Температура на поверхности почвы имеет отчетливо выраженный суточный ход. Кривая суточного хода на графике время – температура имеет вид синусоиды (рис.6.3). Минимум ее наблюдается примерно через полчаса после восхода солнца, когда радиационный баланс становится положительным и отдача тепла из верхнего слоя почвы эффективным излучением перекрывается потоком суммарной радиации. Максимум температуры почвы наступает от 13 до 14 часов, при максимуме радиационного баланса. После этого происходит падение температуры до минимума. Понижение температуры в послеполуденное время при положительном радиационном балансе связано с возросшими расходами тепла не только за счет эффективного изучения, но и путем теплопроводности и увеличившегося испарения воды. Происходит отдача тепла и вглубь почвы. Эти потери оказываются большими, чем радиационный приток, и температура после полудня начинает понижаться до утреннего минимума. Следует отметить, что утренние минимумы температуры на поверхности почвы бывают ниже, чем в воздухе, что и объясняет заморозки на почве в переходные сезоны в умеренных широтах.

Кривая суточного хода температуры в отдельные сутки может существенно отклоняться от правильной синусоиды в зависимости от изменений облачности, осадков, или адвективных изменений температуры воздуха.

Разница между минимальной и максимальной суточными температурами называется суточной амплитудой температуры.

Рис. 6.2. Средний суточный ход температуры на поверхности почвы (П) и в воздухе на вы­соте 2 м (В).

В Московской области суточные амплитуды летом составляют 10-20 0 С, зимние 5-10°С. Суточные амплитуды температуры почвы зависят от ряда факторов:

· облачности (в безоблачную погоду наблюдается большой дневной приход солнечной радиации и большое эффективное излучение ночью);

· экспозиции склонов (склоны южной экспозиции, обращенные к солнцу, получают больше радиации, чем склоны северной экспозиции, а ночное излучение не зависит от экспозиции).

· характера почвенного покрова (растительный покров, в общем, охлаждает почву, препятствуя ее радиационному нагреву, и снижает суточные амплитуды). Снежный покров предохраняет почву зимой от чрезмерной потери тепла, суточная амплитуда почвы под снегом также уменьшается. В умеренных широтах при высоте снежного покрова в 40-50 см температура поверхности почвы под ним на 6-7° выше, чем температура обнаженной почвы. Совместное действие растительного покрова летом и снежного покрова зимой уменьшает годовую амплитуду температуры на поверхности почвы примерно на 10° по сравнению с амплитудой температуры обнаженной почвы.

Годовая амплитуда температуры почвы, т.е. разность многолетних средних температур самого теплого и самого холодного месяца , в значительной степени зависит от географической широты. В северном полушарии на широте 10° она составляет около 3°С, на широте 30° - около 10°С, на широте 50° - в среднем около 25°С.

Суточные и годовые колебания температуры наблюдаются и по профилю почвы (рис. 6.4, 6.5). Наблюдениями установлено, что период колебаний температуры не изменяется с глубиной, происходит лишь уменьшение амплитуды.

Рис. 6.4. Годовой ход температуры в почве на разных глубинах от 3 до 753 см .

Экспериментальные данные свидетельствуют, что изменения температуры с глубиной в почвах достаточно близко описываются законами теории молекулярной теплопроводности, предложенной Фурье и получившими название законов Фурье.

Рис. 6.5. Суточный ход температуры в почве на разных глубинах от 1 до 80 см.

Первый закон Фурье - период колебаний температуры не изменяется с глубиной. Это значит, что на любой глубине (до слоя постоянных температур) в почвах сохраняется суточный и годовой ход температуры.

Второй закон Фурье - возрастание глубины в арифметической прогрессии приводит к уменьшению амплитуды в прогрессии геометрической.

Убывание амплитуды с глубиной приводит к тому, что на некоторой глубине (меньшей для суточных и большей для годовых амплитуд) колебания температуры практически прекращаются. Это слой суточной или годовой постоянной температуры. В зависимости от конкретных условий (типа почвы, ее влажности) слой постоянной суточной температуры располагается на глубине 70-100 см. Слой постоянной годовой температуры располагается на глубинах около 30 м в полярных широтах, 15-20 м - в средних широтах и около 10 м - в тропиках.

