сухие поверхностные слои южных почв являются своеобразным экраном, предохраняющим внутренние слои от перегрева (поверхность черноземов летом в полдень достигает 40 – 50 о С, песков в Каракумах – 70 – 80 о С).
§2. Тепловой режим почв и его регулирование
Совокупность явлений поступления, переноса, аккумуляции и отдачи тепла называется тепловым режимом почвы. Он формируется под влиянием климата (потока солнечной радиации, условий увлажнения, континентальности и др.), а также условий рельефа, растительности и снежного покрова. Основным показателем теплового режима почвы, который характеризует ее тепловое состояние, является температура почвы.
Температура почвы определяется притоком солнечной радиации и тепловыми свойствами самой почвы. В связи с суточной и годичной цикличностью в поступлении радиации Солнца для температуры почвенного профиля характерна суточная и годовая периодичность.
Наибольшие суточные колебания температуры наблюдаются на поверхности почвы и имеют синусоидальный характер. Максимальная температура поверхности почвы наблюдается около 13 ч, минимальная – ночью. С глубиной суточная амплитуда изменений температуры значительно снижается и затухает на глубине около 50 см. Скорость передачи тепла вглубь профиля замедляется, поэтому максимум и минимум суточных температур на разных глубинах почвы наступает в разное время. В среднем имеет место запаздывание в 2 – 3 ч на каждые 10 см глубины. В связи с особенностями каждого типа почв на фоне общего характера суточного хода температур каждому из типов присущи свои особенности.
Годовая динамика температуры зависит от природной зоны, имеет большую амплитуду колебаний и выражена на большей глубине, чем суточные. Наиболее резкие годовые колебания температуры происходят на поверхности почв, с глубиной они затухают. Зона активной выраженности сезонной динамики ограничена 3 – 4 метровым слоем, на глубине 6 м годовая температура колеблется менее чем на 1 о С.
Годовой ход температуры характеризуется проявлением двух периодов: летнего с потоком тепла от верхних горизонтов к нижним (период нагревания почвы) и зимнего – с потоком тепла от нижних к верхним (период охлаждения почвы). В умеренных широтах максимум среднесуточной температуры поверхности почвы наблюдается обычно в июле – августе, а минимум – в январе – феврале. Летом самая высокая температура отмечается в верхних горизонтах, с глубиной она снижается; зимой верхние горизонты имеют наименьшую температуру, а с глубиной она повышается. Вследствие инерционности теплопереноса в почвенной толще установление максимальной температуры почв отстает от максимума температур воздуха (на глубине 3 м максимум устанавливается на несколько месяцев позже, чем на поверхности).
Большое влияние на годовое изменение температуры почвы оказывает растительность, она предохраняет поверхность почвы от резких колебаний температуры. В районах с холодными зимами и выпадением снега значение для формирования температурного режима имеют промерзание почвы, мощность и длительность сохранения снежного покрова (чем он мощнее, рыхлее и чем длительнее сохраняется, тем больше утепляет почву и снижает глубину ее промерзания). Почва начинает замерзать при температуре несколько ниже 0 °С, поскольку в почвенном растворе всегда содержатся растворимые вещества, понижающие температуру замерзания. Под снегом почва промерзает на незначительную глубину, а в бесснежные зимы или при сдувании снега ветром почва может промерзать на глубину 0,7 – 0,9 м и более. Вот почему снегозадержание проводят не только для накопления влаги в почве, но и для сохранения тепла.
Растительный покров, задерживая и накапливая снег, резко ослабляет промерзание почвы. На наименьшую глубину почва промерзает в лесу и среди лесных и кустарниковых насаждений. Рельеф влияет на приток солнечной радиации, накопление снега и увлажнение почвы. Поэтому наибольшая глубина промерзания почвы наблюдается на выпуклых формах рельефа, наветренных склонах, где сдувается снег. В понижениях (лощинах, западинах) глубина промерзания почв наименьшая. Почвы северных склонов промерзают более глубоко, южные – на меньшую глубину. Чем влажнее почва, тем меньше она промерзает. Замерзание почвы начинается до или после установления снежного покрова и продолжается до января или февраля, когда она начинает оттаивать снизу. Оттаивание идет за счет передачи тепла из нижних горизонтов, когда приток тепла от нижних слоев почв превышает его потери поверхностью почвы. В северных и северо-восточных районах страны, в зоне «вечной» мерзлоты оттаивает лишь верхний слой почвы.
Влияние деятельности человека на промерзание почвы связано с изменением состояния растительного покрова, условий увлажнения на территории. Уничтожение растительности (вырубка леса и пр.) уменьшает накопление снега и способствует увеличению глубины промерзания.
Каждый почвенный тип в соответствии с зональностью поступления солнечной радиации, распространением растительности характеризуется определенным температурным режимом. В настоящее время принята следующая систематика тепловых режимов почвы (В.Н. Димо, 1972):
1) мерзлотный тип характерен для территорий с многолетней мерзлотой, где среднегодовая температура профиля почвы отрицательная, преобладает процесс охлаждения. Сезонное промерзание и оттаивание наблюдается до верхней границы многолетнемерзлых пород. Распространен в Евроазиатской полярной и Восточно-Сибирской мерзлотно-таежной почвенных областях.
2) длительно сезоннопромерзающий тип характерен для областей, где преобладает положительная среднегодовая температура почвенного профиля, длительность промерзания не менее 5 месяцев. Глубина проникновения отрицательных температур не менее 1 м, но до многолетнемерзлотных пород не доходит (их может и не быть).
