Тепловой баланс системы Земля-атмосфера

Тепловой баланс системы Земля-атмосфера представляет собой алгебраическую сумму всех притоков тепла к вертикальному столбу единичного сечения, которые охватывают всю толщу атмосферы и верхние слои почвы или водоема.

На протяжении больших периодов времени Земля в целом, а также в отдельности атмосфера и деятельная поверхность, находятся в состоянии теплового равновесия. Т.е. не испытывают систематического непрерывного разогревания или охлаждения. Средние их температуры почти не изменяются от одного многолетнего периода к другому. Из этого следует, что общий приходо-расход тепла за такие периоды в системе Земля-атмосфера равняется нулю.

Приход тепла к деятельной поверхности, обусловленный поглощением солнечной и атмосферной радиации, уравновешивается отдачей ею тепла путем излучения и нерадиационного обмена. Атмосфера в свою очередь не только поглощает солнечную и земную радиацию, но и самая излучает длинноволновую радиацию вверх и вниз, а также обменивается с деятельной поверхностью нерадиационным путем.

Тепловой баланс почвы и воды

Общеизвестно, что земная поверхность нагревается днем и охлаждается ночью, ее температура повышается летом и снижается зимой. Тепловой баланс земной поверхности равняется нулю, но совсем не означает, что температура поверхности почвы не изменяется. Если передача тепла идет вниз, то тепло, которое поступает на поверхность сверху и проходит от нее вглубь в зависимости от физических свойств слоя деятельной поверхности, будет накапливаться в этом слое и, естественно, температура деятельного слоя, а значит и температура земной поверхности, будет повышаться. Наоборот, при передаче тепла снизу деятельного слоя вверх в атмосферу тепло деятельного слоя теряется быстрее, вследствие чего температура земной поверхности понижается. Итак, днем температура земной поверхности повышается, а ночью - понижается. Летом, вследствие значительно большей продолжительности светлой дня, а значит, большей интенсивности и продолжительности поступления на земную поверхность прямой и рассеянной солнечной радиации день за днем температура деятельного слоя повышается. Зимой из-за очень короткого дня и "низкого" солнца происходит обратный процесс - деятельный слой земной поверхности охлаждается.

Скорость и степень нагревания и охлаждения почвы зависит от физических свойств почвы - ее теплоемкости и теплопроводности.

Удельной теплоемкостью С_уд называется количество тепла, необходимое для нагревания единицы массы почвы на один градус.

Объемной теплоемкостью С_об называется количество тепла, необходимое для нагревания единицы объема почвы на один градус.

Мерой теплопроводности почвы служит коэффициент теплопроводности λ, который численно равняется количеству тепла, которое проходит за единицу времени через основание столбика почвы единичной площади и единичной высоты, если разность температур на верхнем и нижнем его основаниях равняется единице. Объемная теплоемкость в значительной мере зависит от пористости и влажности почвы, иначе говоря, от того, насколько заполнены поры почвы водой или воздухом. Поскольку теплоемкость воды равняется 4190Дж/(кг·град), а теплоемкость воздуха 1,26Дж/(кг·град), то, естественно, теплоемкость сухих почв, поры которых заполнены воздухом, меньше теплоемкости влажных почв, в которых поры заполнены водой. Поэтому понятно, что сухие почвы при определенном заданном поступлении или отдаче тепла будут нагреваться или будут охлаждаться сильнее, чем влажные.

Коэффициент теплопроводности, как и теплоемкость, в значительной мере зависит от пористости и влажности почвы, поскольку коэффициент теплопроводности недвижимой воды равняется 0,54 Дж/(м·с·град), а неподвижного воздуха - 0,02 Дж/(м·с·град). Очевидно, что при проникновении в почву воды воздух, который находится в порах, вытесняется водой и теплопроводность почвы увеличивается (град – градусы в шкале Кельвина).

Почему так происходит? Дело в том, что почва состоит из твердых частичек - зерен кварца и других горных пород, частичек глины, органических веществ и других твердых частичек. Минеральный и органический состав образуют твердый, хотя и не совсем жесткий "скелет" с порами неправильной формы, которые частично заполнены воздухом, а частично водой. Объемная теплоемкость для разных минеральных составных частей почвы почти одинакова и изменяется в интервале 838-1676 Дж/(кг·град). Незначительно изменяется для разных минеральных составных частичек почвы и коэффициент теплопроводности.

Итак, объемная теплоемкость и коэффициент теплопроводности почвы будут зависеть, в основном, от влажности почвы и ее структуры, а также от фазового состояния воды в почве. Поскольку теплопроводность льда (λ_льда = 2,1 Дж/(м·с·К)) больше теплопроводности воды, то теплопроводность замерзшей почвы больше теплопроводности оттаявшей почвы.

Из изложенного выше вытекает, что нагревание и охлаждение почвы обратно пропорционально его объемной теплоемкости, а скорость распространения тепла вглубь почвы прямо пропорциональна коэффициенту теплопроводности.

Отношение коэффициента теплопроводности грунта (λ) к его объемной теплоемкости (С_об) называется коэффициентом температуропроводности (К).

К=λ/С_об, (2.10)

Из формулы (2.10) вытекает, что коэффициент температуропроводности численно соответствует повышению температуры единицы объема почвы в результате поступления в него λ количества тепла и показывает, насколько быстро происходит выравнивание температуры слоев почвы, которые находятся выше и ниже.

Распределение температуры почвы во времени и пространстве в определенном месте можно рассматривать с помощью особого графика. Его обычно строят по многолетним среднемесячным температурам. По вертикальной оси (ординат) откладывают глубины, а по горизонтальной (абсцисс) – месяцы. На полученной сетке наносят соответствующие среднемесячные температуры. Потом интерполяцией находят точки с одинаковыми температурами и соединяют их плавными линиями, которые называют термоизоплеты.

Термоизоплеты дают наглядное представление о температуре активного слоя почвы на любой глубине в любое время года. Перемещение вдоль горизонтальной линии разрешает видеть изменение температуры на данной глубине на протяжении года.