Третий закон Фурье гласит, что сроки наступления максимальных и минимальных температур, как в суточном, так и в годовом ходе запаздывают с глубиной пропорционально увеличению глубины.

Суточные экстремумы запаздывают на 2.5-3.5 часа, а годовые - на 20-30 дней. В соответствии с этим законом распределение температуры в почве по вертикали в разные сезоны меняется. Летом температура от поверхности почвы в глубину падает (режим инсоляции), зимой растет (режим излучения), весной она сначала растет, потом падает (промежуточный весенний), осенью, наоборот, сначала убывает, потом растет (промежуточный осенний).

Согласно четвертому закону Фурье глубины слоев постоянной суточной (1 день) и годовой (365 дней) температур соотносятся между собой как корни квадратные из периодов колебаний, т.е. как 1:19.

В водоемах нагревание и охлаждение распространяется на более толстый слой, чем в почвах, но амплитуды колебаний температуры (и суточные, и годовые) значительно меньше. Суточные амплитуды температуры составляют 0,1° - 0,2° в умеренных широтах и около 0,5° в тропиках. Годовые амплитуды колебаний температуры на поверхности океана значительно больше суточных, но меньше, чем на поверхности почв. В тропиках она составляет 2-3 0 , под 40° с.ш. - 10°, а под 40° ю.ш. - 5°. Суточные колебания температуры обнаруживаются до глубин 15-20 м, годовые - до 150-400 м.

Суточный ход температуры воздуха у земной поверхности

1. Температура воздуха изменяется в суточном ходе вслед за температурой земной поверхности. Поскольку воздух нагревается и охлаждается от земной поверхности, амплитуда суточного хода температуры в метеорологической будке меньше, чем на поверхности почвы, в среднем примерно на одну треть. Над поверхностью моря условия сложнее, о чем будет сказано дальше.

Рост температуры воздуха начинается вместе с ростом температуры почвы (минут на 15 позже) утром, после восхода солнца. В 13-14 ч температура почвы, как мы знаем, начинает понижаться. В 14-15 ч начинает падать и температура воздуха. Таким образом, минимум в суточном ходе температуры воздуха у земной поверхности приходится на время вскоре после восхода солнца, а максимум - на 14-15 ч.

Суточный ход температуры воздуха достаточно правильно проявляется лишь в условиях устойчивой ясной погоды. Еще более закономерным представляется он в среднем из большого числа наблюдений: многолетние кривые суточного хода температуры- плавные кривые, похожие на синусоиды.

Но в отдельные дни суточный ход температуры воздуха может быть очень неправильным. Это зависит от изменений облачности, меняющих радиационные условия на земной поверхности, а также от адвекции, т. е. от притока воздушных масс с другой температурой. В результате этих причин минимум температуры может сместиться даже на дневные часы, а максимум - на ночь. Суточный ход температуры может вообще исчезнуть или кривая суточного изменения примет сложную форму. Иначе говоря, регулярный суточный ход перекрывается или маскируется непериодическими изменениями температуры. Например, в Хельсинки в январе с вероятностью 24 % суточный максимум температуры приходится на время между полуночью и часом ночи, и только в 13% он приходится на промежуток времени от 12 до 14 ч.

Даже в тропиках, где непериодические изменения температуры слабее, чем в умеренных широтах, максимум температуры приходится на послеполуденные часы только в 50 % всех случаев.

В климатологии обычно рассматривается суточный ход температуры воздуха, осредненный за многолетний период. В таком осредненном суточном ходе непериодические изменения температуры, приходящиеся более или менее равномерно на все часы суток, взаимно погашаются. Вследствие этого многолетняя кривая суточного хода имеет простой характер, близкий: к синусоидальному.
Для примера приводим на рис. 22 суточный ход температуры воздуха в Москве в январе и июле, вычисленный по многолетним данным. Вычислялась многолетняя средняя температура для каждого часа январских или июльских суток, а затем по полученным средним часовым значениям были построены многолетние кривые суточного хода для января и июля.

Рис. 22. Суточный ход температуры воздуха в январе (1) и июле (2). Москва. Средняя месячная температура 18.5 °С для июля, -10 "С для января.