3) сезоннопромерзающий тип отличается положительной годовой температурой; вечная мерзлота отсутствует, промерзание почвы продолжается не более 4 – 5 мес.
4) непромерзающий тип имеет положительную среднегодовую температуру по профилю, промерзание почв не проявляются даже в самый холодный месяц. Наблюдается в областях субтропических, тропических поясов, теплая европейская часть умеренного пояса.
При определении тепловых условий почвы определяют: сумму температур выше 10 о С в горизонте почвы 0 – 20 см, длительность вегетационного периода (выше 10 о С) на той же глубине, длительность и глубину промерзания.
Существенное изменение в характер теплового режима почвы вносит их распашка. Температурный режим становиться более контрастным. Так, на пахотном типичном черноземе под пропашными культурами суточная амплитуда достигает 35 – 57 о С, в то время как на целине не более 18 – 23 о С. В холодное полугодие они охлаждаются быстрее и глубже, а сам период с отрицательными температурами на 20 – 30 дней длиннее, чем у целинных.
Под разными культурами температурный режим пахотных почв также различается.
Регулирование теплового режима почв. Регулирование теплового режима имеет важное значение для обеспечения оптимальных условий роста растений. Улучшение теплового режима почв основывается на осуществлении приемов, регулирующих приток солнечной радиации, и приемов, ослабляющих или повышающих ее потери за счет теплоотдачи в атмосферу. В летнее время в северных районах с повышенным увлажнением почв и меньшим притоком солнечной радиации эти мероприятия преследуют цель повышения температуры почвы, в южных засушливых – понижение.
Различают агротехнические, агромелиоративные и агрометеорологические приемы регулирования теплового режима почв. К агротехническим приемам относят прикатывание, гребневание, оставление стерни, мульчирование; к агромелиоративным – орошение, осушение, лесные полосы, борьбу с засухой; к агрометеорологическим – борьбу с заморозками, меры по снижению излучения тепла из почвы и др.
К приемам, регулирующим приток солнечного тепла к поверхности почвы, относятся затенение почвы растительностью, мульчей, рыхление и прикатывание поверхности почвы, гребневые и грядковые посевы.
Растительный покров затеняет поверхность почвы, ослабляет приток к ней солнечного тепла и способствует понижению температуры. Поэтому в жарких районах ряд культур (табак, кофе) возделывают под пологом древесных пород (в затенении). В этих же целях создают кулисы из высокостебельных растений и устраивают легкие навесы.
В районах с недостатком тепла посевы высокостебельных растений (кукурузы, подсолнечника и др.) создают «парниковый эффект», сопровождающийся повышением температуры почвы, этот прием применяют для увеличения урожайности овощных культур.
В летний период лесные полосы понижают температуру почвы не только в самой полосе, но и в межполосном пространстве, что способствует большей устойчивости посевов к действию суховеев. В зимнее время способствуют накоплению снега, который утепляет почву, уменьшает скорость ветра и тем самым снижает вертикальный обмен приземного слоя воздуха с атмосферой.
Гребневание способствует лучшему прогреванию почвы, усиливает теплообмен воздуха с почвой, повышает устойчивость растений к заморозкам. Прикатывание повышает среднесуточную температуру на 3 – 5 °С в 10 см слое, залегающем ниже уплотненной прослойки. Мульчирование поверхности почвы торфом, соломой и другими материалами широко применяют для регулирования температуры почвы, особенно в овощеводстве. Белое покрытие применяют для снижения избыточного нагревания почвы и, наоборот, темные материалы (черная бумага, темная торфяная крошка) способствуют большему притоку тепла. Любое мульчирующее покрытие заметно снижает испарение, а следовательно, и расход тепла. При мульчировании сглаживаются суточные колебания температуры почвы. Органические удобрения повышают температуру почвы.
Рыхление поверхностного слоя способствуют более быстрому обмену тепла в почве. Шероховатая поверхность обработанной почвы днем сильнее поглощает солнечную энергию, но ночью больше ее и излучает по сравнению с плотной поверхностью. Рыхление почвы увеличивает ее теплопроводность и уменьшает альбедо. Этот прием способствует снижению температуры почвы днем и сохранению тепла ночью.
Все агромелиоративные мероприятия, изменяющие водный режим, так или иначе меняют и температурный режим почв. В южных районах орошение предохраняет почву от перегрева. В северных районах для более интенсивного прогревания почв весной используют дренаж почв. Осушение торфяных почв приводит к повышению температуры верхних горизонтов в дневные часы летом и несколько снижает ночью по сравнению с неосушенными почвами. В районах северного земледелия при осушении торфяных почв заметно ухудшается их прогревание в весенне-летний период, так как улучшается аэрация и снижается теплопроводность. Поэтому на некоторой глубине осушенных почв длительно сохраняются мерзлотные прослойки, что замедляет развитие активных микробиологических процессов.
Действенным приемом регулирования теплового режима в холодный период являются снежные мелиорации, которые одновременно являются и важным средством накопления в почве влаги. Его широко применяют в засушливых и континентальных районах Земли – на юге и юго-востоке Украины, России, в Западной Сибири, Северном Казахстане и других регионах, где снежный покров обычно невелик, а сильные морозы при небольшом снежном покрове могут сильно повредить посевы озимых, плодово-ягодные и другие культуры. Снегозадержание проводят с помощью лесных полос, кулис, высокой стерни, щитов и др.
Приемы регулирования теплового режима осуществляют с учетом почвенно-климатических и погодных условий и особенностей растений.
Источник