TEMPERATURA SOLULUI SI A MARILOR SUPRAFETE DE APA

TEMPERATURA SOLULUI SI A MARILOR SUPRAFETE DE APA

1. Incalzirea suprafetei terestre

Energia radianta transmisa de catre Soare este absorbita si transformata in energie calorica de suprafata terestra, care determina incalzirea suprafetelor de uscat, adica a solurilor, a suprafetelor de apa si a aerului din stratul inferior al atmosferei - troposfera. O parte din caldura acumulata se propaga spre straturile mai adanci ale solului si apei, dar si spre aerul troposferic, iar alta parte se consuma in diferite procese fizice, chimice si biologice care se produc la suprafata terestra. Deci, scoarta terestra are proprietatea de a transforma energia radiativa in energie calorica si de a distribui energia calorica, din acest motiv a fost numita suprafata activa sau subiacenta. Ea reprezinta stratul superficial planetar, incluzand diferitele tipuri de soluri, covorul vegetal, primii zeci de metri ai apei transparente sau primii centimetri ai apei tulburi si ai stratului de zapada.

Fig. 16. Schimbul de caldura la suprafata solului , a. ziua, b. noaptea Sursa: Geiger, citat de Dumitrescu, 1973

Incalzirea suprafetei terestre se realizeaza prin absorbtia si transformarea energiei radiante ajunsa la suprafata solului in energie calorica. De la suprafata solului caldura este transmisa in trei direc ii principale, sol, apa si aer, conform legilor de propagare a caldurii, n functie de particularitatile mediilor respective (fig. 16).

2. Temperatura solului

Cunoasterea temperaturii si a regimului termic al solului are o deosebita importanta practica in diverse domenii ale activitatii economice: agriculture, constructii, canalizare, transmisiuni, cai de comunicatie rutiere, hidroamelioratii etc. Temperatura suprafetei active a solului reprezinta un factor genetic principal al macroproceselor atmosferice¹⁵, dar si in formarea topoclimatului si microclimatului, in functie de caracteristicile locale topografice si orografice.

Ea este sursa principals de incalzire a aerului in timpul zilei, care genereaza procesele convective, ce pot determina vara fenomenul de cumulizare¹ si aversele de ploaie, dar si de racire noaptea, cu posibilitatea de aparitie a ingheturilor radiative.

Cunoasterea distribu i iei spatio-temporale a temperaturii solului este foarte importanta in ntelegerea proprietatilor fizico-chimice si biologice, care se produc la nivelul sistemului radicular al plantelor, care pot crea un micromediu favorabil sau advers cresterii si dezvoltarii lor. Toate procesele de vegetatie ale plantelor incepand de la semanat si germinare, pana la maturitate si recoltare se desfasoara normal numai intre anumite limite termice, specifice fiecarei plante si faze fenologice¹⁷ (Berbecel si colab. 1970). Intensitatea proceselor biochimice de transformare a substantelor organice, dizolvarea si precipitarea diferitelor saruri minerale, absorbtia prin intermediul radacinilor, activitatea microorganismelor, proliferarea daunatorilor si bolilor diferitelor specii vegetale spontane sau cultivate depind de temperatura si regimul termic al solului (Gloyne si Lomas, 1988). In acelasi timp, starea fizica a aerului din stratul microclimatic de deasupra solului este influentata de proprietatile termice, gradul si modul de incalzire al acestuia.

2.1. Factorii care influenteaza temperatura solului

Temperatura solului depinde de numerosi factori, dintre care, cei mai importanti sunt: cantitatea de energie solara primita (in functie de data calendaristica, ora, ziua, latitudinea si modul de expunere a suprafetei active), proprietatile termofizice ale solului, macro si microrelieful, covorul vegetal, stratul de zapadd, caracteristicile morfologice ale solului (tipul, culoarea, structura si textura).

2.1.1 Cantitatea de energie solara primita

Factorul principal al incalzirii solului este radiatia solara, deoarece cantitatea de caldura care ajunge din interiorul scoartei terestre prin termoconductivitate, ca si aceea rezultata din procesele chimice si biologice au o importanta destul de mica.

Fluxul radiativ care ajunge la Pamant este mult diminuat de existenta in atmosfera a vaporilor de apa si a particulelor de praf. Vaporii de apa absorb mari cantitati de caldura, iar o atmosfera umeda si un grad ridicat de nebulozitate devin un ecran in calea radiatiilor solare. Data calendaristica, ora, ziua, coordonatele geografice ale unui anumit loc si felul expunerii suprafetei active determina cuantumul de caldura si distributia acesteia la suprafata si in interiorul solului. Astfel, cercetatorii americani, masurand temperatura solului intr-o statiune din Arizona, in lunile mai si iunie la adancimea de 8 cm, pe versantii nordic si sudic al unui deal cu o panta de 18, au constatat diferente de 5-7C in plus ale mediei maximelor pe versantul sudic, comparativ cu cel nordic (Berbecel si colab., 1970). Diferentele de expunere au o mare importanta ecologica si agricola, datorita faptului ca, temperatura solului este intotdeauna mai ridicata pe expozitiile sudice decat pe cele nordice.

