Stosunki termiczne w glebie, wła

ś

ciwo

ś

ci cieplne

Zagadnienia:

- pojemno

ść

cieplna,

- przewodno

ść

cieplna, współczynnik przewodnictwa

cieplnego,

- równanie przewodnictwa cieplnego,

- zwi

ą

zek pojemno

ś

ci i przewodno

ś

ci cieplnej z

wilgotno

ś

ci

ą

gleby,

- przenoszenie i akumulacja ciepła w glebie,

- sinusoidalna charakterystyka zmian temperatury na

powierzchni gleby

Cieplne wła

ś

ciwo

ś

ci gleby, pojemno

ść

cieplna

Stosunki termiczne w glebie kształtuj

ą

si

ę

w wyniku procesów wymiany energii

i masy zachodz

ą

cych na powierzchni gleby oraz przenoszenia i zmian

zawarto

ś

ci ciepła w profilu glebowym.

Wła

ś

ciwo

ś

ci te wykazuj

ą

du

żą

zmienno

ść

w przestrzeni i czasie zwi

ą

zan

ą

ze

zró

ż

nicowaniem materiału glebowego a tak

ż

e ze zmianami stanu

fizycznego pod wpływem ró

ż

nych warunków (klimatyczne, zabiegi

uprawowe

Pojemno

ść

cieplna C

v

(obj

ę

to

ś

ciowa pojemno

ść

cieplna) – ilo

ść

ciepła potrzebna do

ogrzania jednostkowej obj

ę

to

ś

ci (1m

3

) gleby o nienaruszonej strukturze o 1 K [JK

-1

]

[Jm

-3

K

-1

]

C = c

ρ

ρ

– g

ę

sto

ść

fazy stałej [gcm

-3

], c – pojemno

ść

wła

ś

ciwa [Jg

-1

K

-1

] (np. kwarc c = 0,71

Jg

-1

K

-1

)

W przypadku gleby, nale

ż

y uzna

ć

,

ż

e wyst

ę

puj

ą

trzy fazy, a wtedy C :

C = X

m

c

m

ρ

m

+ X

0

c

0

ρ

0

+ X

w

c

w

ρ

w

gdzie m – składniki mineralne, o – składniki organiczne, w – obj. zawarto

ść

wody

Obj

ę

to

ś

ciowa pojemno

ść

cieplna gleby

C = X

m

c

m

ρ

m

+ X

0

c

0

ρ

0

+ X

w

c

w

ρ

w

przyjmuj

ą

c:

ρ

m

= 2,65 g cm

-3

,

ρ

0

= 1,3 g cm

-3

,

ρ

w

= 1 g cm

-3

c

m

= 0,71 J cm

-3

K

-1

, c

0

= 1,97 J cm

-3

K

-1

, c

w

= 4,19 J cm

-3

K

-1

Obj

ę

to

ś

ciowa pojemno

ść

cieplna gleby wynosi:

C = 1,89 X

m

+ 2,56 X

0

+ 4,19 X

w

Przewodno

ść

cieplna, współczynnik przewodnictwa

cieplnego

Zdolno

ść

substancji do przewodzenia ciepła charakteryzuje

przewodno

ść

cieplna. Miar

ą

szybko

ś

ci przewodnictwa jest

współczynnik przewodnictwa cieplnego

λ

[

W m

-1

K

-1

]

liczbowo równy ilo

ś

ci energii Q(J) przepływaj

ą

cej w jednostce czasu

t(s) przez jednostkow

ą

powierzchni

ę

S(m

2

) przy gradiencie

temperatury (K m

-1

)

Przykładowe warto

ś

ci współczynnika

λ

:

-

kwarc

8,8 W m

-1

K

-1

-

minerały ilaste

2,9 W m

-1

K

-1

-

substancja organiczna

0,25 W m

-1

K

-1

-

woda

0,57 W m

-1

K

-1

-

lód

2,18 W m

-1

K

-1

T

S

t

Q

∇

⋅

⋅

=

λ

Zale

ż

no

ść

pojemno

ś

ci cieplnej C

v

, współczynnika przewodnictwa cieplnego

λ

oraz dyfuzyjno

ś

ci cieplnej gleby k od wilgotno

ś

ci

Gleba lessowa, wg Usowicza, g

ę

sto

ść

1,2 -1,6 10

3

kg m

-3

0,2

0,4

0,6

3,0

2,0

1,0

1,6

1,4

1,2

θ

m

3

m

-3

C

v

10

6

J m

-3

K

-1

0,2

0,4

0,6

2,5

2,0

1,0

1,6

1,4

1,2

θ

m

3

m

-3

λ

W m

-1

K

-1

0,2

0,4

0,6

1,0

0,8

0,6

θ

m

3

m

-3

k 10

-6

m

2

s

-1

0,4

0,2

przenoszenie i akumulacja ciepła w glebie

Przenoszenie ciepła w glebie odbywa si

ę

głównie w kierunku

pionowym poprzez:

1)

przewodzenie

2)

promieniowanie

3)

ruch wody i powietrza w przestrzeniach mi

ę

dzy cz

ą

steczkami

gleby (przy przes

ą

czaniu si

ę

wody pochodz

ą

cej z opadów

atmosferycznych)

4)

Ruch wody i powietrza spowodowany ró

ż

nicami temperatury w

profilu pionowym gleby (konwekcja)

5)

Zmiany stanu skupienia wody w glebie (parowanie, kondensacja,
zamarzanie i topnienie)

Ruch ciepła, przenoszenie odbywa si

ę

zawsze od poziomu w którym

temperatura jest wy

ż

sza do miejsca o temperaturze ni

ż

szej

Wielko

ść

przepływu zale

ż

na jest od gradientu temperatury (ró

ż

nica

temperatury

∆

T przypadaj

ą

cej na jednostk

ę

odległo

ś

ci

∆

z.

Strumie

ń

ciepła

Ilo

ść

ciepła przepływaj

ą

ca przez dan

ą

powierzchni

ę

w ci

ą

gu jednostki

czasu nazywana jest strumieniem ciepła,

G

ę

sto

ść

tego strumienia (q) rozpatruj

ą

c jednostk

ę

pola tej powierzchni

wynosi:

z

T

q

∆

∆

−

=

λ

[W m

-2

]

Rozkład g

ę

sto

ś

ci strumienia ciepła

w warstwie ornej gleby lu

ź

nej

wg Kossowskiego

0

50

100

150

Strumie

ń

ciepła (W m

-2

)

0

- 50

0,1

0,2

rano

w południe

o zachodzie
sło

ń

ca

po północy

warto

ś

ci dodatnie – kierunek

od powierzchni w gł

ą

b

Gł

ę

boko

ść

tłumienia fali temperaturowej

Gł

ę

boko

ść

tłumienia fali zale

ż

y od pojemno

ś

ci i przewodno

ś

ci cieplnej

gleby jak i od cz

ę

stotliwo

ś

ci fali.

W wi

ę

kszo

ś

ci polskich gleb gł

ę

boko

ść

tłumienia fali dobowej wynosi

około 50 cm.