3. Тепловой режим атмосферы

3.1. Процессы нагревания и охлаждения атмосферы

Тепловой режим атмосферы определяется главным образом теплообменом с земной поверхностью путем теплопроводности. В дневные часы, когда радиационный баланс положителен, тепло от поверхности передается тонкой пленке воздуха, соприкасающейся с нею. Это происходит за счет молекулярной теплопроводности. Ночью вследствие эффективного излучения земля холоднее возду­ха и охлаждает прилегающий к ней слой атмосферы. Внутри ат­мосферы действует другая, более эффективная турбулентная теп­лопроводность. Турбулентные вихри быстро передают тепло из од­них слоев атмосферы в другие.

Тепловая конвекция — это перенос объемов воздуха по вертика­ли, который возникает при неравномерном нагревании южных и северных склонов и других поверхностей. Над более прогретыми участками воздух, нагреваясь, становится легче и поднимается. Его место занимает холодный соседний воздух. Он также прогре­вается и поднимается, создавая поток воздуха от поверхности в высокие слои атмосферы. Над сушей тепловая конвекция проис­ходит днем, над морем — ночью.

Радиационное излучение тепла — это перенос тепла длинновол­новой радиацией от поверхности земли (особенно ночью) и встречной радиацией из атмосферы. Вторжение теплых воздуш­ных масс, нагретых в других районах, называют адвекцией тепла, а вторжение холодных масс — адвекцией холода. Так, адвекция холо­да весной и осенью с Карского моря в более южные районы Рос­сии может вызвать заморозки, губительные для сельскохозяй­ственных культур.

Конденсация (сублимация) водяного пара в процессе образова­ния капельных и ледяных облаков или осадков на поверхности земли (роса, иней) сопровождается выделением тепла. Испарение влаги с поверхности земли, растений, воды сопровождается поте­рей тепла (понижением температуры воздуха). Из перечисленных процессов теплообмена основное значение имеют турбулентный теплообмен и тепловая конвекция.

Большое влияние на температуру воздуха приземного слоя ока­зывают рельеф, растительность (лес, болото, луг, поле). Это влия­ние убывает с высотой.

3.2. Тепловой баланс земной поверхности

Если обозначить радиационный баланс В, теплообмен земной поверхности с атмосферой через А, расход или приход тепла из глубоких слоев грунта (или из воды) через G, потерю тепла при испарении или приход тепла при конденсации LE (где L — удель­ная теплота испарения; Е— масса испарившейся или сконденси­рованной воды), то уравнение теплового баланса земной поверх­ности примет вид

B±A±G±LE=0. (3.1)

Уравнение действительно как для коротких периодов време­ни, так и для года или многолетнего периода; его применяют при расчете испарения по методу теплового баланса. В данном случае рассмотрена идеализированная геометрическая поверх­ность, не имеющая толщины, а следовательно, теплоемкость ее равна нулю.

Деятельный слой (самый верхний слой почвы и воды) нагрева­ется, когда передача тепла направлена вниз. В это же время повышается температура и прилегающего слоя воздуха. При передаче тепла снизу вверх тепло уходит из деятельного слоя, температура поверхности понижается. Температура деятельной поверхности приземного слоя воздуха колеблется. Прежде всего она имеет суточный ход, обусловленный вращением Земли и ее движением по орбите.