8.3. Нагрівання та охолодження водойм

Вода, на відміну від ґрунту, для прямої та розсіяної сонячної радіації є прозорим тілом, і тому короткохвильова промениста енергія проникає у воду на досить значну глибину (залежно від прозорості води від 10 до 100 м), зумовлюючи в усій товщі води до цих глибин радіаційне нагрівання.

Друга відмінність полягає в тому, що об'ємна теплоємність води приблизно у 2 рази більша від теплоємності ґрунту, і з цієї причини для досягнення ними однієї й тієї ж температури вода повинна отримати більше тепла, ніж грунт. Якщо ж до води та ґрунту надходить однакова кількість тепла, або ж вони віддають однакову кількість тепла, то температура води зміниться на меншу величину, ніж температура ґрунту.

По-третє, у ґрунті тепло передається по вертикалі шляхом молекулярної теплопровідності, а в легкорухомій воді передача тепла по вертикалі здійснюється в результаті більш активного процесу - турбулентного перемішування шарів води, через що відбувається інтенсивний обмін фізико-хімічними властивостями між цими шарами. Турбулентність у водоймах зумовлена хвилюванням та різними швидкостями течій водних мас, а також термічною конвекцією, а в морях - конвекцією, викликаною різницею солоності водних шарів. Турбулентне перемішування у водоймах зумовлює: 1) перенесення тепла вглиб водойм у 1000 - 10000 разів сильніше ніж перенесення його в ґрунті; 2) швидке вирівнювання температур між шарами води; 3) нагрівання та охолодження водних басейнів до значно більших глибин; 4) більш повільну, ніж у ґрунті, зміну температури поверхні водойм, і за величиною меншу, ніж зміна температур на поверхні ґрунту.

Викладені вище відмінності в характері термодинамічних процесів, які відбуваються в ґрунті та водоймах, зумовлюють певні відмінності в тепловому режимі ґрунту та водойм: 1) добові коливання температури у воді поширюються на глибину порядку десятків метрів. а в ґрунті менше ніж до одного метра; річні ж коливання температури у воді розповсюджуються на глибину сотень метрів, а в ґрунті - на 10 - 20 м; 2) добові та річні коливання температури на поверхні ґрунту значно більші, ніж на поверхні води. Так, добові коливання температури ґрунту в помірних широтах становлять 15 - 20°С, а над океанами - 0,1 - 0,2°С, річні коливання температури ґрунту в помірних широтах досягають 40°С і більше, а на поверхні океану від 5 до дещо більше 10°С. Внаслідок вказаних відмінностей у поширенні тепла водний басейн за теплу пору року накопичує в досить вагомому (товстому) шарі води велику кількість тепла, яку віддає в атмосферу в холодну пору року, а грунт протягом теплого сезону віддає вночі в атмосферу досить значну частину того тепла, яке отримав удень, через що дуже мало накопичує його до зими. У результаті температура повітря над водними басейнами влітку нижча, а взимку вища, ніж над сушею і, природно, у денні часи нижча, а вночі вища.

8.4. Добовий та річний хід температури поверхні ґрунту та водойм

Тепло, яке приносять сонячні промені, значною мірою йде на нагрівання верхніх шарів ґрунту та водних поверхонь. Це нагрівання залежить від широти місцевості, часу доби, річного сезону та інших чинників, які визначають зміну інсоляції.

Зміну якої-небудь метеорологічної величини з часом прийнято називати ходом цієї величини. Отже, зміна температури поверхні ґрунту протягом доби називається її добовим ходом, протягом місяця - місячним ходом, а протягом року - річним ходом.

Розглянемо питання про добовий хід температури ґрунту. На рис. 4 зображено криву добового ходу температури поверхні ґрунту. Видно, що це є хвилеподібна лінія, нижча точка якої характеризує мінімум (min), а вища - максимум (mах) температури. Мінімум спостерігається перед сходом сонця, коли радіаційний баланс від'ємний, а нерадіаційний обмін теплом між земною поверхнею та шарами ґрунту й повітря, прилеглими до неї, незначний. Зі сходом сонця із збільшенням радіаційного балансу температура поверхні ґрунту зростає і досягає максимуму до 13 - 14 год. Після цього починається її зниження, незважаючи на те, що радіаційний баланс ще залишається додатним. Пояснюється це тим, що після 13 - 14 години віддача тепла з верхнього шару ґрунту в атмосферу відбувається не тільки шляхом ефективного випромінювання, але й шляхом турбулентного теплообміну при збільшеному випаровуванні, а також передачі тепла, яка продовжується, в глибину ґрунту. У результаті витрата тепла поверхневим шаром ґрунту переважає над надходженням його й відбувається зниження температури поверхні ґрунту аж до ранкового мінімуму.

Добовий хід температури поверхні ґрунту найяскравіше виражений у теплу пору року при стійкій ясній погоді і має криву, що нагадує синусоїду. Однак в окремі дні крива добового ходу може мати неправильну форму через неперіодичні зміни температури, пов'язані з адвекцією тепла або холоду, змін хмарності протягом доби, випаданням опадів. Що ж стосується кривої добового ходу, побудованої за багаторічними даними того чи іншого дня місяця, то вона матиме більш правильну форму, оскільки випадкові відхилення в обидва боки в середніх величинах врівноважаться.

Дуже цікаве питання про величину добового коливання температури поверхні ґрунту. Відомо, що різниця між максимальною та мінімальною температурою за добу називається амплітудою добового ходу (рис. 4). Теорія показує, що амплітуда добового ходу земної поверхні прямо пропорційна амплітуді радіаційного балансу й обернено пропорційна інтенсивності турбулентного перемішування в атмосфері, а також теплоємності та теплопровідності ґрунту. У зв'язку з цим можна виділити низку природних основних чинників, що впливають на амплітуду добового ходу поверхні ґрунту.