2.1.2. Proprietatile termofizice ale solului

Sunt: conductivitatea (conductibilitatea) calorica, capacitatea calorica (caldura specifica) si conductivitatea termica

Conductivitatea calorica (K). Insusirea esentiala a oricarui tip de sol este determinata de capacitatea lui de a transmite caldura de la straturile mai calde catre cele mai reci. In fizica aceasta proprietate este caracterizata de coeficientul de conductivitate calorica (k). Acesta reprezinta cantitatea de caldura care trece sub forma de flux in unitatea de timp (secunda), prin unitatea de suprafata (centimetru patrat) a unui strat gros de 1 cm, pentru o diferenta de temperatura de 1C, intre partea superioara si cea inferioara a stratului considerat (Dragomirescu, Enache, 1998). Conductivitatea calorica reprezinta deci, o marime caracteristica fiecarui tip de sol. Deoarece in sol exista apa si aer, acesti component vor modifica proprietatile termice ale solului. Influenta exercitata va depinde de coeficientii calorici ai partilor componente ale solului: coeficientul caloric al apei este K = 0,0013 cal/cm.s.grd, iar al aerului, K = 0,00005 cal/cm.s.grd. Coeficientul de conductivitate al particulelor solide variaza intre 0,001 si 0,006 cal/cm.s.grd. In acest context, solurile cu un grad de umiditate redusa vor avea o conductivitate calorica mai mica, decat cele umede (tabelul 8).

Tabelul 8. Valorile coeficientilor de conductivitate calorica dupa natura solului

Sursa: Bacinschi, 1962

Capacitatea calorica este considerata cantitatea de caldura necesara pentru cresterea temperaturii unui corp cu un grad. Ea se exprima prin notiunea de caldura specificd. Atunci cand reprezinta cantitatea de caldura necesara ridicarii temperaturii cu 1ºC a unui gram de substanta poarta denumirea de caldura specificd gravimetricd sau masicd (c), iar in cazul cresterii temperaturii unui centimetru cub dintr-un corp oarecare se numeste caldura specificd volumetricd sau volumicd (C). Intre aceste doua marimi exista relatia:

C = c p

in care p este densitatea corpului (in cazul nostru a solului). Aceasta formula este derivata din relatia calorimetrica:

Q = cm (t1 - t₀), avand in vedere legatura stransa dintre masa, volum si densitate.

Valoarea caldurii specifice gravimetrice este data deci de raportul dintre C si p.

Caldura specifica volumetrica a unui sol format din constitueni solizi obisnuiti si lipsit in totalitate de apa a fost gasita in urma unor determinari repetate si este cuprinsa intre 0,4 si 0,6 cal/cm³grd. Pentru acelasi sol si in aceleasi conditii de umiditate, caldura specifica gravimetrica a fost egala cu 0,2-0,4 cal/g.grd.

Datorita faptului ca in natura solul confine, de cele mai multe ori, o anumita cantitate de aer si apa, la determinarea caldurii specifice a solului trebuie sa se ia in considerare si valorile caracteristice ale acestora. Caldura specifica a aerului este de 0,0000306 cal/cm³grd., iar a apei este de 1 cal/cm³grd. (cea mai mare valoare), deci solurile uscate se incalzesc si se racesc mai repede in primii centimetri decat cele umede. Din aceeasi cauza solurile nisipoase (care nu retin apa) se incalzesc si se racesc mai rapid decat solurile argiloase (care pastreaza apa un timp indelungat).

Conductivitatea termica. Pentru o caracterizare mai buna a particularitatilor fizice ale solului trebuie sa se ia in considerare si conductivitatea termica. Coeficientul de conductivitate termica (k) este exprimat prin relatia:

λ = k c

Coeficientul de conductivitate termica se exprima in cm²/s. Valoarea lui va fi mai mare in cazul aerului (0,16 cm²/s) si mai mica pentru apa (0,0013 cm²/s). Aceste date explica de ce solurile complet uscate au o conductivitate termica mai mare, in comparatie cu cele umede. Conductibilitatea termica este o proprietate esentiala a solurilor in precizarea propagarii caldurii si a variatiilor temperaturii in adancime.

Proprietatile termice ale diferitelor tipuri de sol sunt influentate in principal de umiditate si gradul de afanare (porozitate sau continutul de aer). Relatiile dintre acesti factori si insusirile termice ale unui sol cernoziomic slab alcalin sunt prezentate in tabelele 9 si 10.

Cunoasterea acestor relatii are o foarte mare importanta in practica agricola pentru crearea unor conditii favorabile cresjterii si dezvoltarii plantelor, prin aplicarea unor tehnologii de cultura (araturi, discuiri, prasile mecanizate etc.), cat mai apropiate de cerintele optime ale fiecarei specii in parte.

Tabelul 9. Relatia dintre gradul de umectare si proprietatile termofizice

ale solului

Sursa: Stoica si Cristea, 1971

Tabelul 10. Relatia dintre porozitate si proprietatile termofizice ale solului

Sursa: Stoica si Cristea, 1971

Deoarece porozitatea si structura fiecarui tip de sol variaza in limite relativ restranse, compozitia chimico-minerala este factorul principal care caracterizeaza fiecare tip de sol. Umiditatea reprezinta unul din factorii variabili care influenteaza considerabil asupra proprietatilor termice ale solului. Daca celelalte variabile influenteaza intr-un procent foarte mic proprietatile termice ale solului, acestea sufera mari variatii in functie de gradul de umiditate al solului. Deci, pentru un anumit tip de sol, cercetarea regimului termic trebuie facuta numai luand in considerare continutul de umiditate si proprietatile hidrofizice ale acestuia (Apetroaei, 1983). In situatia compararii proprietatilor termice ale diferitelor categorii de sol este obligatoriu sa se tina seama si de rolul exercitat de porozitate si de structura fiecarui tip de sol.

2.1.3. Macro si microrelieful

Determina diferentieri apreciabile ale temperaturii solului. In regiunile de campie temperatura la suprafata solului si in adancime este mai mare in comparatie cu zonele de dealuri sau munte. Nu numai marile forme de relief influenteaza temperatura solului, ci si microrelieful. De exemplu, intre suprafetele plane si crovurile din campii pot aparea diferente in regimul termic al solului. Chiar in cadrul araturii unui teren, primavara coama araturii este in medie cu 1-1,5C mai calda fata de suprafata fara denivelari.

