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 водоёмов. Влияние почвенного покрова на температуру поверхности почвы.

В почве тепло распространяется по вертикали путем молекулярной теплопроводности. Теплообмен атмосферы с почвой идет гораздо в меньшей степени, чем с водой. Суточные колебания распространяются в почву на глубину менее одного метра, годовые - на 10-20 м. Почва в течение теплого сезона отдает по ночам большую часть того тепла, которое получает днем, и мало накапливает его к зиме. В результате температура воздуха над сушей летом выше, а зимой ниже, чем над морем.

Температура на поверхности почвы имеет суточный ход. Минимум наблюдается через полчаса после восхода Солнца, максимум – в 13-14 часов дня. После этого начинается снижение температуры, т.к. несмотря на положительные значения радиационного баланса, увеличивается отдача тепла за счет теплопроводности и испарения. Суточный ход также зависит от экспозиции склонов, от почвенного покрова. Растительный покров уменьшает охлаждение почвы ночью, а днем препятствует ее нагреванию. В результате при наличии растительного покрова среднесуточные температуры и амплитуды температур понижаются. Снежный покров предохраняет почву зимой от потери тепла, резко уменьшает амплитуду.

Максимальные температуры на поверхности почвы обычно выше, чем в воздухе на высоте метеорологической будки. Это связано с тем, что днем солнечная радиация нагревает прежде всего почву, а потом уже от нее нагревается воздух. Ночные минимумы, наоборот, на поверхности почвы ниже, чем в воздухе, т.к. почва прежде всего выхолаживается эффективным излучением, а уже от нее охлаждается воздух.

Амплитуда температур на поверхности почвы в Московской области зимой (на снегу) 5-10С, летом – 10-20С. Годовая амплитуда температуры поверхности почвы растет с широтой. На 50 с.ш. она составляет в среднем 25С.