Temperatura solului

Propagarea caldurii in sol

In compozitia solului, pe langa constituentii solizi care formeaza asa numitul schelet tare intra aerul si apa. Procesul de incalzire si propagare a caldurii in sol va depinde pe langa caracteristicile fizico-chimice ale constituentilor solizi si de gradul de afanare (determinat de prezenta aerului in sol si de umiditatea acestuia).

Suprafata activa poate fi un sol dezgolit, acoperit cu vegetale sau cu zapada. Solul, ca oricare mediu material poseda o anumita conductibilitate termica, adica proprietatea de treansmitere a caldurii din aproape in aproape. Coeficientul de conductibilitate termica l, este determinat prin relatia:

l unde: k=coeficientul de conductibilitate calorica iar c= caldura specifica

Coeficientul de conductibilitate calorica reprezinta cantitatea de caldura care trece in unitatea de timp (secunda) prin unitatea de suprafata (cm²) al unui strat gros de 1 cm, cand diferenta de temperatura intre partea superioara si cea inferioara al stratului considerat este de 1⁰C. Aceasta marime, da indicatii foarte importante despre transferul de caldura de la straturile cu temperatura mai ridicata spre cele cu temperatura mai joasa. Apa si aerul modifica in mod esential conductibilitatea termica a solului. Aerul cu un coeficient de conductibilitate calorica k=5x10^-5 cal/cm x s x grd, mai mic decat al apei k_apa=13 x 1o^-4 cal/cm x s x grd., impiedica transferul caldurii

In solurile uscate, conductibilitatea termica va fi mai mica decat in cele umede.

Tabelul 14.

Variatia conductibilitatii termice in solurile uscate

In orice sol, cresterea continutului de apa produce o crestere a conductibilitatii termice.

Caldura specifica este cantitatea de caldura necesara cresterii temperaturii cu 1⁰C a unui gram sau a unui cm³ de substanta.

Daca ne referim la gram, aven de-a face cu caldura specifica gravimetrica, iar daca ne referim la 1 cm³ avem de-a face cu caldura specifica volumetrica (C).

C = r * c

In absenta apei lichide, caldura specifica volumetrica a solului, este aproximativ 1/2 din caldura specifica a apei, adica 0,4 - o,6 cal/cm³grad, iar caldura specifica gravimetrica oscileaza intre 0,2-0,6 cal/g x grd.

Prezenta caldurii in sol ii va micsora caldura specifica, pe cand a apei o va marii.

Deci, la suprafata, solurile uscate se vor incalzi si raci mult mai usor decat cele umede. Solurile nisipoase, se incalzesc si se racesc mai rapid decat cele umede.

Solurile nisipoase, se racesc mai rapid decat cele argiloase, care retin apa un timp mai indelungat.

Solurile umede, in straturile superficiale se incalzesc mai putin decat cele uscate, dar se incalzesc mai profund.

Tabelul 15

Variatia conductibilitatii termice, in functie de sol

si gradul de umezeala

Prezenta aerului in diferite soluri este determinata si de dimensiunile granulelor (tab.16).

Tabelul 16

Dependenta conductibilitatii termice de dimensiunile particulelor, volumul de aer si caldura specifica

Se observa din tabelul 16, ca o data cu cresterea dimensiunilor particulelor, creste volumul de aer, avand ca efect scaderea caldurii specifice volumetrice si a coeficientului de conductibilitate termica.

Conductibilitatea termica, determina proprietatile unui sol din punct de vedere al transmiterii caldurii si a variatiei temperaturii cu adancimea.

Considerand cantitatea de caldura primita si cedata de sol, in 24 ore, putem avea o idee precisa despre modul de incalzire si racire a suprafetei solului.