2.1. Covorul vegetal si stratul de zapada

Au un efect considerabil asupra conditiilor termice ale solului si mai ales asupra fluctuatiilor de temperatura ale acestuia. Vara, un sol acoperit cu o vegetatie bine dezvoltata, care absoarbe o buna parte din energia solara, este mai rece la suprafata si in primii centimetri, comparativ cu un sol dezgolit. Iarna, vegetatia, mai ales cea forestiera, are un rol izolator, diminuand cantitatea de caldura pierduta de sol. Deci, un sol acoperit de vegetatie este mai rece vara si mai cald iarna. Cercetarile efectuate in diferite platforme experimentale cultivate si necultivate au demonstrat ca variatia zilnica a temperaturii solului la adancimea de 10 cm este cu 2-4C mai redusa pe solul cultivat. De asemenea, marimea variatiilor zilnice este in functie si de natura invelisului vegetal. Masuratorile efectuate la Statiunea agricola experimentala Suceava in anul 1966 au evidentiat diferente de pana la 20C, in zilele senine, intre temperatura suprafetei solului de sub culturile de paioase (grau de toamna) si prasitoare (porumb). Ebermayer (citat de Berbecel si colab, 1970), inca din 1891 a studiat efectul vegetatiei de padure si al ierbii asupra temperaturii solului (tabelul 11).

In conditii de sol dezgolit, patrunderea inghetului este mai rapida decat in solul protejat de vegetatie (iarba, frunze putrezite etc.) Disparitia inghetului se produce mai devreme la solurile protejate, deoarece adancimea de inghet este mai mica, comparativ cu solul dezgolit.

Stratul de zapada are un rol protector asupra temperaturii solului si in special asupra adancimii de inghet, datorita conductivitatii reduse a acesteia. Iarna, diferentele de temperatura dintre solurile acoperite si cele neacoperite cu strat de zapada sunt de aproximativ 6C, in favoarea primelor, marimea acestora fiind conditionata de grosimea stratului de zapada.

Tabelul 11. Temperatura solului (media pe 5 ani - Mnchen)

Influenta stratului de zapada asupra regimului termic al solului este considerabila, chiar la o grosime de 1 cm. La o grosime de 6 cm, racirea solului se diminueaza cu 4C, iar la 19 cm variatiile diurne sunt foarte slabe, producerea maximelor si minimelor intarziind cu aproximativ 24 de ore.

2.1.5. Caracteristicile morfologice

Proprietatile morfologice ale solurilor influenteaza, de asemenea, foarte mult temperatura si regimul termic. Intre solurile deschise la culoare si cele negre exista o diferenta medie de 4C (tabelul 12).

Acest fapt a fost constatat inca din anul 1878 de catre cercetatorii Schbler si Wollny. Aprofundand problema, Baver, in 1966 (citat de Berbecel si colab., 1970) a concluzionat ca, in perioadele mai calde ale anului, solurile inchise la culoare sunt mai calde si cu variatii zilnice accentuate. In cursul noptii, pierderile de caldura sunt mai rapide la solurile inchise la culoare, iar diferenta de temperatura dintre solurile inchise si deschise la culoare se reduce cu cresterea adancimii. Influenta culorii asupra caldurii solului este mai pronuntata pe solurile uscate, care sunt mai calde decat cele umede.

Tabelul 12. Relatia dintre tipul de sol, culoare si temperatura

Sursa: Schbler si Wollny, in Berbecel si colab., 1970

2.2. Temperatura suprafetei solului

Factorul principal al incalzirii suprafetei terestre este energia solara. Pentru intelegerea mecanismelor de incalzire (ziua) si de racire (noaptea) a suprafetei solului este necesar sa se cunoasca bilantul caloric diurn si nocturn in timpul a 24 de ore.

2.2.1. Bilantul caloric diurn

Este notat cu B1 si reprezinta o rezultanta a diferitelor categorii de energie folosita in procesele de incalzire, radiatie, evaporare etc., conform relatiei:

B1 = S - R - E - V - T_c - FI,

in care:

S - intensitatea energiei radiante ajunsa la suprafata Pamantului;

R - intensitatea energiei radiante reflectata de suprafata solului;

E - intensitatea energiei radiante emisa de suprafata solului;

V - intensitatea energiei radiante transformata in caldura si consumata in procesul evaporarii;

T_c - energia calorica cedata straturilor de aer vecine suprafetei terestre si care determina procesele de turbulenta si convectie;

Fi - fluxul caloric indreptat de la suprafata terestra catre straturile inferioare ale Pamantului.

Deci bilantul caloric diurn este energia calorica ramasa disponibila, care va fi folosita pentru incalzirea suprafetei terestre in cursul zilei (fig. 17).

2.2.2. Bilantul caloric nocturn

Reprezinta totalitatea fenomenelor calorice care se produc la suprafata Pamantului in timpul noptii, conform relatiei:

B₂ = - E'+ T_c + V'+ F'i

Suprafata terestra racindu-se, fluxurile de caldura au noaptea o orientare total diferita de cea din timpul zilei. In procesul de racire al suprafetei terestre determinanta este radiatia nocturna (-E). In figura 18 sunt prezentate elementele bilantului radiativ nocturn al suprafetei terestre, in care V reprezinta cantitatea de caldura care rezulta din procesul de condensare; T_c este fluxul de caldura din aer rezultat in urma schimbului turbulent. Celelalte elemente sunt deja cunoscute din formula bilantului caloric diurn.

Deci, bilantul caloric in 24 de ore poate fi reprezentat prin formula:

Q = B₁ - B₂

Daca se inlocuiesc elementele cuprinse in relatiile anterioare se obtine urmatoarea formula:

Q = S - R - E - V - T_c - Fi + E - T_c - V - F ^'_I

Din ultima relatie rezulta cantitatea de caldura care va determina evolutia temperaturii la suprafata solului. Bilantul caloric total (Q) reprezinta deci cantitatea de caldura disponibila la un moment dat la suprafata solului si care contribuie la incalzirea sau racirea acesteia.