2. Суточная амплитуда температуры воздуха зависит от многих влияний. Прежде всего она определяется суточной амплитудой температуры на поверхности почвы: чем больше амплитуда на поверхности почвы, тем больше она в воздухе. Но суточная амплитуда температуры на поверхности почвы зависит в основном от облачности. Следовательно, и суточная амплитуда температуры воздуха тесно связана с облачностью: в ясную погоду она значительно больше, чем в пасмурную. Это хорошо видно из рис. 23, на котором представлен суточный ход температуры воздуха в Павловске (под Ленинградом), средний для всех дней летнего сезона и отдельно для ясных и пасмурных дней.

Суточная амплитуда температуры воздуха изменяется еще по сезонам, по широте, а также в зависимости от характера почвы и рельефа местности. Зимой она меньше, чем летом, так же как и амплитуда температуры подстилающей поверхности.

С увеличением широты суточная амплитуда температуры воздуха убывает, так как убывает полуденная высота солнца над горизонтом. Под широтами 20-30° на суше средняя за год суточная амплитуда температуры около 12 °С, под широтой 60° около 6 °С, под широтой 70° только 3 °С. В самых высоких широтах, где солнце не восходит или не заходит много дней подряд, регулярного суточного хода температуры нет вовсе.

Имеет значение и характер почвы и почвенного покрова. Чем больше суточная амплитуда температуры самой поверхности почвы, тем больше и суточная амплитуда температуры воздуха над ней. В степях и пустынях средняя суточная ампли-

Туда достигает 15-20 °С, иногда 30 °С. Над густым растительным покровом -она меньше. На суточной амплитуде сказывается и близость водных бассейнов: в приморских местностях она меньше.

Рис. 23. Суточный ход температуры воздуха в Павловске в зависимости от облачности. 1 - ясные дни, 2 - пасмурные дни, 3 - все дни.

На выпуклых формах рельефа местности (на вершинах и склонах гор и холмов) суточная амплитуда температуры воздуха уменьшена в сравнении с равнинной местностью, а на вогнутых формах рельефа (в долинах, оврагах и лощинах) увеличена (закон Воейкова). Причина заключается в том, что на выпуклых формах рельефа воздух имеет уменьшенную площадь соприкосновения с подстилающей поверхностью и быстро сносится с нее, заменяясь новыми массами воздуха. В вогнутых же формах рельефа воздух сильнее нагревается от поверхности и больше застаивается в дневные часы, а ночью сильнее охлаждается и стекает по склонам вниз. Но в узких ущельях, где и приток радиации, и эффективное излучение уменьшены, суточные амплитуды меньше, чем в широких долинах.

3. Понятно, что малые суточные амплитуды температуры на поверхности моря имеют следствием и малые суточные амплитуды температуры воздуха над морем. Однако эти последние все же выше, чем суточные амплитуды на самой поверхности моря. Суточные амплитуды на поверхности открытого океана измеряются лишь десятыми долями градуса, но в нижнем слое воздуха над океаном они доходят до 1 - 1,5 °С (см. рис. 21), а над внутренними морями и того больше. Амплитуды температуры воздуха повышены потому, что на них сказывается влияние адвекции воздушных масс. Также играет роль и непосредственное поглощение солнечной радиации нижними слоями воздуха днем и излучение ими ночью.

Температура на поверхности почвы имеет суточный ход. Минимум ее наблюдается примерно через полчаса после восхода солнца. К этому времени радиационный баланс поверхности почвы становится равным нулю – отдача тепла из верхнего слоя почвы эффективным излучением уравновешивается возросшим притоком суммарной радиации. Нерадиационный обмен тепла в это время незначителен.

Затем температура на поверхности почвы растет до 13–14 ч и достигает максимума в суточном ходе. После этого начинается падение температуры. Радиационный баланс в послеполуденные часы и до вечера остается положительным. Однако отдача тепла в дневные часы из верхнего слоя почвы в атмосферу происходит не только путем эффективного излучения, но и путем возросшей теплопроводности, а также увеличившегося испарения воды. Продолжается и передача тепла в глубь почвы. Эти потери тепла оказываются значительно большими, чем радиационный приток, поэтому температура на поверхности почвы падает с 13–14 ч до утреннего минимума.

Разность между суточным максимумом и суточным минимумом температуры называется суточной амплитудой температуры.

