Тепловой баланс земной поверхности. Распределение температуры воздуха в атмосфере и ее непрерывные изменения называются тепловым режимом атмосферы

 

Распределение температуры воздуха в атмосфере и ее непрерывные изменения называются тепловым режимом атмосферы

Теплообмен в атмосфере осуществляется радиационным путем, а также в ходе процессов испарения и конденсации водяного пара. Молекулярная теплопроводность имеет место при обмене теплом между воздухом и землей. В атмосфере преобладает турбулентная система переноса тепла. Кроме того, изменения температуры воздуха могут происходить и в ходе адиабатических процессов.

Доля поглощения солнечной радиации в тропосфере очень невелика. Она может повысить температуру воздуха не более, чем на 0,5ºС в солнечный день. В диапазоне длинноволнового излучения из тропосферы уходит несколько большее количество тепла. Главным фактором, определяющим тепловой режим тропосферы, является теплообмен и влагообмен с земной поверхностью.

Воздух, соприкасающийся с земной поверхностью, обменивается с ней теплом путем молекулярной теплопроводности. В толще атмосферы передача тепловой энергии осуществляется путем турбулентного обмена, эффективность которого гораздо выше. Турбулентная теплопроводность увеличивает количество передачи тепла от земной поверхности в атмосферу и обратно в почву. Если, например, воздух в приземном слое охлаждается по причине более низкой температуры в верхнем слое почвы, то на его место поступают свежие массы более теплого воздуха. В толще тропосферы турбулентность обеспечивает непрерывное перемешивание воздуха с различными температурными характеристиками.

В более высоких слоях атмосферы решающую роль в тепловом обмене играют излучение ее соседних слоев и уровень солнечной радиации.

Изменения температуры, происходящие в конкретной массе воздуха, называются индивидуальными. В точке с определенными координатами, например на метеорологической станции, кроме индивидуальных изменений, происходят еще и адвективные изменения, связанные с поступлением воздушных масс из соседних областей. Если на данную территорию поступают теплые воздушные массы, то имеет место адвекция тепла, а если холодные, то наблюдается адвекция холода.

Общее состояние температурного режима воздуха в конкретной географической точке, зависящее от индивидуальных изменений и адвекции, называется локальным.

Нижние слои атмосферы в основном нагреваются или охлаждаются за счет обмена теплом с земной поверхностью. Земная поверхность поглощает прямую и рассеянную радиацию, а также и встречное излучение атмосферы. На эту поверхность тепло поступает путем теплопроводности и при конденсации в ней водяного пара. Накопленная энергия расходуется на излучение, испарение и передачу тепла в нижние слои атмосферы путем теплопроводности. Часть тепла передается в нижние слои почвы.

В сумме за любой промежуток времени количество поступающего на земную поверхность тепла и уходящего с нее одинаково. Возможно, что при определенных условиях в атмосферу ушло большее количество тепла, чем было ей получено. В этом случае избыток отданного тепла покрывается за счет притока его из более глубоких слоев воды или почвы. В условиях теплового равновесия сумма притока и оттока тепла должна быть равна нулю.

Уравнение теплового баланса земной поверхности определяет соотношение между поглощенной радиацией и эффективным излучением

R=(S×sin h +D)×(1–A)–E, учитывая другие элементы теплового баланса, можно записать

(3.1)

где: P – приход тепла из воздуха или отдача его в атмосферу;

A – приход или расход тепла при обмене его с более глубокими слоями почвы или воды;

LE – потеря или приход тепла в процессе испарения или конденсации;

L – удельная теплота испарения;

E – масса испарившейся или сконденсировавшейся воды.

 

Уравнение (3.1) показывает, что радиационный баланс земной поверхности уравновешивается путем нерадиационной передачи тепла.

Если передача тепла направлена в сторону земной поверхности, то получаемое ей тепло накапливается в значительной мере в самой верхней ее части, называемой деятельным слоем. Температура земной поверхности при этом возрастает. При передаче тепла вверх, оно в первую очередь уходит из деятельного слоя, температура которого при этом снижается.

От суток к суткам и от года к году температура земной поверхности изменяется незначительно. Однако, в летний период происходит некоторое накопление тепла, которое расходуется зимой. Сезонные изменения количества тепла уравновешивают друг друга, в результате средняя температура земной поверхности и деятельного слоя от года к году изменяется в весьма незначительных пределах.

В почве тепло в вертикальном направлении передается путем молекулярной теплопроводности, а в воде, кроме того, еще и путем турбулентного обмена. Поэтому передача тепла по вертикали в водной среде происходит более эффективно. Турбулентность в водоемах возникает при наличии волнения и течений. Ночами и в холодное время года к турбулентному движению добавляется и термическая конвекция. При охлаждении плотность воды в поверхностном слое увеличивается, в результате чего холодная вода опускается, а на ее место поступают более теплые массы. В океанах и морях испарение с поверхности приводит к возрастанию солености поверхностных вод и, следовательно, к увеличению их плотности. Это явление также способствует усилению турбулентного обмена. В результате солнечная радиация прогревает толщу воды на значительно большую глубину, чем почву. Теплоемкость воды намного больше, чем почвы, поэтому одно и то же количества тепла нагревает воду до меньшей температуры, чем почву.

В результате этих различий суточные изменения температуры распространяются в воде на десятки метров, а в почве – менее, чем один метр. Годовые колебания температуры в воде распространяются на сотни метров, а в почве – только на 10–20 м.

Тепло, поступающее на водную поверхность, проникает на большие глубины и нагревает значительную толщу воды. При этом температура в поверхностном слое повышается незначительно. В почве же, тепло сосредоточивается в самом верхнем слое, температура которого резко возрастает.

Член A в формуле (3.1) для воды значительно больше, чем для почвы, а член P соответственно меньше. Ночью и зимой водная среда отдает тепло в атмосферу из своего поверхностного слоя, но на место охлажденной воды наверх поднимаются массы более теплой и, следовательно, менее плотной воды. На поверхности почвы в холодное время температура падает значительно быстрее, поскольку тепло из нижних слоев поступает вверх только путем молекулярной теплопроводности. В результате днем и летом температура на поверхности почвы выше, чем на поверхности воды, а ночью и зимой – ниже. Амплитуда суточных и годовых колебаний температуры почвы значительно превышают аналогичные колебания в водной среде.

Все эти различия приводят к тому, что водный бассейн накапливает летом в толще воды большое количество тепла, которое отдает в атмосферу зимой. Почва же, почти все тепло полученное в течение дня, ночью отдает в атмосферу, поэтому в толще земли накапливается сравнительно небольшое количество тепла. По этой причине температура воздуха над морем летом ниже, а зимой выше, чем над сушей.