Bilantul caloric analizat mai sus ofera o imagine cuprinzatoare asupra oscilatiilor temperaturii suprafetei solului. Aceasta variatie se poate exprima prin relatia:

Q = m c (t-t0)

Bilantul caloric este direct proportional cu:

m = masa corpului;

c = caldura lui specifica;

t-t₀ = variatia temperaturii (At).

Daca m = 1, Q = c A t, iar:

Aceasta formula este foarte importanta deoarece cu ajutorul ei se fac aprecieri asupra variatiei temperaturii unui corp oarecare. In cazul solului, variatia temperaturii va fi pozitiva la un bilant caloric pozitiv, deci temperatura suprafetei solului va create daca va primi mai multa caldura decat cedeaza. De asemenea, aceasta este influentata de caldura specifica a solului. La o valoare mare a acesteia (in cazul solului umed), variatia temperaturii la suprafata solului se va micsora.

Temperatura suprafetei solului prezinta doua tipuri de variatie: periodice (regulate) si neperiodice (accidentale). Variatiile periodice sunt de doua feluri: diurne si anuale. Cele neperiodice sunt datorate modificarii de la o zi la alta a elementelor meteorologice care alcatuiesc aspectul vremii. Ele sunt studiate in cadrul Agrometeorologiei.

2 2.3. Variatia diurna a temperaturii suprafetei solului

In timp de 24 de ore temperatura suprafetei solului prezinta o valoare minima (dimineata, inainte de rasaritul Soarelui) si una maxima (la aproximativ o ora dupa trecerea Soarelui la meridianului locului de observatie).

Diferenta dintre temperatura maxima si cea minima se numeste amplitudine diurna si reprezintd o marime caracteristica, cu ajutorul careia se pot evidentia particularitatile regimului termic, in functie de natura si starea fizicd a solului (tabelul 13).

Tabelul 13. Amplitudinea termica diurna a diferitelor soluri comparativ cu a

aerului

Evolutia diurna a temperaturii suprafetei solului este analoaga cu cea a temperaturii aerului numai in privinta aspectului regulat al oscilatiei. Valoarea amplitudinii diurne a temperaturii solului este mult mai mare decat a temperaturii aerului (masurata in adapostul meteorologic) si se accentueaza in perioada calda a anului. Momentele producerii valorilor extreme nu coincid intre ele; in cazul temperaturii aerului minima si maxima se produc cu o oarecare intarziere datorita propagarii caldurii de la suprafata solului catre straturile inferioare ale atmosferei, pana la nivelul termometrului din adapost.

Variatia diurna a temperaturii suprafetei solului comparativ cu temperatura aerului este prezentata in figura 19.

Temperatura de la suprafata solului depinde de: proprietatile fizico-chimice ale solului, gradul de umiditate, tasarea sau afanarea solului, culoarea si gradul de acoperire cu vegetatie sau zapadd. Din aceste considerente amplitudinea diurna a temperaturii de la suprafata solului are diferite valori. Astfel, in cazul unui sol umed ea este mai mica decat in cazul unui sol uscat cu aceeasi structura fizica. Pentru un sol tasat amplitudinea va fi mai mare in comparatie cu cea a solului afanat, datorita conductibilitatii calorice reduse a aerului aflat sau nu intre particulele de sol. Culoarea solului influenteaza si ea valoarea

amplitudinii diurne, care poate atinge diferente de 4-5ºC intre solurile inchise si cele deschise la culoare, cunoscandu-se ca solul inchis se incalzeste mai intens decat cel deschis, care are albedo-ul mai ridicat.

Suprafata solului, in lipsa stratului vegetal protector se incalzeste puternic vara pe timp senin si calm, atingand frecvent 60-70C la ora 1 Observatiile efectuate la Perisoru (Ianca) in Campia Baraganului in vara anului 1956 au aratat ca, in aceleasi conditii de timp si pe acelasi tip de sol, valoarea maxima in luna iulie a atins 63,4C pe un sol dezgolit si numai 49C pe un sol inierbat. Aceste diferente sunt determinate de existenta covorului vegetal aflat in diferite faze de crestere si dezvoltare, care ecraneaza energia radianta, micsorand si atenuand variatiile zilnice ale temperaturii suprafetei solului, dar si ale straturilor mai adanci (tabelul 14).

Iarba micsoreaza amplitudinea diurna cu 3-4C, padurea cu 5-6C, iar un strat de zapada cu grosimea de 4-5 cm creeaza o diferenta de 4-6C. Avand in vedere toti factorii de care depinde temperatura de la suprafata solului, amplitudinea diurna apare ca o marime ce poate oscila intre limite foarte largi, de la 0C in zonele polare pana la 80C in deserturile tropicale.

Tabelul 1 Amplitudinea diurna a temperaturii solului la suprafata in functie de gradul de acoperire cu vegetatie

2.2. Variatia anuala a temperaturii suprafetei solului

In afara variatiilor zilnice periodice, temperatura solului prezinta si variatii anotimpuale si anuale mult mai mari. Cauza principals a acestora este intensitatea radiatiei solare primite in functie de latitudinea locului respectiv. Din datele medii lunare rezulta ca, la latitudinile mijlocii cu climat continental, temperatura suprafetei solului prezinta un maximum in luna iulie si un minimum in luna ianuarie. Catre latitudinile polare apare un decalaj de aproximativ o luna in producerea extremelor termice, maximul producandu-se in august, iar minimul in februarie. La latitudinile tropicale si ecuatoriale nu apar oscilatiile care caracterizeaza latitudinile geografice unde anotimpurile sunt bine delimitate. Regimul anual al temperaturii este perturbat doar de aparitia perioadelor ploioase, in special din zonele musonice.