В Московской области, по данным С.П. Хромова и М.А. Петросянца (2004), в зимние месяцы многолетняя средняя суточная амплитуда температуры на поверхности почвы (снега) 5–10°С, в летние – 10–20°С. В отдельные дни суточные амплитуды могут быть и выше и ниже многолетних средних значений в зависимости от ряда факторов, прежде всего от облачности. В безоблачную погоду велика солнечная радиация днем и также велико эффективное излучение ночью. Поэтому суточный (дневной) максимум особенно высок, а суточный (ночной) минимум низок и, следовательно, велика суточная амплитуда. В облачную погоду дневной максимум понижен, ночной минимум повышен и меньше суточная амплитуда.

Температура поверхности почвы, конечно, меняется и в годовом ходе. В тропических широтах ее годовая амплитуда (разность многолетних средних температур самого теплого и самого холодного месяцев года) небольшая и растет с широтой. В Северном полушарии на широте 10° она около 3°С, на широте 30° около 10°С, на широте 50 о в среднем около 25°С.

Во внетропических широтах непериодические изменения температуры воздуха настолько часты и значительны, что суточный ход температуры отчетливо проявляется лишь в периоды относительно устойчивой малооблачной антициклонической погоды. В остальное время он затушевывается непериодическими изменениями, которые могут быть очень интенсивными. Например, похоло-дания зимой, когда температура в любое время суток может упасть (в континентальных условиях) на 10–20°С в течение одного часа.

В тропических широтах непериодические изменения температуры менее значительны и не так сильно нарушают суточный ход температуры.

Непериодические изменения температуры связаны главным образом с адвекцией воздушных масс из других районов Земли. Особенно значительные похолодания (иногда называемые волнами холода) происходят в умеренных широтах в связи с вторжениями холодных воздушных масс из Арктики и Антарктиды. В Европе сильные зимние похолодания бывают также при проникновении холодных воздушных масс с востока, а в Западной Европе – с европейской территории России. Холодные воздушные массы иногда проникают в Средиземноморский бассейн и даже достигают Северной Африки и Передней Азии. Но чаще они задерживаются перед горными хребтами Европы, расположенными в широтном направлении, особенно перед Альпами и Кавказом. Поэтому климатические условия Средиземноморского бассейна и Закавказья значительно отличаются от условий близких, но более северных районов.

В Азии холодный воздух свободно проникает до горных хребтов, ограничивающих с юга и востока территорию среднеазиатских республик, поэтому зимы на Туранской низменности достаточно холодны. Но такие горные массивы, как Памир, Тянь-Шань, Алтай, Тибетское нагорье, не говоря уже о Гималаях, являются препятствиями для дальнейшего проникновения холодных воздушных масс к югу. В редких случаях значительные адвективные похолодания наблюдаются, однако, и в Индии: в Пенджабе в среднем на 8–9°С, а в марте 1911 г. температура упала на 20°С. Холодные массы при этом обтекают горные массивы с запада. Легче и чаще холодный воздух проникает на юго-восток Азии, не встречая по пути значительных преград (С.П. Хромов и М.А. Петросянц).

В Северной Америке нет горных хребтов, проходящих в широтном направлении. Поэтому холодные массы арктического воздуха могут беспрепятственно распространяться до Флориды и Мексиканского залива.

Над океанами вторжения холодных воздушных масс могут глубоко проникать в тропики. Конечно, холодный воздух постепенно прогревается над теплой водой, но все же он может вызывать заметные понижения температуры.

Вторжения морского воздуха из средних широт Атлантического океана в Европу создают потепления зимой и похолодания летом. Чем дальше в глубь Евразии, тем меньше становится повторяемость атлантических воздушных масс и тем больше меняются над материком их перво-начальные свойства. Но все же влияние вторжений с Атлантики на климат можно проследить вплоть до Среднесибирского плоскогорья и Средней Азии.

Тропический воздух вторгается в Европу и зимой, и летом из Северной Африки и из низких широт Атлантики. Летом воздушные массы, близкие по температуре к воздушным массам тропиков и поэтому также называемые тропическим воздухом, формируются на юге Европы или приходят в Европу из Казахстана и Средней Азии. На Азиатской территории России летом наблюдаются вторжения тропического воздуха из Монголии, Северного Китая, из южных районов Казахстана и из пустынь Средней Азии.

В отдельных случаях сильные повышения температуры (до +30°С) при летних вторжениях тропического воздуха распространяются до Крайнего Севера России.