In intervalul dintre rasaritul si apusul Soarelui, bilantul radiativ diurn va fi:

F_zi F_s F_R F_E F_U F_TC F_Ti unde:

F_zi - este bilantul radiativ

F_s - intensitatea energiei radiante ajunsa la suprafata Pamantului

F_R - energia radianta reflectata

F_E - energia radianta emisa de suprafata Pamantului

F_U - energia radianta consumata pentru schimbarea starii de agregare a apei

F_TC - energia calorica cedata straturilor vecine, care determina fenomenele de turbulenta si conversie

F_Ti - fluxul termic de la suprafata Pamantului spre straturile inferioare (mai adanci).

Fluxul F_zi reprezinta energia calorica ramasa disponibila si care incalzeste suprafata Pamantului.

Intre apusul si rasaritul Soarelui, avem un bilant caloric nocturn, descris de:

F_noapre F_E' F_T''C F_V' F_F'

Din relatia de mai sus rezulta, ca suprafata terestra, desi nu mai primeste energie solara, continua sa emita energie, devenind mai rece fata de straturile de aer invecinate precum si fata de straturile mai adanci ale solului.

Fluxurile de caldura nu pot fi indreptate catre suprafata Pamantului, tinzand sa compenseze racirea suprafetei generate de fluxul F_E'

Marimea F_V' reprezinta fluxul termic rezultat in urma condensarii apei, iar F_T''C reprezinta fluxul din aer rezultat in urma proceselor de turbulenta.

Combinand procesele termice de zi cu cele de noapte, la suprafata Pamantului va rezulta un flux total, F_total

F_total F_zi F_noapte, adica

F_total F_s F_R F_E F_U F_TC F_Ti F_E' F_T''C F_V' F_F'

Toate aceste marimi, care intra in componenta biantului radiativ pot fi raportate la unitatea de suprafata si unitatea de timp.

Este foarte clar ca temperatura suprafetei solului va creste daca bilantul F este pozitiv, si va scadea, daca bilantul F este negativ.

Datorita energiei primita prin radiatia directa si cea difuza scoarta globului se incalzeste. Considerand Q - caldura primita de Pamant de la radiatii directa, intr-un interval de timp dt, se va obtine relatia:

Q=, unde:

I' = valoarea intensitatii radiatiei directe la suprafata Pamantului.

dt = intervalul de timp considerat

Daca cerul este senin, radiatia directa este simetrica fata de ora 12, deci relatia anterioara devine

Q=2, intervalul To,Tt reprezentand intervalul de la rasaritul soarelui pana la ora 12.

Folosind coordonatele unghiulare, se poate scrie:

sin h=sinx sin+ coscos cos , in care:

= unghiul de latitudine geografica

= unghiul de declinatie al Soarelui

= unghiul orar al Soarelui

Calculand cantitatea totala de energie pe parcursul unei zile intregi si inlocuind, se ajunge la forma:

Q=2I₀

Se cunoaste valoarea unghiului orar al Soarelui Q=, in care se presupune constant si prin integrarea relatiei anterioare se obtine:

Q=2I₀sin

Q=2I₀(sin

Relatia obtinuta este foarte importanta deoarece permite calcularea energiei solare totale, la limita superioara a atmosferei, intr-o perioada de timp de 24 de ore, la orice latitudine si in orice anotimp al anului.

Facand calculele, pentru ecuator si poli se obtin relatiile:

la ecuator , pentru =23⁰27' si T=

Q₀=2I₀(

la poli =90⁰ si T=

Q₉₀⁰=2I₀(

Raportand cele doua relatii intre ele se obtine:

Reiese din raportul obtinut ca intr-o zi de vara, la poli se obtine o cantitate de energie egala cu 36I mai mare decat la ecuator (la ecuator ziua are 12 ore, pe cand la poli se iau in considerare 24 ore).

Consideram ca suprafata solului a primit o cantitate de caldura Q. Din aceasta cantitate, cantitatea Q₁ ajunge la adancimea Z₁. Fluxul de caldura care ajunge la adancimea Z₁, trecand prin unitatea de suprafata in unitatea de timp, va fi:

Q₁= - (legea lui Fourier) unde:

l este coeficientul de conductibilitate termica, iar este gradientul termic vertical.

