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 почвы

Наблюдения за температурой поверхности почвы и темпера­турой на различной глубине проводятся на некоторых метеороло­гических станциях уже более 70-80 лет. Обработка этих данных позволила установить закономерности изменения температуры почвы в течение суток и года.

Изменение температуры почвы в течение суток называется су­точным ходом. Суточный ход температуры имеет обычно один максимум и один минимум. Минимум температуры поверхности почвы при ясной погоде наблюдается перед восходом Солнца, когда радиационный баланс еще отрицателен, а обмен теплом между воздухом и почвой незначителен. С восходом Солнца, по мере изменения знака и величины радиационного баланса, тем­пература поверхности почвы возрастает, особенно при ясной по­годе. Максимум температуры наблюдается около 13 ч, затем температура начинает понижаться, что продолжается до утрен­него минимума.

В отдельные дни указанный суточный ход температуры почвы нарушается под влиянием облачности, осадков и других факто­ров. При этом максимум и минимум могут смещаться на другое время. Хорошо выраженный и правильный суточный ход наблю­дается в теплый период при ясной погоде.

Изменение температуры почвы в течение года называется го­довым ходом. Обычно график годового хода строится по средним месячным температурам почвы. Годовой ход температуры поверх­ности почвы определяется в основном различным приходом сол­нечной радиации в течение года. Максимальные средние месяч­ные температуры поверхности почвы в умервнных широтах север­ного полушарля наблюдаются обычно в июле, когда приток тепла к почве наибольший, а минимальные - в январе - феврале.

Разность между максимумом и минимумом в суточном или годовом ходе называется амплитудой хода температуры.

Факторы, влияющие на амплитуду суточного и годового хода температуры почвы

На амплитуду суточного хода температуры почвы влияют:

1) время года; летом амплитуда наибольшая, зимой - наи­меньшая;

2) географическая широта; амплитуда связана с полуденной высотой Солнца, которая в один и тот же день возрастает в направлении от полюса к экватору; поэтому в полярных районах амплитуда незначительна, а в тропических пустынях, где к тому же велико эффективное излучение, она достигает 50-60° С;

3) рельеф местности; по сравнению с равниной южные скло­ны нагреваются сильнее, северные слабее, а западные несколько сильнее восточных; соответственно изменяется и амплитуда;

4) растительный и снежный покровы; амплитуда суточного хода под этими покровами меньше, чем при их отсутствии;

5) теплоемкость и теплопроводность почвы; амплитуда нахо­дится в обратной зависимости от теплоемкости и теплопровод­ности;

6) цвет почвы; амплитуда суточного хода температуры по­верхности темных почв больше, чем светлых, так как поглощение радиации и ее излучение у темных поверхностей больше, чем у светлых; поверхности сухих и рыхлых почв имеют большую ам­плитуду, чем поверхности влажных и плотных почв;

7) облачность: в пасмурную погоду амплитуда значительно меньше, чем в ясную.

На амплитуду годового хода температуры поверхности почвы влияют те же факторы, что и на амплитуду суточного хода, за исключением времени года. Амплитуда годового хода, в отличие от суточного, возрастает с увеличением широты. В экваториаль­ной зоне она в среднем составляет 2-3° С, а в полярных райо­нах материков превышает 70° С (Якутия).

Амплитуда годового хода температуры оголенной поверхности почвы значительно больше, чети поверхности, покрытой раститель­ностью или снегом.

Закономерности распространения тепла в почве

Суточные и годовые колебания температуры поверхности поч­вы вследствие теплопроводности передаются в более глубокие ее слои. Слой почвы, в котором наблюдается суточный и годовой ход температуры, называют активным слоем. Распространение температурных колебаний в глубь почвы (при однородном соста­ве почвы) происходит в соответствии со следующими законами Фурье.

1. Период колебаний с глубиной не изменяется, т. е. как на поверхности почвы, так и на всех глубинах интервал между дву­мя последовательными минимумами или максимумами темпера­туры составляет в суточном ходе 24 ч, а в годовом 12 месяцев.

2. Если глубина растет в арифметической прогрессии, то ам­плитуда уменьшается в геометрической прогрессии, т. е. с уве- " личением глубины амплитуда быстро уменьшается.

Слой почвы, температура в котором в течение суток не изме­няется, называют слоем постоянной суточной температуры.

Температурный режим почвы __67

В средних широтах этот слой начинается с глубины 70-100 см. Слой постоянной годовой температуры в средних широтах зале­гает глубже 15-20 м.

3. Максимальные и минимальные температуры на глубинах наступают позднее, чем на поверхности почвы (табл. 15). Это за­паздывание прямо пропорционально глубине. Суточные максиму­мы и минимумы запаздывают на каждые 10 см глубины в сред­нем на 2,5-3,5 ч, а годовые на каждый метр глубины запазды­вают на 20-30 суток.

