Тепловой баланс земной поверхности, различия в тепловом режиме почв и водоемов. Влияние растительности и снежного покрова на температуру почвы

Т.б. представляет собой частные формулировки закона сохранения энергии и составляются для участка поверхности Земли (Т.б. земной поверхности); для вертикального столба, проходящего через атмосферу (Т.б. атмосферы); для такого же столба, проходящего через атмосферу и верхние слои литосферы или гидросферу (Т.б. системы Земля - атмосфера). Уравнение Т.б. земной поверхности: R + Р + Fo+ LE = 0 представляет собой алгебраич. сумму потоков энергии между элементом земной поверхности и окружающим пространством. В число этих потоков входит радиационный баланс (или остаточная радиация) R - разность между поглощённой коротковолновой солнечной радиацией и длинноволновым эффективным излучением с земной поверхности. Положит, или отрицат. величина радиационного баланса компенсируется несколькими потоками тепла. Так как температура земной поверхности обычно не равна темп-ре воздуха, то между подстилающей поверхностью и атмосферой возникает поток тепла Р. Аналогичный поток тепла -Fo наблюдается между земной поверхностью и более глубокими слоями литосферы или гидросферы. При этом поток тепла в почве определяется молекулярной теплопроводностью, тогда как в водоёмах теплообмен, как правило, имеет в большей или меньшей степени турбулентный характер. Поток тепла Fо между поверхностью водоёма и его более глубокими слоями численно равен изменению теплосодержания водоёма за данный интервал времени и переносу тепла течениями в водоёме. Существенное значение в Т.б. земной поверхности обычно имеет расход тепла на испарение LE, который определяется как произведение массы испарившейся воды Е на теплоту испарения L. Величина LE зависит от увлажнения земной поверхности, её температуры, влажности воздуха и интенсивности турбулентного теплообмена в приземном слое воздуха, которая определяет скорость переноса водяного пара от земной поверхности в атмосферу. Соотношение компонентов баланса изменяется во времени в зависимости от свойств подстилающей поверхности и географической широты места.

Теплообмен в море: - между поверхностью моря и атмосферой (внешний теплообмен); - между поверхностью моря и нижележащими слоями; - между отдельными районами морей и океанов (внутренний теплообмен). Внешний теплообмен в море складывается из радиационного, турбулентного и конвективного теплообмена, процессов испарения и конденсации водяных паров над морем. Внутренний осуществляется турбулентным и конвективным перемешиванием, вертикальными и горизонтальными течениями. В период осенне-зимнего охлаждения поверхности моря поток теплоты направлен в основном снизу вверх, а в период весенне-летнего нагревания - сверху вниз.

Температура воздуха, постоянно ощущаемая как тепло или холод, имеет важнейшее значение для жизни на Земле вообще, для жизни и хозяйственной деятельности людей в частности. Температура воздуха меняется в течение суток и в течение года в зависимости от вращения Земли и связанных с ним изменений в притоке солнечной радиации. Но она меняется и нерегулярно, непериодически, в связи с воздушными течениями, направленными из одних мест Земли в другие. Распределение температуры воздуха по Земному шару в основном зависит от общих условий притока солнечной радиации по широтам, от распределения суши и моря, которые по-разному поглощают радиацию и по-разному нагреваются, и, наконец, от воздушных течений, переносящих воздух из одних областей Земли в другие.