4.2. Загальні закономірності теплообміну у ґрунті

Великий вплив на процеси нагрівання й охолодження поверхневих шарів води і ґрунту мають хмарність, атмосферні опади, вітер та деякі інші явища, які впливають на інтенсивність надходження сонячної радіації або ж визначають стан підстильної поверхні, а відтак й особливості її взаємодії з нижніми шарами атмосфери. Однак за однієї і тієї ж погоди навіть близько розташовані ділянки нагріватися та охолоджуватися будуть по-різному.

У загальному випадку тепловий режим ґрунту залежить від його відбивних властивостей, зокрема від кольору; експозиції (розташування схилів щодо сонячної радіації); характеру і стану рослинного покриву, а взимку – снігового покриву.

Відомо, що сам ґрунт складається з твердих дрібних частинок: зерен піску та інших гірських порід, частинок органічних речовин тощо. Розміри, форма і просторова упаковка твердих частинок ґрунту визначають структуру ґрунту. Первинні частинки ґрунту, здатні зв’язуватися одна з одною міцніше, ніж з іншими частинками, утворюють скелетну основу ґрунту. Проміжки неправильної форми між окремими грудочками ґрунту називаються порами. Ґрунтові пори заповнені повітрям, а за певних умов ще й водою або льодом. Пори, залежно від своїх розмірів, можуть міцно утримувати воду у ґрунті, або ж забезпечувати її швидкий дренаж після дощу.

Структура і стан ґрунту дуже впливають на його тепловий режим. Теплові властивості ґрунту у першу чергу визначаються його теплоємністю і теплопровідністю.

Теплоємністю називається кількість тепла, яку необхідно підвести до тіла, щоб збільшити його температуру на 1 градус, точніше – співвідношення кількості тепла, отриманого тілом (речовиною) при нескінченно малій зміні його станів у певному процесі, до спричинених ним приростів температури.

Теплоємність одиниці маси називають питомою теплоємністю. Приблизні значення питомої теплоємності для сухої частини деяких типів ґрунтів представлено у табл. 4.1.

Таблиця 4.1

Питома теплоємність сухої частини деяких типів ґрунтів, кДж/(кг·K)

Тип ґрунту		Тип ґрунту
Торф	2,18	Глина	0,92
Гумус	1,84	Суглинок	0,84
Чорнозем суглинистий	1,26	Пісок	0,80
Чорнозем супіщаний	1,09	Солончаки	0,59

Для порівняння: значення питомої теплоємності води, льоду і повітря при сталому тиску становлять 4,19; 2,09 і 1,005 кДж/(кг·K), відповідно.

У метеорології частіше послуговуються об'ємною теплоємністю , яка є добутком питомої теплоємності на густину речовини :

.

(4.5)

Вона характеризує кількість тепла, необхідну для нагрівання 1 м³ речовини на 1 градус. Середня густина більшості ґрунтів – 2 600–2 700 кг/м³.

Об’ємна теплоємність для різних мінеральних компонентів ґрунту коливається від 0,84 до 1,68 МДж/(м³·K). Однак вона дуже залежить від пористості і вологості ґрунту, тобто від того, заповнені пори водою чи повітрям. Пористість ґрунту кількісно характеризується співвідношенням (у відсотках) об’єму пор до загального об’єму відібраного зразка ґрунту. Для більшості ґрунтів вона коливається у межах від 26 до 48 %. Вологість ґрунту визначається як співвідношення (у відсотках) маси води, наявної у ґрунті, до маси абсолютно сухого ґрунту. Оскільки об'ємна теплоємність води дорівнює 4,19 МДж/(м³·K), а повітря – тільки 1,30·10^‑3 МДж/(м³·K), то чим більше у ґрунті води і чим менше повітря, тим більшою є його теплоємність (табл. 4.2). Саме тому сухі ґрунти за інших однакових умов нагріваються та охолоджуються швидше, ніж вологі.

Таблиця 4.2

Залежність теплофізичних характеристик ґрунту

від ступеня його зволоження

Ступінь зволоження ґрунту	МДж/(м3·K)	Вт/(м·K)	м2/с
Сухий	1,3397	0,2093	0,0016·10-4
Слабко зволожений	1,5909	0,4605	0,0029·10-4
Добре зволожений	1,9259	0,8375	0,0043·10-4
Сильно зволожений	2,4283	1,4654	0,0060·10-4

Теплопровідністю називається здатність передавати тепло від шарів, які нагрілися більше, до шарів з нижчою температурою. Зазвичай кількість енергії, яка переноситься завдяки теплопровідності і визначається як густина теплового потоку, пропорційна градієнту температури. Мірою теплопровідності є коефіцієнт теплопровідності , який чисельно дорівнює кількості тепла, що проходить за одиницю часу через одиничний переріз шару даної речовини при різниці температур на межах шару 1°. Розмірність коефіцієнта теплопровідності – Вт/(м·K).