Таблица 15

Среднее время наступления максимумов и минимумов в суточном ходе температуры почвы (июнь)

Приведенные законы Фурье иллюстрируются графиками су­точного (рис. 12) и годового (рис. 13) хода температуры поверх­ности почву и температуры на различных глубинах. На этих ри­сунках четко прослеживается уменьшение амплитуды с глуби­ной, запаздывание времени наступления максимумов и миниму­мов с увеличением глубины и независимость периода колебаний от глубины.

Согласно теоретическим расчетам Фурье, глубина, до которой проявляется годовой ход температуры почвы, должна примерно в 19 раз превышать глубину проявления суточных колебаний. В действительности наблюдаются значительные отклонения от теоретических расчетов, и во многих случаях глубина проникно­вения годовых колебаний оказывается больше расчетной. Это обусловлено различием во влажности почвы по глубинам и во времени, изменением температуропроводности почвы с глубиной и другими причинами. 68

В северных широтах глубина проникновения годового хода температуры почвы составляет в среднем 25 м, в средних широ­тах- 15-20 м, в южных - около 10 м.

Температурный режим почвы

Рис. 12. Суточный ход темпе­ратуры почв в июне в Тбилиси.

Цифры у кривых - глубина в мет­рах.

// /// IV - V VI УГ VIII К-" X XI XII

Рис. 13. Годовой ход средней месячной температуры почвы с естественной по­верхностью в Тбилиси. Цифры у кривых - глубина в метрах.

Термоизоплеты

Материалы многолетних наблюдений за температурой почвы на различных глубинах могут быть представлены графически (рис. 14). На таком графике связываются температура почвы, глубина и время. Для построения графика на вертикальной оси откладывают глубины, а на горизонтальной - время (обычно ме­сяцы). На график наносят среднюю месячную температуру почвы на разных глубинах. Затем точки с одинаковой температурой со­единяют плавными линиями, которые называют термоизоплеты. Термоизоплеты дают наглядное представление о температуре активного слоя почвы на любой глубине в каждый месяц. Такие графики используют, например, для определения глубины про-

никновения критических температур, повреждающих корневую систему плодовых деревьев.

"/ III V "УН IX XI -1

Рис. 14. Изоплеты температуры почвы (Тбилиси).

Эти графики используют также в коммунальном хозяйстве, в промышленном и дорожном строительстве, при мелиорации.

Мощность мерзлого слоя обязательно учитывается при закла­дывании дрен в мелиорируемых районах.

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.

Поверхность, непосредственно нагреваемую солнечными лучами и отдающую тепло нижележащим слоям и воздуху, называют деятельной поверхностью . Температура деятельной поверхности, ее величина и изменение (суточный и годовой ход) определяются тепловым балансом.
Максимальное значение почти всех составляющих теплового баланса наблюдается в околополуденные часы. Исключением является максимум теплообмена в почве, приходящийся на утренние часы. Максимальные амплитуды суточного хода составляющих теплового баланса отмечаются в летнее время, минимальные - зимой.
В суточном ходе температуры сухой и лишенной растительности поверхности в ясный день максимум наступает после 13 часов, а минимум - около момента восхода Солнца. Облачность нарушает правильный ход температуры поверхности и вызывает смещение моментов максимума и минимума. Большое влияние на температуру поверхности оказывают ее влажность и растительный покров.
Дневные максимумы температуры поверхности могут составлять +80° и более (на юге России +75°). Суточные колебания достигают 40°. Их величина зависит от времени года, облачности, тепловых свойств поверхности, ее цвета, шероховатости, от растительного покрова, а также от экспозиции склонов.
Годовой ход температуры деятельного слоя различен на разных широтах. Максимум температуры поверхности в средних и высоких широтах обычно наблюдается в июле, минимум - в январе. Амплитуды годовых колебаний температуры деятельной поверхности в низких широтах очень малы, в средних широтах на суше они достигают 30°. На годовые колебания температуры поверхности в умеренных и высоких широтах сильно влияет снежный покров.
Распространение тепла в почвогрунте зависит от ряда его свойств, и прежде всего от теплоемкости и теплопроводности. Получая одинаковое количество солнечного тепла, почвогрунт нагревается тем медленнее, чем больше его объемная темплоемкость. Объемная теплоемкость пород, слагающих сушу, примерно в два раза меньше теплоемкости воды. Теплоемкость воды - 1, кварца - 0,517, глины - 0,676, воздуха - 0,0003.
Передача тепла от слоя к слою регулируется теплопроводностью. Большинство пород имеет малую теплопроводность в (кал)см*сек град.):

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.