Alte cauze ale variatiei anuale a temperaturii suprafetei solului sunt: covorul vegetal, stratul de zapada si factori locali de naturd orograficd. Comparativ cu evolutia anuala a temperaturii aerului, cea a suprafetei solului prezinta valori medii mult mai mari. In cazul unei vegetatii forestiere, temperatura straturilor superficiale ale solului, in timpul verii este mai coborata decat in camp deschis (diferenta de pana la 8C intr-o padure de stejar) si mai ridicata iarna (Bacinschi, 1962).

2.3. Temperaturile extreme de la suprafata solului

Temperaturile minime absolute pe suprafata solului lipsit de vegetatie sunt mai mici cu 1-3C, decat ale aerului. In tipul noptilor de iarna, cu geruri puternice si in anotimpurile de tranzitie, in cazul advectiilor maselor de aer rece sau a intensificarii proceselor radiative, temperaturile de la suprafata solului fara strat de zapada pot atinge valori de risc pentru culturile ce ierneaza sau pentru cele aflate in primele faze de vegetatie (ingheturi tarzii de primavara) sau ultimele faze de vegetatie (ingheturi timpurii de toamna) (Povara, 2000).

Tabelul 15. Temperatura maxima pe suprafata solului (28 iulie 1992)

In cursul verii, in condi i ii de timp senin si cu insolatie puternica, suprafata solului dezgolit se ncalzeste foarte mult, maximele termice ajungand la valori foarte ridicate (50-70C), comparativ cu cele din aer. In tabelul 15 sunt prezentate temperaturile maxime ale suprafetei solului in data de 28 iulie 1992, la cateva statii meteorologice, cu tipuri diferite de sol. Valorile cele mai mari (peste 60C) s-au inregistrat in partea sudica a teritoriului Romaniei, unde temperaturile maxime ale aerului au oscilat intre 32C si 34C. In situatia cresterii temperaturii aerului la valori deosebit de mari pentru teritoriul tarii noastre (37.42C), la suprafata solului temperatura maxima poate atinge si depasi 70C (ex. in anii 1993 si 2000). In afara de insolatie si temperatura aerului, pe solul dezgolit un rol important il are si tipul de sol.

In afara variatiilor periodice ale temperaturii solului la suprafata se mai produc si variatii neperiodice determinate de evolutia diferita a unor parametri meteorologici: ploaie, zapada, vant etc., monitorizate permanent in activitatea agrometeorologica operativa.

2. Variatia temperaturii solului in adancime

Caldura inmagazinata la suprafata solului datorita radiatiei solare este propagata catre straturile din adancime prin conductibilitatea calorica specifica fiecarui tip de sol. Acest proces are loc in conformitate cu legile generale de propagare a caldurii intr-un sol presupus omogen in adancime. In aceasta privinta, Ciulache, in 1985, a descris 4 legi, iar Dragomirescu si Enache, in 1998, au suplimentat numarul acestora cu legea referitoare la intarzierea producerii maximului si minimului de temperatura pentru oscilatii termice cu perioade diferite (ex. un an), care are loc in acelasi raport la adancimi direct proportionale cu radacina patrata a perioadei respective. Dupa acesti ultimi autori, prima lege se refera la perioada de oscilatie a temperaturii, urmatoarele doua la variatia amplitudinii termice, iar ultimele doua la intarzierea producerii maximelor si minimelor de temperatura. Din aceste legi trebuie retinut faptul ca propagarea caldurii de la suprafata catre adancime necesita o anumita perioada de timp, astfel ca extremele termice se produc cu un decalaj temporal, comparativ cu cele de la suprafata, a carui valoare depinde de adancimea la care se efectueaza observatia.

Amplitudinea variatiilor zilnice si anuale ale temperaturii solului scade proportional cu adancimea, iar momentul producerii maximei si minimei este mult intarziat pe masura cresterii adancimii. Temperatura solului sufera modificari (oscilatii termice) pana la o anumita adancime, dupa care ea se mentine constanta (stratul de izotermie), unde amplitudinea variatiilor anuale se anuleaza. Stratul de izotermie mai este cunoscut si sub denumirea de strat cu temperatura anuala constanta, sau strat invariabil (Dissescu si colab., 1971).

Stratul de izotermie se afla la adancimi variabile pe suprafata globului, dar si regional si local, in functie de o serie de factori care determina propagarea caldurii in sol. La latitudinile tropicale acesta se gaseste la aproximativ 6-8 m, in cele temperate la 20 m, iar in tinuturile polare la 25 m. Dupa acest strat de izotermie, temperatura solului in straturile profunde create cu adancimea, datorita caldurii interne a Pamantului, conform gradientului geotermic¹⁸. Acesta are o valoare medie de 3,3C/100 m. Adancimea pentru care temperatura create cu 1C reprezinta treapta geotermica, a carei valoare medie este de 33 m/grad. Limitele de variatie sunt intre 20 si 40 m, in functie de particularitatile locale. Tinand cont de aceste doua constante geotermice, temperatura in centrul planetei Terra ar fi de 3000-4000C.

2.1. Distribupa pe verticals a temperaturii solului

In timpul unui an exista doua tipuri de propagare a caldurii in sol: tipul de insolatie si tipul de radiatie.

Tipul de insolatie se caracterizeaza printr-o descrestere treptata a temperaturii pana la stratul de izotermie. Este specific tinuturilor tropicale, unde se observa in tot cursul anului. In zonele temperate si reci apare numai in anotimpul de vara, in zilele senine cu insolatie puternica. Factorii locali (vegetatia, precipitatiile etc.) pot perturba acest tip de distribute a temperaturii in sol.

Valoarea cu care temperatura creste la fiecare suta de metri.