У різних мінеральних компонентах ґрунту коефіцієнт теплопровідності змінюється у межах від 0,4 до 2,5 Вт/(м·K). Однак оскільки для нерухомої води він дорівнює 0,54 Вт/(м·K), а для нерухомого повітря 0,024 Вт/(м·K), то більшою мірою, ніж від мінерального складу, коефіцієнт теплопровідності залежить від пористості і вологості ґрунту. Чим більше у сухому ґрунті повітряних зазорів, тим гірше він проводить тепло. При просочуванні води у ґрунт наявне у його порах повітря витісняється водою і відтак ґрунту збільшується. Наприклад, сухий пісок Каракумів у верхньому 20‑сантиметровому шарі при вологості від 0,2 до 0,6 % має =0,279 Вт/(м·K), а на глибині 120 см при зростанні вологості тільки до 10 % коефіцієнт теплопровідності зростає до 0,438 Вт/(м·K). Типовий чорнозем має =0,167 Вт/(м·K) у сухому вигляді, а при вологості 40 % =0,92 Вт/(м·K).

При замерзанні ґрунту його коефіцієнт теплопровідності збільшується, оскільки у льоду =2,03 Вт/(м·K), що майже у 4 рази перевищує води. Зокрема, типовий чорнозем у мерзлому стані має близько 1,28 Вт/(м·K). Зауважимо, що при охолодженні нижче 0°C частина води, міцно зв’язаної частинками ґрунту, не замерзає. Так, при ‑6°C у супіщаному ґрунті міститься до 4 % рідкої води, а в глині – близько 10 %.

Узимку охолодження поверхневих шарів ґрунту значно послаблюється при встановленні снігового покриву. На теплопровідність снігу найбільшою мірою впливає його щільність. Теплопровідність снігу визначається за формулою Абельса:

,

(4.6)

де  – щільність снігу (кг/м³).

Порівняно з гладенькими ділянками, поверхня пухких ґрунтів рябіє численними й подекуди доволі значними нерівностями, або, як кажуть метеорологи, характеризується підвищеною шорсткістю. Розпушування ґрунту супроводжується збільшенням сумарної площі випромінювальної поверхні ґрунту. Завдяки цьому пухкий ґрунт удень поглинає, а вночі випромінює більше радіації, ніж гладенькі його поверхні.

Таким чином, теплові властивості ґрунту залежать від його стану і структури. Нагрівання та охолодження ґрунту обернено пропорційні його об’ємній теплоємності, а швидкість поширення тепла у глибину прямо пропорційна коефіцієнту теплопровідності. Співвідношення коефіцієнта теплопровідності ґрунту до його об’ємної теплоємності називається коефіцієнтом температуропровідності,

.

(4.7)

Чисельно відповідає зростанню температури одиниці об’єму ґрунту унаслідок надходження до нього тепла. Він показує, наскільки швидко відбувається вирівнювання температури поверхневих і глибших шарів ґрунту. Оскільки зі збільшенням вологості ґрунту коефіцієнт його теплопровідності збільшується швидше, ніж теплоємність (див. табл. 4.2), то вологі ґрунти характеризуються більшими значеннями коефіцієнтів температуропровідності, ніж сухі.

Тепло, яке надходить до земної поверхні, поширюється у глиб ґрунту за рахунок молекулярної теплопровідності, яка полягає у передаванні тепла усередині субстанції через зіткнення молекул, що швидко рухаються. Такий спосіб передавання тепла характерний для твердих тіл. У рідинах він відіграє значно меншу роль і вкрай незначну – у газах.

Потік тепла , що передається таким чином, на довільній глибині прямо пропорційний вертикальному градієнту температури у ґрунті:

,

(4.8)

де  – коефіцієнт теплопровідності,  – питома теплоємність,  – коефіцієнт температуропровідності,  – щільність ґрунту.

Потік тепла, спрямований у глиб ґрунту, вважається додатним (), якщо температура з глибиною зменшується .

Процес передавання тепла від поверхні ґрунту до глибших його шарів або у протилежному напрямку називається теплообміном у ґрунті. Окрім молекулярної теплопровідності між частинками ґрунту, він здійснюється також через воду і повітря, які містяться у ґрунті. Невелика кількість тепла передається шляхом випромінювання частинок ґрунту, а також в результаті низхідних і висхідних рухів повітря і води у ґрунтових порах.

Теплообігом називають перебіг теплообміну у ґрунті або у водоймі упродовж певного проміжку часу. Найчастіше говорять про добовий і річний теплообіг.

Важливою особливістю добового ходу теплообміну у ґрунті є досить великі його коливання удень і доволі рівний хід упродовж ночі. Удень потік тепла у ґрунт зазвичай є додатним і в цілому повторює надходження сонячної радіації. Максимальні значення його досягаються у передполуденні години (8–11 год), причому улітку ці моменти настають раніше. В ясні дні теплообмін у ґрунті особливо великий. За 1–2 год до заходу Сонця теплообмін у ґрунті переходить через нульову відмітку й пізнім вечором (близько 19–20 год узимку і 21–22 год улітку) досягає своїх мінімальних (від’ємних за знаком) значень. Упродовж ночі інтенсивність теплообміну у ґрунті змінюється мало. Від’ємний потік тепла у ґрунт змінюється на додатній невдовзі після сходу Сонця.

У помірних широтах найбільший додатний теплообмін спостерігається у травні – червні, а найбільший від’ємний – у листопаді – грудні (рис. 4.2). За деякими даними, у помірних широтах період накопичення тепла у ґрунті триває менше, ніж період його витрачання: 5 і 7 місяців, відповідно.

Рис. 4.2. Річний хід середньодобових значень потоку тепла у ґрунт. Дрезден (Німеччина)

Як уже відмічалося, на річний хід теплообміну у ґрунті величезний вплив має сніговий покрив.