Тепловий баланс

Як витрачаються надлишки тепла (позитивний радіаційний баланс) і як поповнюється його недоїмка (у випадку негативного радіаційного балансу), як встановлюється теплова рівновага для поверхні, для атмосфери і для системи «поверхня — атмосфера», пояснюєтепловий баланс.

Тепловий баланс атмосфери включає радіаційний її баланс В_a (завжди негативний), тепло, що надходить від поверхні Т и тепло, що виділяється при конденсації вологи LE (величини завжди позитивні). Має значення перенос тепла в атмосфері — адвекція А_а. Вона приводить у середньому за рік до переносу тепла з низьких широт у високі, тобто до витрати його в першому випадку і приходу в другому. У тепловому балансі атмосфери в цілому адвекцію можна не враховувати, але при розгляді теплового балансу окремих частин атмосфери її необхідно приймати до уваги.

Середній багаторічний тепловий баланс атмосфери можна виразити рівнянням: В_a + Т + LE (-A)= 0

Тепловий баланс системи "Земля - Атмосфера" – це алгебраїчна сума тепла, що отримується Землею в цілому (разом з атмосферою) відзовнішніх джерел і тепла, що втрачається через атмосферу у космічний простір.

В_s=L(E-r)+A+F

де L - прихована теплота паротворення, E - випар, r - опади,
A - адвекція, тобто кількість тепла, що переноситься повітряними течіями, F - тепло, що переноситься морськими течіями.

Тепловий баланс поверхні й атмосфери разом як цілого в середньому багаторічному дорівнює нулю.

Сонячна радіація, що потрапила в атмосферу, частково (31%) направляється назад у міжпланетний простір (7% розсіюється і 24% відбивається хмарами). Атмосфера поглинає 17% радіації, що прийшла, (3% поглинається озоном, 13% водяним пором і 1% хмарами). Останні 52% (пряма + розсіяна радіація) досягають підстилюючої поверхні, яка: 4% відбиває за межі атмосфери, а 48% поглинає. З 48% поглинених поверхнею, 18% йде на ефективне випромінювання. Таким чином, радіаційний баланс поверхні (залишкова радіація) складе 30% (52% — 4% — 18%). На випар з поверхні витрачається 22%, на турбулентний обмін теплом з атмосферою — 8%. Тепловий баланс поверхні: 30% — 22% — 8% = 0.

Випромінювання атмосфери в міжпланетний простір — 65 %. Її радіаційний баланс: — 65% + 17% + 18%= — 30%. Тепловий баланс атмосфери: —30% + 22% + 8% = 0.

Альбедо Землі як планети 35%.

Усе, що Земля одержує від Сонця (100%), згодом іде в міжпланетний простір (35% + 65%).

4.2. Тепловий режим земної поверхні (теплоємність і теплопровідність ґрунту)

Поверхня, яка нагрівається безпосередньо сонячними променями й віддає тепло нижнім шарам і повітрю, називають діяльною. Температура діяльної поверхні, її величина і зміна (добовий і річний хід) визначаються тепловим балансом.

Температурний режим ґрунту взагалі залежить від її теплоємності і теплопровідності.

Теплоємність ґрунту. Розрізняють об'ємну і вагову теплоємність ґрунту.Об'ємною теплоємністю С_oб називається кількість тепла (Дж), необхідне для нагрівання 1 м³ ґрунту на 1 °С. Питомою теплоємністю С_пит називається кількість тепла (Дж), що вимагається для нагрівання 1 кг ґрунту на 1 °С.

Теплоємність ґрунту, в якому пори заповнені водою, значно більше теплоємності сухого ґрунту.На нагрівання ґрунту впливає також його колір. Світлі ґрунти мають більше альбедо, ніж темні, і тому при однаковому надходженні радіації вони менше нагріваються. Ґрунт під рослинним покривом прогрівається повільніше, ніж оголений.

Зрошення і опади, збільшуючи теплоємність ґрунту, обумовлюють її менше нагрівання. Сухий торф, що має найменшу теплоємність у порівнянні з іншими ґрунтами, при повному насиченні водою має найбільшу теплоємність.

Розподіл тепла у ґрунті залежить від ряду його властивостей, насамперед теплоємності і теплопровідності. Одержуючи однакову кількість сонячного тепла, ґрунт нагрівається тим сильніше, чим більше його об'ємна теплоємність С_об.

Теплопровідність ґрунту – це здатність ґрунту передавати тепло від шару до шару. Мірою теплопровідності служить коефіцієнт теплопровідності, який чисельно дорівнює кількості тепла (Дж), що проходить за 1 сек. через перетин у 1 м² шару товщиною 1 м при різниці температур на границях шарів 1 °С. Теплопровідність залежить від мінерального складу ґрунту, її вологості і вмісту повітря в порах ґрунту.

На передачу тепла від шару до шару затрачається час, і моменти настання максимальних і мінімальних протягом доби температур запізнюються на кожні 10 см приблизно на 3 години.

При послідовному нагріванні нижніх шарів від вище розташованих, кожен шар поглинає деяку кількість тепла. Чим глибше шар, тим менше тепла він отримує і тем слабкіші в ньому коливання температури. Амплітуда добових коливань температури з глибиною зменшується на кожні 15 см у 2 рази.

4.3. Добовий і річний хід температури ґрунту

Зміна температури ґрунту протягом доби називається добовим ходом. Добовий хід температури звичайно має один максимум і один мінімум. На поверхні ґрунту мінімум температури в ясні дні спостерігається перед сходом Сонця. Максимум температури в такі дні спостерігається близько 13 год., потім починається її зниження, що продовжується до ранкового мінімуму. Різниця між максимумом і мінімумом називається амплітудою добового ходу температури.

На амплітуду добового ходу температури ґрунту впливає ряд факторів:

1) пора року;

2) географічна;

3) рельєф місцевості;

4) рослинний покрив;

5) теплоємність і теплопровідність ґрунту;

6) колір ґрунту;

7) хмарність.

Зміна температури ґрунту протягом року називається річним ходом. Максимальні середні місячні температури поверхні ґрунти спостерігаються в липні, коли надходження тепла до ґрунту найбільше, а мінімальні — у січні — лютому. На амплітуду річного ходу температури поверхні ґрунту впливають ті ж фактори, що і на амплітуду добового ходу, за винятком пори року. Амплітуда річного ходу зростає зі збільшенням широти.

Шар ґрунту, температура якого має добовий і річний хід, називаєтьсяактивним шаром.

Шар ґрунту, температура якого протягом доби не змінюється, називається шаром постійної добової температури.