Tipul de radiatie apartine latitudinilor inalte si perioadei de iarna de la latitudinile mijlocii si se caracterizeaza prin cresterea temperaturii de la suprafata catre interiorul solului. In anotimpurile de tranzitie, primavara, un strat rece este situat intre doua straturi mai calde, iar toamna, un strat cald este amplasat intre doua straturi mai reci.

Pentru reprezentarea grafica a variatiei diurne si anuale a temperaturii solului cu adancimea se folosesc doua metode: curbele tautocrone (variatia temperaturii cu adancimea, la diferite momente) in care sunt evidentiate partial legile de propagare a caldurii in sol (Ciulache, 2002) si izopleta, care in cazul acesta poarta numele de geotermoizopletd sau geoizotermd (variatia temperaturii concomitent in timp si adancime). Prima metoda reprezinta variatia temperaturii cu adancimea la diferite momente din cursul unei zile sau pentru diferite intervale de timp, in valori medii zilnice orare sau lunare. Pe ordonata este trecuta adancimea, iar pe abscisa temperatura. In acest fel se obtine un numar de curbe corespunzator momentelor sau intervalelor luate in considerare. A doua metoda folosesjte aceleasi tipuri de valori, numai ca pe abscisa este trecut timpul (ora sau luna). Pe reteaua de coordonate astfel obtinuta se inscriu temperaturile respective, dupa care se unesc cele cu aceeasi valoare (izolinii).

2.5. Inghetul solului

Inghetul solului este un fenomen fizic complex, care depinde de mai multi factori ce actioneaza individual sau in ansamblu: temperatura aerului, umiditatea solului, stratul vegetal si de zdpadd, natura si relieful solului, modul de expunere a pantelor, profilul termic al solului anterior perioadei de inghet etc.

Adancimea pana la care solul ingheata depinde de urmatorii factori: durata si intensitatea gerurilor din iarna, gradul de umiditate al solului, prezenta si tipul de vegetatie, grosimea stratului de zdpadd.

Regimul de inghet al solului este strans legat si de particularitatile locale ale reliefului si de microclimat, care determina o variatie considerabila in limitele unor spatii restranse.

In regiunile cu ierni lungi si geroase, solul ingheata pana la adancimi de 1-1,5 m, iar in cele cu climat bland, inghetul este superficial sau inexistent.

Solurile umede ingheata mai putin decat cele uscate, deoarece caldura latenta provenita prin inghetarea apei intarzie propagarea inghetului in adancime.

In solurile nisipoase adancimea de inghet este mai mare decat in cele argiloase, care au o conductivitate calorica mai buna.

Mlastinile si solurile mldstinoase ingheata cel mai putin.

In cazul solurilor din padure adancimea de inghet este mult mai mica decat in camp deschis, din cauza rolului protector al vegetatiei si stabilitatii stratului de zapada din timpul iernii. Cu cat grosimea stratului de zapada este mai mare cu atat mai putin patrunde inghetul in sol.

Cunoasterea fenomenului de inghet al solului este foarte importanta, deoarece influenteaza starea fizica a solului, starea de vegetatie a plantelor prin gradul lor de asigurare cu apa. Prin dezghetarea superficiala a solului la inceputul primaverii si mentinerea in straturile mai profunde a inghetului, plantele nu se pot aproviziona cu apa prin sistemul radicular, aparand astfel fenomenul de secetd fiziologica, foarte daunatoare la inceputul vegetatiei. De asemenea, prin ingheturi si dezgheturi repetate ale solului, plantele pot fi dezradacinate, fenomenul purtand denumirea de "descaltarea culturilor', foarte periculos, deoarece provoaca moartea plantelor.

La latitudinile polare solul ramane inghetat in tot timpul anului, vara stratul dezghetat fiind doar superficial. In aceste tinuturi inghetul solului este vesnic. Fenomenul este cunoscut sub denumirea de permafrost. Este specific in nordul Canadei, Alaska, Antarctica, insule I e Oceanului Inghetat de Nord, Siberia si Extremul Orient.

In Romania adancimea maxima de inghet a solului in regiunile agricole nu depaseste 90 cm (tabelul 16).

Tabelul 16. Adancimea maxima de inghet in zone preponderent agricole din

Romania

3.Temperatura apei

Peste 70% din suprafata Pamantului (mai mult de 360 milioane de km²) apartine intinderilor mari de ape (oceane, mari, lacuri). Deoarece radiatia solara este transformata in energie calorica si, la nivelul acestei suprafete active, ea are un rol foarte important in procesele calorice care se produc in atmosfera, dar si la nivelul terestru.

Suprafata apei, ca si a uscatului, are toate proprietatile unei suprafete active, adica transforma energia radianta solara in energie calorica, transmite aceasta caldura catre straturile adanci, reflecta o parte din radiatiile solare in atmosfera si incalzeste aerul din imediata apropiere a intinderilor acvatice

3.1. Regimul termic al marilor suprafete de apa

Apa prezinta un regim termic total diferit de cel al solului datorita proprietatilor ei termice caracteristice:

.      caldura specificd de doud-trei ori mai mare decat a solului;

.      gradul mare de transparenta;

.      mobilitatea mare;

.      turbulenta.

Propagarea caldurii in apa. In functie de proprietatile fizice ale apei, propagarea caldurii se face in mod diferit de cea din sol. Oscilatiile termice la suprafata apei sunt mult reduse, deoarece incalzirea si racirea apei se produc mai lent datorita caldurii specifice mari a apei, la care intervine si procesul de evaporare prin care se consuma caldura.

Transparenta apei permite radiatiilor solare cu lungimi de unda cuprinse intre 0,2-0,6 X sa patrunda pana la aproximativ 100 m, determinand incalzirea straturilor respective. In adancime patrund radiatiile cu lungimi de unda scurte (albastre, albastre-verzi), care au putere calorica foarte redusa.

