8.1. Рівняння теплового балансу земної поверхні

Більша частина сонячної радіації досягає земної поверхні й поглинається діяльним шаром, тобто тонким шаром ґрунту та води, температура якого зазнає добових і річних коливань. На суші товща діяльного шару знаходиться в межах 8 - 13м, а на морі вона становить 200 - 300м. При додатному радіаційному балансі тепло від діяльного шару передається в більш глибокі шари, а частина його випромінюється та поглинається повітрям. При від'ємному радіаційному балансі до діяльного шару тепло надходить як з глибини ґрунту, так і з повітря. До цього варто додати, що надходження та витрата тепла в діяльному шарі відбувається при конденсації та випаровуванні води, а також при здійсненні хімічних і біологічних процесів (засвоєнні поживних речовин корінням рослин, розчиненні солей тощо). Отже, поверхня землі, а точніше її діяльний шар, безперервно й різними способами отримує та втрачає тепло. У будь-який проміжок часу від земної поверхні відходить вверх і вниз така ж кількість тепла, яку вона протягом цього ж часу отримує зверху і знизу. Інакше кажучи, виконується закон збереження енергії, який вказує на те, що алгебраїчна сума всіх надходжень та витрат тепла на земній поверхні повинна дорівнювати нулю. Формула, з допомогою якої визначається результуючий приток тепла на земній поверхні, називається рівнянням теплового балансу. У загальному вигляді ця формула має вигляд:

R + Р + Т + LМ = 0, (8.1)

У формулі (8.1) R = (Іsinh_© + і)(1 - А) - В_е - радіаційний баланс земної поверхні; Р - турбулентний потік тепла між земною поверхнею та атмосферою; Т - потік тепла між земною поверхнею та шарами ґрунту й води, що лежать нижче; LМ - потік тепла, пов'язаний з фазовими перетвореннями води, інакше кажучи, потік тепла, пов'язаний з випаровуванням або конденсацією води, де L - питома теплота випаровування, а М - маса води, що випарувалася або сконденсувалася.

Перепишемо рівняння (8.1) так:

R= - (Р + Т + LМ) (8.2)

Із формули (8.2) випливає, що радіаційний баланс земної поверхні врівноважується нерадіаційною передачею тепла.

Притоки тепла, записані нами в рівнянні теплового балансу (8.1), найважливіші. Більш строго в це рівняння можна було б включити витрати тепла на танення снігу або льоду, на хімічні та біологічні процеси, притоки тепла від диссипації механічної енергії вітру, хвиль, припливів і течій, а також тепло, що приноситься опадами, тощо. Проте усіма цими притоками тепла в першому грубому наближенні можна знехтувати, оскільки порівняно з основними членами рівняння (8.1) вони малі й виявляються при певних ситуаціях.

І на завершення вкажемо, що рівняння (8.1) дійсне для будь-якого проміжку часу, у тому числі й для багаторічного періоду.

8.2. Нагрівання та охолодження ґрунту

Загальновідомо, що земна поверхня нагрівається вдень і охолоджується вночі, а також температура її підвищується в літню пору року й знижується взимку. Однак, не зважаючи на те, що тепловий баланс земної поверхні дорівнює нулю, зовсім не означає, що температура поверхні ґрунту не змінюється. Коли передача тепла спрямована вниз, то тепло, що надходить до поверхні зверху й відходить від неї вглиб залежно від фізичних властивостей діяльного шару, накопичуватиметься в цьому шарі й, природно, температура діяльного шару, а значить і температура земної поверхні, підвищуватиметься. Навпаки, при передачі тепла через земну поверхню знизу вгору в атмосферу тепло втрачається найшвидше, перш за все, діяльним шаром, внаслідок чого температура земної поверхні знижується. Отже, вдень температура земної поверхні підвищується, а вночі - знижується. Влітку, внаслідок значно більшої тривалості світлої частини доби, а значить більшої інтенсивності й тривалості надходження до земної поверхні прямої та розсіяної сонячної радіації день за днем температура діяльного шару підвищується. Взимку через дуже короткий день та "низьке" сонце відбувається обернений процес - діяльний шар земної поверхні охолоджується.

Швидкість і ступінь нагрівання та охолодження ґрунту залежить від фізичних властивостей ґрунту - його теплоємності й теплопровідності.

Як відомо, питомою теплоємністю С називається кількість тепла, необхідна для нагрівання одиниці маси ґрунту на один градус, а об'ємною теплоємністю С_об називається кількість тепла, необхідна для нагрівання одиниці об'єму ґрунту на один градус. Мірою теплопровідності ґрунту служить коефіцієнт теплопровідності "λ", який чисельно дорівнює кількості тепла, яка проходить за одиницю часу через основу стовпчика ґрунту одиничної площі та одиничної висоти, якщо різниця температур на верхній і нижній його основах дорівнює одиниці. Об'ємна теплоємність значною мірою залежить від пористості та вологості ґрунту, інакше кажучи, від того, наскільки заповнені пори ґрунту водою або повітрям. Оскільки теплоємність води дорівнює 4190 Дж/(кг К), а теплоємність повітря 1,26 Дж/(кг К), то, природно, теплоємність сухих ґрунтів, пори яких заповнені повітрям, менша від теплоємності вологих ґрунтів, у яких пори заповнені водою. Тому зрозуміло, що сухі ґрунти при певному заданому надходженні або віддачі тепла нагріватимуться або охолоджуватимуться сильніше, ніж вологі. Коефіцієнт теплопровідності, як і теплоємність, значною мірою залежить від пористості та вологості ґрунту, оскільки коефіцієнт теплопровідності нерухомої води дорівнює 0,54 Дж/(м с К), а нерухомого повітря - 0,02 Дж/(м с К). Очевидно, що при проникненні в ґрунт води повітря, яке знаходиться в порах, витісняється водою і теплопровідність ґрунту збільшується.

Чому так відбувається? Річ у тім, що ґрунт складається з твердих частинок - зерен кварцу та інших гірських порід, частинок глини, органічних речовин та інших твердих частинок. Мінеральні та органічні складові утворюють твердий, хоча й не зовсім жорсткий "скелет" з порами неправильної форми, які частково заповнені повітрям, а частково водою. Об'ємна теплоємність для різних мінеральних складових частин ґрунту майже однакова й змінюється в межах 838-1676 Дж/(кг К). Незначно змінюється для різних мінеральних складових частинок ґрунту й коефіцієнт теплопровідності. Отже, об'ємна теплоємність і коефіцієнт теплопровідності ґрунту залежатимуть, в основному, від вологості ґрунту та його структури, а також від фазового стану води в ґрунті. Оскільки теплопровідність льоду (λ_льоду = 2,1 Дж/(м с К)) більша за теплопровідність води, то теплопровідність замерзлого ґрунту більша від теплопровідності талого ґрунту.

Із викладеного вище випливає, що нагрівання та охолодження ґрунту обернено пропорційні його об'ємній теплоємності, а швидкість поширення тепла вглиб ґрунту прямо пропорційна коефіцієнту теплопровідності. Відношення коефіцієнта теплопровідності ґрунту (λ) до його об'ємної теплоємності (С_о6) називається коефіцієнтом температуропровідності (К):

К = λ/С_об (8.3)

Із формули (8.3) випливає, що коефіцієнт температуропровідності чисельно відповідає підвищенню температури одиниці об'єму ґрунту в результаті надходження до нього λ кількості тепла й показує, наскільки швидко відбувається вирівнювання температури шарів ґрунту, що знаходяться вище й нижче.