В Северную Америку тропический воздух вторгается как с Тихого, так и с Атлантического океана, особенно с Мексиканского залива. На самом материке массы тропического воздуха формируются над Мексикой и югом США.

Даже в области Северного полюса температура воздуха зимой иногда повышается до нуля в результате адвекции из умеренных широт, причем потепление можно проследить во всей тропосфере.

Суточный и годовой ход температуры поверхности почвы

Изменение температуры поверхности почвы в течение суток называется суточным ходом. Суточный ход поверхности почвы в среднем за много дней представляет собой периодические колебания с одним максимумом и одним минимумом.

Минимум наблюдается перед восходом солнца, когда радиационный баланс отрицателен, а нерадиационный обмен теплом между поверхностью и прилегающими к ней слоями почвы и воздуха незначителен.

С восходом солнца температура поверхности почвы растет и достигает максимума около 13 часов. Далее начинается её понижение, хотя радиационный баланс ещё остается положительным. Объясняется это тем, что после 13 часов возрастает отдача тепла поверхностью почвы в воздух путем турбулентности и за счёт испарения.

Разность между максимальной и минимальной температурой почвы за сутки называется амплитудой суточного хода. На нее влияет ряд факторов˸

1.Время года. Летом амплитуда наибольшая, а зимой наименьшая;

2.Широта места. Поскольку амплитуда связана с высотой солнца, то она уменьшается с увеличением широты места;

3. Облачность. В пасмурную погоду амплитуда меньше;

4. Теплоемкость и теплопроводность почвы. Амплитуда находится в обратной зависимости от теплоемкости почвы. Например, гранитная скала обладает хорошей теплопроводностью и в ней нагревание хорошо передается вглубь. В результате амплитуда суточных колебаний поверхности гранита невелика. Песчаная почва обладает меньшей теплопроводностью, чем гранит, поэтому амплитуда хода температуры песчаной поверхности примерно в 1,5 раза больше, чем гранитной;

5. Цвет почвы. Амплитуда темных почв значительно больше, чем светлых, так как способность поглощения и излучения у темных почв больше;

6. Растительный и снежный покров. Растительный покров уменьшает амплитуду, так как он препятствует нагреванию почвы солнечными лучами. Не очень большая амплитуда и при снежном покрове, так как из-за большого альбедо поверхность снега нагревается мало;

7. Экспозиция склонов. Южные склоны холмов нагреваются сильнее, чем северные, а западных больше, чем восточных, отсюда и амплитуда южных и западных поверхностей холмов значительнее.

Годовой ход температуры поверхности почвы

Годовой ход, как и суточный, связан с приходом и расходом тепла и определяется главным образом радиационными факторами. Удобнее всего проследить за данным ходом по среднемесячным значениям температуры почвы.

В северном полушарии максимальные среднемесячные температуры поверхности почвы наблюдаются в июле-августе, а минимальные – в январе-феврале.

Разность между наибольшей и наименьшей среднемесячными температурами за год называется амплитудой годового хода температуры почвы. Она в наибольшей степени зависит от широты места˸ в полярных широтах амплитуда наибольшая.

Суточные и годовые колебания температуры поверхности почвы постепенно распространяются в более глубокие её слои. Слой почвы или воды, температура которого испытывает суточные и годовые колебания, называется активным.

Распространение температурных колебаний в глубь почвы описывается тремя законами Фурье˸

Суточный и годовой ход температуры поверхности почвы - понятие и виды. Классификация и особенности категории "Суточный и годовой ход температуры поверхности почвы" 2015, 2017-2018.

Изменение температуры поверхности почвы в течение суток называется суточным ходом. Суточный ход поверхности почвы в среднем за много дней представляет собой периодические колебания с одним максимумом и одним минимумом.

Минимум наблюдается перед восходом солнца, когда радиационный баланс отрицателен, а нерадиационный обмен теплом между поверхностью и прилегающими к ней слоями почвы и воздуха незначителен.

С восходом солнца температура поверхности почвы растет и достигает максимума около 13 часов. Затем начинается ее понижение, хотя радиационный баланс еще остается положительным. Объясняется это тем, что после 13 часов возрастает отдача тепла поверхностью почвы в воздух путем турбулентности и за счет испарения.

