26. Тепловой баланс земной поверхности.

Тепловой режим атмосферы – распределение температуры воздуха в атмосфере и непрерывные изменения этого распределения. Тепловой режим атмосферы определяется прежде всего теплообменом между атмосферным воздухом и окружающей средой (земная поверхность, соседние массы или слои воздуха, космическое пространство).

Теплообмен осуществляется, во-первых, радиационным путем, т.е. при собственном излучении и поглощении чужой радиации. Во-вторых, теплообмен осуществляется путем теплопроводности: молекулярной – между воздухом и земной поверхностью и турбулентной – внутри атмосферы. В-третьих, передача тепла может происходить в результате испарения и последующей конденсации или кристаллизации водяного пара. Кроме того, изменения температуры могут происходить независимо от теплообмена – адиабатически. Такие изменения связаны с изменением давления (при вертикальных движениях). Решающее значение для теплового режима атмосферы является теплообмен с земной поверхностью.

Изменения температуры, связанны с адвекцией – притоком в данное место новых воздушных масс из других частей земного шара, называют адвективными.

Все изменения температуры делят на индивидуальные (происходят в определенном объеме воздуха) и локальные (происходят в некоторой точке с зафиксированными координатами). Локальное изменение зависит от индивидуальных изменений состояния воздуха и от адвекции воздуха иной температуры.

Земная поверхность непрерывно получает и теряет тепло путем поступления суммарной радииации и встречного излучения атмосферы, собственного излучения, получения тепла из атмосферы путем турбулентной теплопроводности и потери его тем же способом, получении тепла при конденсации водяного пара и потере его при испарении.

Объединим поглощенную радиацию и эффективное излучение в радиационный баланс В:

B = (S  sin h_O + D)(1 – A) – E_эф.

Приход тепла из воздуха или отдачу его в воздух путем теплопроводности обозначим через Р. Такой же приход или расход путем теплообмена с более глубокими слоями почвы и воды обозначим через G_p. Потерю тепла при испарении или приход его при конденсации на земную поверхность обозначим LE_и, где L – удельная теплота испарения, E_и – масса испарившейся или сконденсировавшейся воды. Тогда уравнение теплового баланса земной поверхности примет вид:

B + P + G_p + LE_и = 0.

Таким образом радиационный баланс на земной поверхности уравновешивается нерадиационной передачей тепла.

27. Различия в тепловом режиме почвы и водоемов. Влияние почвенного покрова на температуру поверхности почвы.

В почве тепло распространяется по вертикали путем молекулярной теплопроводности, а в легкоподвижной воде – также и путем турбулентного перемешивания водных слоев, намного более эффективного.

Турбулентность в водоемах обусловлена волнениями и течениями. В ночное время суток и в холодное время года к турбулентности присоединяется термическая конвекция: охлажденная на поверхности вода опускается вниз вследствие возросшей плотности и замещается более теплой водой из нижних слоев. В океанах и морях в перемешивании так же играет роль испарение. При значительном испарении с поверхности верхний слой воды становится более соленым и поэтому более плотным, вследствие чего вода опускается вниз. Кроме того, радиация глубже проникает в воду в сравнении с почвой. Наконец, теплоемкость воды более значительна, чем почвы, и одно и то же количество тепла нагревает массы воды до меньшей температуры, чем такую же массу почвы.

В результате суточные колебания температуры в воде распространяются на глубину порядка десятков метров, а в почве – одного метра. Годовые колебания температуры в воде распространяются на глубину сотен метров, а в почве только на 10-20м.

Ночью и зимой вода теряет тепло из поверхностного слоя но взамен его приходит накопленное тепло из нижележащих слоев. Поэтому температура на поверхности воды понижается медленно. На поверхности почвы температура при отдаче тепла падает быстро: тепло, накопленное в тонком верхнем слое, быстро из него и уходит без восполнения снизу.

В результате днем и летом температура на поверхности почвы выше, чем температура воды; ночью и зимой ниже.

Вследствие указанных различий в распространении тепла водный бассейн за теплое время года накапливает в достаточно мощном слое воды большое количество тепла, которое отдает в атмосферу в холодный сезон. Почва в течение теплого сезона отдает по ночам большую часть того тепла, которое получает днем, и мало накапливает к зиме.

В результате температура воздуха над морем летом ниже, а зимой выше, чем над сушей.

Влияние почвенного покрова на температуру поверхности почвы.

Растительный покров уменьшает охлаждение почвы ночью. Ночное излучение происходит преимущественно с поверхности растительности. Поэтому растительность охлаждается больше, чем почва под растительным покровом. Днем растительность препятствует радиационному нагреванию почвы. В результате суточная амплитуда температуры под растительным покровом меньше, а средняя суточная температура ниже, чем на открытой поверхности. Следовательно, растительный покров, в общем, охлаждает почву.

Снежный покров предохраняет почву зимой от чрезмерной потери тепла. Излучение идет с поверхности снежного покрова; почва под снегом остается более теплой, чем обнаженная почва. Суточная амплитуда температуры на поверхности почвы под снегом резко уменьшается.

Итак, растительный покров летом снижает температуру на поверхности почвы. Снежный покров зимой ее повышает. Совместное действие растительного покрова летом и снежного покрова зимой уменьшает годовую амплитуду температуры на поверхности почвы; это уменьшение составляет около 10°С в сравнении с обнаженной почвой.