La nivelul Z₂ va ajunge fluxul Q₂

Q₂ = -

In elementul de volum cuprins intre nivelele Z₁ si Z₂, va ramane cantitatea de caldura Q_n= Q₁ - Q₂, care raportata la unitatea de timp, vom obtine:

Q₁ - Q₂ = din relatiile precedete

sau

din relatia , prin impartirea cu t si trecerea la limita, vom obtine: sau

mc

iar daca - variatia ce descrie variatia temperaturii solului, in functie de timp si adancime.

In conditiile la limita si initiale, prin integrare se obtine pentru T=f(Z,t)

T(Z,t) = T₀ + A_e^-Z cu semnificatiile:

T₀ este valoarea medie a temperaturii zilnice sau anuale

a - coeficientul de extinctie

a=-

iar Q - perioada miscarii.

Analizand relatia T(Z,t) = T₀ + A_e^-Z rezulta ca daca adancimea creste in progresie aritmetica, amplitudinea oscilatiilor termice va scadea in progresie geometrica in propagarea lor in sol.

Perioada oscilatiei nu variaza cu adancimea fiind aceiasi in ambele cazuri. Diferenta de faza a miscarii oscilatorii data din relatia

T(Z,t) = T₀ + A_e^-Z este direct proportionala cu adancimea in sol Z. Acest fapt arata ca decalajele temporare de producere a extremelor in sol depind de grosimea stratului de sol. Daca in sol patrund oscilatii cu perioade diferite Q₁ si Q₂ maximul sau minimul acestor oscilatii este la adancimi diferite. In concluzie, in cazul oscilatiilor cu perioade diferite Q₁ si Q₂, adancime la care se amortizeaza in acelasi timp oscilatiile temperaturii solului se gasesc in raport direct proportional cu radacinile patrate ale perioadelor oscilatiilor.

Variatia zilnica si anuala a temperaturii solului cu adancimea

Temperatura solului va permite o variatie zilnica si una anuala, datorita variatiei zilnice si anuale a densitatii de flux radiant solar.

Variatia zilnica permite o oscilatie simpla, cu un maxim in jurul orei 13 si cu un minim cu putin timp inainte de rasaritul Soarelui. Oscilatiile zilnice a temperaturii solului depind de natura stratului vegetal, de grosimea, densitatea si durata stratului de zapada, de formele de relief, de expunerea fata de razele solare, de natura elementelor meteorologice precum si de complexul proceselor fizice, chimice si biologice care se produc necontenit in sol.

Caldura patrunde in sol atat timp cat exista un gradient de temperatura in jos (vara), intre suprafata si paturile inferioare, si va parasi solul in cazul unui gradient de temperatura orientat in sus. In timpul zilei, solul se incalzeste de la Soare, deci apare un flux de caldura in jos, iar in timpul noptii fluxul este indreptat din adancime spre suprafata solului, daca atmosfera este mai rece ca solul. Amplitudinile termice diurne sunt mai mari vara decat iarna, din cauza fluxului radioactiv mai mare din cursul lunilor calde. In figura (34) sunt redate curbele de radiatie orara si diurna a temperaturii suprafetei solului si la diferite adancimi.

Suprafata solului, neprotejat de vegetatie, pe vreme senina si linistita, in luna iulie 1956 a atins temperatura maxima de 63,4⁰C la ora 14. Daca solul este acoperit cu iarba, temperatura maxima a fost de 49⁰C, in aceleasi conditii. (1956, Inst. Meteo. Perisoru).

Temperatura minima la suprafata solului se produce catre rasaritul Soarelui, concomitent cu temperatura aerului, cu o tendinta de intarziere de circa o ora, in cazul stratului vegetal.

Temperatura maxima la suprafata solului se produce cu o ora sau doua mai devreme decat temperatura aerului (ora 13 sau 14 pe sol, fata de ora 14 sau 15 in aer).

