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», пояснює тепловий баланс.

Рівняння теплового балансу поверхні:

В_з = LE + P + Т,

де В_з — радіаційний баланс (завжди позитивний),
LE — витрати тепла на випар ( L — прихована теплота паротворення, Е — випар), Т — турбулентний теплообмін між поверхнею і атмосферою, Р — теплообмін між поверхнею і нижніми шарами ґрунту або води.

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, називається активним шаром.

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

Дані про зміни температури ґрунту на глибинах протягом року мають велике практичне значення. Вони використовуються в сільському і комунальному господарстві, промисловому і дорожнім будівництві.

Вплив природних факторів на температуру ґрунту. На термічний режим ґрунту, крім сонячної радіації, найбільше впливають рельєф, тип і склад ґрунту, рослинний і сніговий покриви.

Рельєф. Більше тепла дістають південні схили, потім — східні та західні і найменше — північні, оскільки інтенсивність сонячної радіації змінюється у тому ж напрямі.

Існує правило, встановлене О. І. Воєйковим, згідно з яким нагрівання вдень та охолодження вночі найбільші для увігнутих форм рельєфу (долин) і найменші для випуклих форм (підвищень), що зв'язано з інтенсивністю перемішування повітря.

Гребенева поверхня ґрунту вдень значно тепліша, ніж рівна, а вночі холодніша внаслідок більшої площі випромінювання.

Тип і склад ґрунту. Навесні глинясті ґрунти холодніші, ніж піщані, а восени — навпаки. Торфові ґрунти навесні холодніші, ніж мінеральні, що зумовлено не тільки поганою теплопровідністю, а й більшими витратами тепла на випаровування. Найхолодніші з ґрунтів болотні, оскільки моховий покрив мало пропускає тепла.

Рослинний покрив (у т.ч. лісова рослинність) затінює поверхню ґрунту від сонячної радіації вдень, затримує тепло вночі, висушує грунт внаслідок транспірації, витрат тепла на створення рослинних тканин та утруднює турбулентне перемішування повітря, тим самим зменшує амплітудні коливання температури поверхні ґрунту.

Сніговий покрив захищає грунт і зимуючі під ним рослини від сильного охолодження, оскільки сніг – поганий провідник тепла.

4.4. Добовий і річний хід температури у верхніх шарах води

Вода, маючи більшу теплоємність і меншу теплопровідність, ніж суша, повільніше нагрівається і повільніше віддає тепло.

Моменти максимумів температури водоймищ запізнюються в порівнянні із сушею. Максимум настає близько 15—16 годин, мінімум — через 2—3 години після сходу Сонця. Річний максимум температури на поверхні Океану в північній півкулі приходиться на серпень, мінімум — на лютий.