Собственное излучение почв

Рис. 27. Теплоперенос песка и песчаника как функция пористости (поры заполнены и пределы температур установлены) [244]. 1 – песчаник; 2 – песок.

Теплоперенос непосредственно увеличивается с увеличением влажности почв (рис. 28). Из анализа графиков теплопереноса (рис. 27 и 28) выводится очевидная зависимость, которая выражается в следующем: только для влагонасыщенных горных пород или почв с незначительной (малой) пористостью можно делать выводы об их минеральном составе по данным тепловых съемок [245]. Во всех других случаях проявляется влияние пористости и влажности на температурные, соответственно излучательные, характеристики почв. Среди почв одного типа повышение теплопереноса с увеличением влажности наиболее четко выражено при небольшой влажности как результат сильных изменении температуры на поверхности сухих почв. Торф имеет меньшую величину теплопереноса, чем глины и песчаники. При определенных условиях тот же торф может иметь днем более высокую температуру поверхности, чем глины и песчаники. Постулат о том, что холодное сравнимо с влажным, а теплое с сухим, справедлив не в каждом случае.

Рис. 28. Теплоперенос песка, глины и торфа как функция их влажности. Цифрами обозначено значение общей пористости [244].

Отношение амплитуд температуры различных почв меньше, чем отношение величин их теплопереноса [244, 245]. Повышенная температура поверхности означает сильный теплообмен между почвой и пограничным слоем воздуха и сильную эмиссию в тепловом инфракрасном диапазоне, т.е. сравнительно небольшой тепловой поток в почвах днем. Очень существенными в связи с этим оказываются свойства поверхности почвы и метеорологические условия.
Температура поверхности почв не всегда зависит от термических свойств верхнего слоя почвы [328]. До определенного предела играет роль отношение температур нижележащих слоев почвы или горной породы. Влияние нижних слоев почвы пренебрежимо мало тогда, когда мощность верхнего почвенного слоя больше, чем трехкратная величина глубины температурных колебаний (угасания температур). Иначе говоря, влияние нижних почвенных слоев приобретает значение тогда, когда мощность верхнего слоя почвы меньше, чем глубина температурных колебаний.
Глубина затухания температурных колебаний в почве D = 2К/со определяется по коэффициенту теплопроводности почвы К = Х/С и периоду со. Зависимость температуропроводности и глубины затухания колебания температур показана на двух графиках (рис. 29, 30), построенных для температурных колебаний с периодом 24 ч, т. е. для суточного температурного хода. В большинстве случаев величина глубины затухания меньше 15-20 см; ее значение больше 30 см возможно только для консолидированных, скальных горных пород с незначительной пористостью [244].

Рис. 29. Взаимосвязь температуропроводности, пористости и глубины затухания колебаний температуры (температурной ступени) в суточном ходе температур на примере песчаника и песка [244]. 1 – песчаник; 2 – песок.

Рис. 30. Взаимосвязь температуропроводности, влажности и глубины затухания колебаний температуры в суточном ходе температур на примере песка, глины и торфа. Цифрами обозначено значение общей пористости [244].

На одном из графиков (рис. 29) видно уменьшение температуропроводности с увеличением пористости песка и песчаника в сухом и влагонасыщенном состоянии, т.е. с порами, заполненными воздухом, и с порами, заполненными водой. Как видно из сопоставления двух разных графиков (рис. 24 и 29), для песка и рыхлого песчаника с влагонасыщенными порами значения тепловых свойств почти одинаковы. Сухой песчаник имеет ненамного меньшую температуропроводность, которая при большой пористости может быть выше его температуропроводности во влагонасыщенном состоянии. Сухой рыхлый песок имеет существенно более низкие ее значения. График на рис. 30 характеризует зависимость температуропроводности от влажности почвы. Температуропроводность песка повышается с увеличением влагосодержания, при влагонасыщенности около 10% остается примерно одинаковой, а затем снова начинает возрастать. Итак, увеличивающаяся влажность почв только незначительно повышает температуропроводность, в то время как величина удельной теплоемкости почв линейно возрастает. У глин температуропроводность с увеличением влагонасыщенности изменяется не так сильно. Температуропроводность торфа, величина которой занимает промежуточное положение между ее величинами для глины и песка, возрастает при увеличении влажности очень незначительно. В принципе это указывает на влияние размера пор и их неразрывности на температуропроводность почв, так как они влияют на «главное сечение» водяной пленки. При очень малой влажности вода входит в щели между зернами песчаника, что приводит к поразительному увеличению теплопроводности и увеличению измеряемой температуры, в то время как увеличение удельной теплоемкости практически пренебрежимо мало.
Экспериментальные данные Квиля [244] о глубине затухания суточных температурных колебаний имеют значение для гидрогеологических изысканий как попытка сделать заключение по поверхностной температуре почвы о глубине залегания зеркала грунтовых вод.
Так, например, был проведен эксперимент по определению изменений радиационной температуры или величины излучения галечника в зависимости от уровня грунтовых вод [244]. Почвенные измерения проводились ясным безветренным днем инфракрасным радиометром два раза – в 10 ч 00 мин и в 12 ч 45 мин (рис. 31). Радиационная температура сухого галечника (при стоянии уровня грунтовых вод на 20 см ниже поверхности) была выше, чем влажного и мокрого галечника (уровень грунтовых вод – 0 см). Различие в их радиационных температурах определяется теплопереносом, который у сухого галечника ниже. По этой причине замеренная температура поверхности сухого галечника за период между двумя измерениями изменилась в два раза сильнее, чем мокрого галечника, а именно на 6 и 3°С. Более сильное испарение с мокрых галечников дополнительно снижало величину температурных колебаний между этими двумя циклами измерений. Влиянием грунтовых вод на температуру поверхности галечников можно пренебречь, если зеркало грунтовых вод находится глубже 20 см от поверхности. Это выражается в незначительной глубине затухания температурных колебаний сухого галечника, для которого предполагались только очень слабые изменения температуры в основании почвенного слоя.