Разность между максимальной и минимальной температурой почвы за сутки называется амплитудой суточного хода. На нее влияет ряд факторов:

1.Время года. Летом амплитуда наибольшая, а зимой наименьшая;

2.Широта места. Поскольку амплитуда связана с высотой солнца, то она уменьшается с увеличением широты места;

3. Облачность. В пасмурную погоду амплитуда меньше;

4. Теплоемкость и теплопроводность почвы. Амплитуда находится в обратной зависимости от теплоемкости почвы. Например, гранитная скала обладает хорошей теплопроводностью и в ней нагревание хорошо передается вглубь. В результате амплитуда суточных колебаний поверхности гранита невелика. Песчаная почва обладает меньшей теплопроводностью, чем гранит, поэтому амплитуда хода температуры песчаной поверхности примерно в 1,5 раза больше, чем гранитной;

5. Цвет почвы. Амплитуда темных почв значительно больше, чем светлых, так как способность поглощения и излучения у темных почв больше;

6. Растительный и снежный покров. Растительный покров уменьшает амплитуду, так как он препятствует нагреванию почвы солнечными лучами. Не очень большая амплитуда и при снежном покрове, так как из-за большого альбедо поверхность снега нагревается мало;

7. Экспозиция склонов. Южные склоны холмов нагреваются сильнее, чем северные, а западных больше, чем восточных, отсюда и амплитуда южных и западных поверхностей холмов значительнее.

Годовой ход температуры поверхности почвы

Годовой ход, как и суточный, связан с приходом и расходом тепла и определяется главным образом радиационными факторами. Удобнее всего проследить за данным ходом по среднемесячным значениям температуры почвы.

В северном полушарии максимальные среднемесячные температуры поверхности почвы наблюдаются в июле-августе, а минимальные – в январе-феврале.

Разность между наибольшей и наименьшей среднемесячными температурами за год называется амплитудой годового хода температуры почвы. Она в наибольшей степени зависит от широты места: в полярных широтах амплитуда наибольшая.

Суточные и годовые колебания температуры поверхности почвы постепенно распространяются в более глубокие ее слои. Слой почвы или воды, температура которого испытывает суточные и годовые колебания, называется активным.

Распространение температурных колебаний в глубь почвы описывается тремя законами Фурье:

Первый из них гласит, что период колебаний с глубиной не изменяется;

Второй говорит о том, что амплитуда колебаний температуры почвы с глубиной уменьшается в геометрической прогрессии;

Третий закон Фурье устанавливает, что максимальные и минимальные температуры на глубинах наступают позднее, чем на поверхности почвы, причем запаздывание прямо пропорционально глубине.

Слой почвы, в котором температура остается неизменной в течение суток называется слоем постоянной суточной температуры (ниже 70 - 100 см). Слой почвы, в котором температура почвы остается неизменной в течение года, называется слоем постоянной годовой температуры . Этот слой начинается с глубины 15-30 м.

В высоких и умеренных широтах встречаются обширные области, где слои почвы остаются мерзлыми в течение многих лет, не оттаивая летом. Эти слои называются вечной мерзлотой.

Вечная мерзлота может залегать как непрерывным слоем, так и в виде отдельных слоев, перемежаясь талой почвой. Мощность слоя вечной мерзлоты колеблется от 1-2 м до нескольких сотен м. Например, в Якутии мощность вечной мерзлоты составляет 145 м, в Забайкалье – около 70 м.

Нагревание и охлаждение водоемов

Поверхностный слой воды, как и почвы, хорошо поглощает инфракрасную радиацию: условия ее поглощения и отражения водой и почвой отличаются мало. Другое дело – коротковолновая радиация.

Вода, в отличие от почвы, представляет для нее прозрачное тело. Поэтому радиационное нагревание воды происходит в ее толще.

Существенные различия теплового режима воды и почвы вызываются следующими причинами:

Теплоемкость воды в 3-4 раза больше теплопроводности почвы. При одинаковом приходе или расходе тепла температура воды изменяется меньше;

Частицы воды обладают большей подвижностью, поэтому в водоемах передача тепла внутрь происходит не путем молекулярной теплопроводности, а за счет турбулентности. Охлаждение воды ночью и в холодное время года происходит быстрее, чем нагревание ее днем и летом, и амплитуды суточных колебаний температуры воды, также как и годовые, малы.

Глубина проникновения годовых колебаний в водоемы составляет 200 - 400 м.