Invelisul vegetal schimba nu numai timpul de producere al fluxului zilnic de caldura dar afecteaza si marimea acestor variatii.

Pe masura ce adancimea considerata creste, momentul aparitiei minimelor si maximelor se decaleaza fata de suprafata solului.

La adancimi mai mari de 80 cm, decalajul fata de suprafata poate depasi 24 de ore.

Amplitudinea variatiei zilnice devine 0,1⁰C pentru o adancime de 1 m. Aceasta adancime se numeste strat cu temperatura zilnica constanta, sau strat neutru zilnic.

Zapada se comporta atat ca un puternic reflectant, cat si ca un corp negru. Pentru domeniul ultraviolet al spectrului, zapada prezinta un albedou de 80-85I, pe cand pentru domeniul infrarosu, in special pentru lungimile de unda de 10⁴A⁰ zapada are o mare putere de emisie, conform legii lui Kirchhoff.

Datorita acestor comportamente zapada are un bilant radioactiv foarte diferit de cel al solului descoperit.

In timpul zilei, datorita albedoului mare, zapada reflecta foarte mult si absoarbe foarte putin radiatia solara, iar in timpul noptii, prin radiatie se raceste foarte tare.

Adancimea de patrundere a radiatiei solare scade aproape geometric.

In zapada este incorporat aer, care este un puternic izolator termic. Ca urmare coeficientul de conductibilitate termica a zapezii este foarte scazut, producand decompensarea bilantului radioactiv la suprafata zapezii.

Stratul de zapada micsoreaza amplitudinea oscilatiilor termice si reduce adancimea la care patrund. Pentru un strat de zapada gros de 20 cm, amplitudinea de variatie devine nula, la o adancime de 20 cm.

Daca stratul de zapada are adancimea de 50 cm variatia temperaturii aerului nu se mai resimte in sol, temperatura acestuia raminand constanta atat la suprafata cat si la adancime.

Coeficientul de conductabilitate termica a zapezii depinde de patratul densitatii acesteia, dupa legea in care const= 0,0049.

Este evident faptul ca zapada afanata este mult mai bun izolator decat zapada batatorita.

Stratul de zapada, devenind suprafata subiacenta atmosferei, joaca temporar rol de suprafata activa, prezentand astfel o variatie diurna a patrunderii caldurii in sol, dependenta de grosimea zapezii.

Cercetarile efectuate de SULGHIN in perioada 1940-1948 au impus urmatoarele concluzii:

sub stratul de zapada se produce un climat special, deosebit de cel al solului dezgolit

la adancimea de 3 cm in sol, valorile absolute ale temperaturilor au fost mult mai mici si au prezentat o stabilitate mai mare in tot cursul iernii (BERBECEL, O., si colab., 1970.)

Concluzionand, se poate afirma ca datorita marii capacitati de absorbtie-emisie si a conductibilitatii termice foarte scazute, zapada joaca rolul de termoizolator

Variatia anuala a temperaturii solului are o amplitudine mult mai mare decat variatia zilnica. Amplitudinea termica anuala depinde de invelisul vegetal, de covorul de frunze uscate, de stratul de zapada si de schimbul de caldura dintre aer si sol.

Amplitudinea anuala a temperaturii solului scade pe masura ce adancimea creste, iar momentul producerii extremelor este cu atat mai intarziat cu cat adancimea este mai mare. Pentru latitudinile mijlocii, la adancimea de aproximativ 20 m (19,8 m) amplitudinea oscilatiilor anuale este de 0,1⁰C, valoare ce poate face parte din clasa de erori, deci poate fi neglijata. Aceasta adancime este stratul cu temperatura anuala constanta, sau stratul neutru anual, (fig.35).

Fig.35. Varia]ia anual@ a temperaturii solului la difeite ad$ncimi (Dissescu, C.,A., }i colab.