Рис. 31. Температура излучения и глубина зеркала грунтовых вод в галечниках при ясном небе в первой половине дня (10 ч 00 мин) и в полдень (12 ч 45 мин) [244]. Цифры на кривых – время суток.

Рассмотрим результаты еще одного эксперимента [211], которые указывают на значение других факторов для съемки и почвоведческой расшифровки данных, получаемых тепловым сканером.
Теплоперенос в почве на глубину, иначе говоря, температурный ход в почвенном профиле, привнос и отдача тепла – процессы комплексные, так как температуропроводность и теплопроводность почв, как уже упоминалось выше, в общем определяются влажностью почвы. Но она тоже может изменяться со временем и по глубине. Следовательно, можно предположить, что летом температурные свойства почвы прежде всего будут определяться термическими свойствами верхнего слоя почвы, который может быть плохим или хорошим проводником тепла. Весной глинистые почвы в принципе холоднее песчанистых и песчаных почв, а осенью теплее, так как глинистые и песчанистые почвы обладают различной температурной инерцией. В принципе здесь те же тенденции, что и при рассмотренных выше суточных колебаниях температуры, или суточном температурном ходе.
Особое внимание при выборе времени полета для тепловой сканерной съемки следует обращать на следующие факторы [211]. Днем изменения температуры почвы и теплообмен между почвой и околопочвенным слоем воздуха следуют изменениям мощности потока солнечного излучения. На восходе и на заходе солнца теплообмен почти равный. После захода солнца тепловой поток в почве направлен вверх (см. рис. 56). Тепловой поток варьирует в зависимости от свойств почвы (как теплового аккумулятора), прежде всего от теплоемкости и теплопроводности. Для влажных почв с повышенной тепловой инерцией амплитуда дневных колебаний температур ниже, чем для сухих почв.
В годовом процессе теплообмена сильнейшая теплоотдача («съем тепла») в почве наблюдается весной и ранним летом, а также поздней осенью. Поэтому поздняя осень и ранняя зима скорее подходят для проведения тепловых сканерных съемок, если речь идет о съемке районов с различными свойствами почв или о качественной съемке твердого компонента почвы, так как в это время влажность почв более или менее одинакова на значительных площадях многих районов. Напротив, для местности, где однотипные почвы обнажены на значительных площадях, для получения информации о водном балансе района и условиях дренажа необходимо тепловые сканерные съемки проводить в сжатые сроки после наиболее интенсивного выпадения осадков. Различное высыхание лучше и хуже дренируемых участков, которые нередко возникают при весеннем потеплении, приводит к разнице температур на их поверхности и соответственно к различию радиационных температур, которые регистрируются тепловым сканером и могут быть использованы для выделения таких участков (лучше или хуже дренируемых) на тепловых изображениях местности, так называемых радиационных, или тепловых, снимках.
Предыдущие выводы неизбежно обращают наше внимание, с одной стороны, на комплексное влияние минерального состава, размера частиц, объема пор, цементации и влажности на температурные и излучательные характеристики почв и, с другой стороны, указывают на суточные и годовые изменения температур на поверхности почв, которые зависят от изменяющихся внешних условий. Так как температура и, следовательно, излучательная способность почв могут так сильно изменяться в пространстве и во времени, то не следует ожидать, что качественное обсуждение характеристик почв отснятой территории всегда возможно при обработке данных тепловой сканерной съемки. Конечно, на радиационных тепловых снимках легко выделить участки изображения с различной радиационной температурой. Качественное и в некоторых случаях количественное заключение о содержании твердых компонентов почвы, о различии влажности почв и об условиях дренирования в лучшем случае можно ожидать при сопоставимой обработке данных многозонального сканирования, т. е. таких данных, которые получены съемкой в разное время суток и года, периодически или при определенных внешних условиях. Здесь особое значение имеет качественное сопоставление суточных и годовых колебаний температуры почвы. Суточные и годовые колебания представляют данные для определения теплопереноса почв, который, со своей стороны, сильно вещественно обусловлен. Тепловая инерция используется при этом как индикатор определенных свойств почвы: по ней судят о свойствах почвы. Для корреляции разновременных периодических результатов сканерных съемок, которые в большинстве случаев записываются на магнитную ленту, вводятся методы числовой записи и обработки данных. При этом необходимо использовать в комплексной обработке помимо данных тепловой съемки данные многозональной съемки в видимом и ближнем инфракрасном диапазонах и по мере возможности в первую очередь результаты съемок в среднем (отраженном) инфракрасном диапазоне. Корреляция тем-1 ператур поверхности, соответственно величин спектрального излучения и спектральных измерений в других спектральных диапазонах (по возможности одного времени съемки) может облегчить идентификацию определенных свойств почв и сделать надежной обработку. Автоматизированная обработка на компьютере по специальным программам результатов съемки районов с почвами одного или разных типов (соответственно свойствами почв) позволяет получить картину их распространения. Результаты таких исследований изложены в многочисленных работах [9, 17, 154, 155, 156, 199, 204, 209, 229, 286, 287, 308, 330].