Mobilitatea mare a apei prin miscarile turbulente provoaca amestecul straturilor de apa si transmiterea catre adancime a caldurii inmagazinata la suprafata prin intermediul valurilor, curentilor lacustri, marini si oceanici. Astfel se realizeaza omogenizarea temperaturii si oscilatiile slabe pe verticala. Procesul de propagare a caldurii in adancime este facilitat si de concentrarea prin evaporare a apelor sarate la suprafata, care fiind mai dense transporta in acelasi timp si caldura spre straturile inferioare.

Curentii si starea de turbulenta de la suprafata intinderilor de apa sunt factorii determinanti in propagarea caldurii in directie verticala. Caldura transmisa prin turbulenta este mai mare cu 1000 pana la 10 000 de ori decat caldura transmisa prin conductivitate.

In apele sarate, prin evaporare, concentratia substantelor dizolvate create, determinand in acelasi timp si cresterea densitatii straturilor superficiale. Ziua se produc curenti de la suprafata catre adancime, care transporta apele mai calde catre straturile mai adanci. Noaptea fenomenul este invers: prin racire straturile superficiale devin mai grele si coboara, deoarece scade temperatura din adancime. Acest mod de propagare a caldurii pe verticala se numeste proces convectiv sau de transport.

Convectia termica din timpul toamnei este activa pana in momentul in care toate straturile ating aceeasi temperatura. Din acest moment, stratul superior al apei continua sa se raceasca pana la punctul de inghet. Din acest motiv racirea si inghetarea apei este mult intarziata de convectia termica. Temperatura de maxima densitate si de inghet a apei marilor si oceanelor este in functie de gradul de salinitate al apei (tabelul 17). Se observa ca temperatura de inghet a apei sarate este sub 0C si devine cu atat mai scazuta cu cat salinitatea create. Acelasi fenomen se intampla si in cazul temperaturii densitatii maxime. La o salinitate de 25%, temperatura densitatii maxime si de inghet sunt egale . Sub acest prag de salinitate temperatura densitatii maxime este mai ridicata decat cea de inghet, iar apa de mare se comporta ca si cea dulce, pana in momentul atingerii temperaturii densitatii maxime. Dupa atingerea acestei temperaturi convectia inceteaza, apa se raceste progresiv si apare gheata la suprafata. La o salinitate peste 25%, racirea stratului superior pana la atingerea punctului de inghet determina cresterea densitatii apei si intretinerea unei convectii pana in momentul inghetarii, proces care poarta numele de convectie termohalind. Datorita ei, apa de mare cu o salinitate mai mare de 25% ingheata mai incet. Temperatura medie de inghet a apei de mare este de -2C, la o salinitate medie de 35%.

Tabelul 17. Variatia temperaturii de maxima densitate si a celei de inghet in raport cu gradul de salinitate

In apele dulci, propagarea caldurii pe aceasta cale nu se poate realiza in timpul zilei, deoarece straturile mai calde raman la suprafata. Transportul apei mai calde de la suprafata catre adancime se produce numai in situatia in care temperatura apei scade sub 4C (cand densitatea este maxima).

Amestecul turbulent (de origine termica sau dinamica) este factorul cel mai important pentru propagarea caldurii intre straturile de apa, deoarece valoarea neinsemnata a conductivitatii calorice a apei poate contribui intr-o masura foarte redusa la transmiterea caldurii in adancime. Din aceste considerente, stratul activ cu variatii importante de temperatura atat diurne, cat si anuale, are o grosime mult mai mare decat in cazul uscatului.

Produsul Ac poarta denumirea de coeficient de conductivitate termica prin turbulenta si depaseste ca valoare de cateva mii de ori coeficientul de conductivitate calorica moleculara al apei, care oscileaza in jurul valorii de 0,00125 cal/cm s.grd. S-a dovedit in mod practic ca, in cazul propagarii caldurii in apa, amplitudinea oscilatiilor termice dispare la o adancime de 16 ori mai mare decat in cazul solului, adica la aproximativ 300 m, pentru oscilatiile cu perioada anuala (Stoica, Cristea, 1971).

3.2. Variatiile temperaturii apei

Datorita caldurii specifice mari, variatiile de temperatura ale apei se produc mai lent, comparativ cu solul si sunt invers proportionale cu valoarea caldurii specifice a mediului respectiv.

Evolutia diurna a temperaturii suprafetei apei este caracterizata printr-o oscilatie simpla, valoarea minima se produce la 2-3 ore dupa rasaritul Soarelui, iar cea maxima intre orele 15-16. Amplitudinea acestor oscilatii scade o data cu departarea de uscat. Astfel, pe lacuri si mari inchise, situate la latitudinile temperate, amplitudinea oscilatiilor diurne este de 3-6C. In largul oceanelor, valoarea amplitudinii depinde si de latitudinea geografica, in sensul ca se observa o descrestere a amplitudinii o data cu cresterea latitudinii (tabelul 18).

Tabelul 18. Variatia latitudinala a amplitudinii termice diurne

De la suprafata apei, variatiile diurne ale temperaturii se propaga pana la aproximativ 20 de metri adancime, unde nu mai sunt observabile.

Variatia anuala a temperaturii suprafetelor mari de ape prezinta, la fel ca si cea diurna, o oscilatie simpla, cu o valoare maxima si una minima. In emisfera nordica, la latitudinile temperate si polare, valoarea maxima a temperaturii se observa in lunile august-septembrie, iar cea minima in februarie-martie. In emisfera sudica situatia este inversa: valoarea maxima se inregistreaza in lunile februarie-martie, iar cea minima in august-septembrie.

Amplitudinea oscilatiilor anuale depinde in principal de clima regiunii geografice si, in al doilea rand, de departarea de continent.

La suprafata oceanelor, amplitudinea anuala a temperaturii este de 2-4C la latitudinile tropicale si create pana la 6-8C la cele temperate, dupa care scade din nou spre poli (tabelul 19).

85

Tabelul 19. Variatia latitudinala a amplitudinii termice anuale

In marile inchise, inconjurate de mari suprafete continentale, amplitudinea anuala a temperaturii la suprafata lor este mult mai mare. De exemplu, Marea Baltica prezinta o amplitudine anuala de 17C in partea sudica si 12C in cea nordica; in Marea Neagra aceasta valoare oscileaza intre 24 si 26C.

In apele dulci, in timpul iernii, straturile inferioare au o temperatura de 4C. Amplitudinea anuala a variatiilor de temperatura la suprafata lacurilor sau marilor inchise are limite mai largi de variatie (16-20C).

Momentul producerii valorilor extreme este decalat pe masura cresterii adancimii: la 60 m, intarzierea este de aproximativ o luna. Distributia anuala a temperaturii la suprafata oceanelor si in adancime este influentata si de curentii marini. De asemenea, curentii marini si oceanici influenteaza si evolutia anuala a temperaturii la suprafata marilor si oceanelor, ca si in adancime.

3.3. Temperatura marilor suprafete de apd in diferite zone

geografice

Temperatura de la suprafata oceanelor descreste o data cu cresterea latitudinii, de la 26C la tropice pana la 0C in bazinul arctic. Temperatura medie anuala a apei la suprafata oceanelor este considerata egala cu 17,4C. Cele mai ridicate valori s-au inregistrat in zona Insulelor Solomon din Oceanul Pacific (32C) si in Golful Persic (35,6C), iar cele mai scazute (-2.-3C) in Oceanul Arctic (Pop, 1988).

In adancime, temperatura inregistreaza o scadere pana la 600 m, in ambele emisfere ale Pamantului. La adancimi peste 2 km, temperatura apei este aceeasi (2C) la toate latitudinile.

Pentru apele dulci (lacuri, rauri), temperatura scade de la suprafata catre adancime, pana atinge valoarea de 4C. Pe apele curgatoare mersul diurn al temperaturii este mascat din cauza turbulentei dinamice. O data cu scaderea temperaturii aerului toamna, la suprafata acestor ape temperatura ramane mai ridicata decat cea a aerului. Totodata se produce omogenizarea termica pana la atingerea temperaturii de 4C, dupa care temperatura apei create de la suprafata catre adancime. Mentinerea temperaturii aerului la valori negative (-3. -4C) o perioada indelungata, determina coborarea temperaturii suprafetei apei la 0C, dupa care se produce inghetul. Fenomenul de inghet in apele curgatoare mai depinde si de panta de scurgere, viteza curentului, particularitatile morfologice ale malurilor, nivelul, debitul, directia si viteza vantului fata de albia raului etc. De exemplu, Dunarea ingheata cand temperatura aerului ajunge la valoarea de 10C, cu conditia ca aceasta sa dureze aproximativ 7-8 zile consecutiv.

Circuitul caloric in sol si in apa

In sol si in apa se produce un circuit caloric diurn si anual.

1. Circuitul caloric diurn

Circuitul caldurii in 24 de ore sau zilnic reprezinta cantitatea de caldura care se propaga ziua in interiorul celor doua suprafete active (sol si apa) printr-un centimetru patrat si cantitatea de caldura cedata in timpul noptii de cele doua medii naturale.

2. Circuitul caloric anual

Este dat de cantitatea de caldura acumulata in timpul perioadei calde si de cea cedata atmosferei in anotimpul rece. Vara, marea absoarbe cea mai mare cantitate de caldura primita la suprafata, iar iarna cedeaza atmosferei o mare cantitate de caldura.

Masuratorile efectuate au demonstrat ca in apa, circulatia caldurii este mult mai accentuata decat in sol. Cea mai mare parte a cantitatii de caldura provenita din radiatia solara este redata atmosferei de catre suprafata solului, a zapezii si a ghetii. In straturile din adancime ale celor doua medii patrunde o parte nesemnificativa din cantitatea de caldura initiala

Deoarece procesul de propagare pe verticala a caldurii in mediul acvatic este mult mai intens, aproape intreaga cantitate de caldura provenita din transformarea radiatiei solare este transmisa straturilor mai adanci. In timpul racirii prin radiatie a suprafetei apei, aproape intreaga cantitate de caldura cedata este inlocuita prin caldura provenita din straturile inferioare. In acest mod se apreciaza ca circulatia anuala a caldurii in apa este de 20-25 ori mai intensa decat in sol.

Daca se considera cantitatea de caldura primita sub forma de radiatie solara de catre suprafata solului egala cu 100%, in cazul unui nisip, 43% din aceasta cantitate este cedata pentru incalzirea aerului, iar 57% patrunde in adancime. Din aceeasi cantitate de 100%, apa oceanelor cedeaza atmosferei doar 0,4%, restul de 99,6% sunt transmise prin turbulenta si convectie in straturile mai adanci.

Pentru lacurile cu suprafata mare, cantitatea de caldura care intra in acest circuit in timpul a 24 de ore este evaluata la 4500 kcal/m², iar in cazul Marii Negre, in circuitul anual intra aproximativ 480 000 kcal/m². Marea Baltica cedeaza atmosferei din august pana in noiembrie 137 000 kcal/m², iar in anotimpul rece inca 385 000 kcal/m² (Pop, 1988).

In concluzie, vara marea absoarbe cea mai mare cantitate de caldura primita la suprafata, iar iarna cedeaza atmosferei o mare cantitate de caldura. Acest fapt constituie principala deosebire dintre climatul marin si cel continental, vizibil la toate latitudinile geografice.