1. ТЕПЛОВОЇ БАЛАНС діяльної поверхні І АТМОСФЕРИ
2. ТЕПЛОВОЇ БАЛАНС ГРУНТУ І ВОДИ
3. Зміна температури ґрунту з глибиною

Тепловий режим атмосфери - це характер розподілу і зміни температури в атмосфері. Тепловий режим атмосфери визначається головним чином її теплообміном з навколишнім середовищем, тобто з діяльної поверхнею і космічним простором.

Основним джерелом нагрівання нижніх шарів атмосфери є тепло, що отримується ними від діяльної поверхні. У денні години, якщо прихід радіації переважає над випромінюванням, діяльна поверхня нагрівається, стає тепліше повітря і тепло передається від неї повітрю. Вночі діяльна поверхня втрачає тепло випромінюванням і стає холодніше повітря. У цьому випадку повітря віддає тепло грунті, в результаті чого сам він охолоджується.

Перенесення тепла між діяльної поверхнею і атмосферою, а також в самій атмосфері можуть здійснювати такі процеси:

- молекулярна теплопровідність. Повітря, який безпосередньо стикається з діяльної поверхнею, обмінюється з нею теплом за допомогою молекулярної теплопровідності. Однак, внаслідок того, що коефіцієнт молекулярної теплопровідності нерухомого повітря порівняно малий, цей вид теплообміну теж дуже малий в порівнянні з іншими його видами;

- турбулентне перемішування. Рух атмосферного повітря має невпорядкований, хаотичний характер. Такий рух називається турбулентним перемішуванням або турбулентністю. В результаті турбулентного перемішування атмосфери виникає інтенсивний перенесення тепла з більш теплих її шарів в менш теплі. Теплообмін між земною поверхнею і атмосферою за рахунок турбулентності відбувається значно інтенсивніше, ніж теплообмін за рахунок молекулярної теплопровідності повітря;

- теплова конвекція. Тепловий конвекцією називається упорядкований перенесення окремих обсягів повітря в вертикальному напрямку, який виникає в результаті сильного нагрівання нижнього шару атмосфери. Теплі порції повітря як більш легкі піднімаються, і їх місце займають холодні, які потім теж нагріваються і піднімаються вгору. Разом з порціями повітря, які перемішуються, відбувається перенесення тепла від більш нагрітих шарів атмосфери до менш нагрітих.

- радіаційна теплопровідність. У передачі тепла від грунту до атмосфери бере участь і випромінювання діяльної поверхнею довгохвильової радіації, яка поглинається нижніми шарами атмосфери. Останні, нагріваючись, таким же способом послідовно передають тепло вище лежачим верствам. У період охолодження поверхні радіаційний потік тепла спрямований від вище лежачих шарів атмосфери вниз. Радіаційний потік тепла над сушею виявляється, головним чином, в нічні години, якщо турбулентність різко ослаблена, а теплова конвекція відсутня.

- випаровування вологи діяльної поверхні і подальша конденсація (сублімація) водяної пари в атмосфері.

З п'яти перерахованих процесів обміну між діяльної поверхнею і атмосферою основна роль належить турбулентному перемішуванню і теплової конвекції. Однак температура в певному місці може змінюватися також в результаті горизонтального переміщення повітря, тобто адвекции. Якщо в дане місце надходить повітря, який має вищу температуру, то відбувається адвекція тепла; якщо ж приходить повітря з більш низькою температурою, то має місце адвекція холоду. Адвекція є важливим чинником місцевого зміни температури.

ТЕМПЕРАТУРА ПОВІТРЯ на різних широтах

Розподіл тепла на поверхні Земної кулі залежить:

v від приходу і витрати променистого тепла;

v від теплообміну підстильної поверхні;

v від припливу тепла, що переноситься морськими і атмосферними течіями.

Розподіл температури на великих територіях або на всій земній кулі можна уявити за допомогою карт ізотерм.

Изотермами називаються лінії, які з'єднують на карті точки з однаковою температурою повітря в даний момент в середньому за той чи інший проміжок часу.

Для порівнянності спостережень, виконаних в різних пунктах, виміряну температуру призводять до рівня моря. Необхідність в цьому викликана тим, що температура повітря в середньому убуває з висотою. Тому над височинами вона в середньому нижче, ніж в долинах. Приведення температури до рівня моря виробляється виходячи з того, що в атмосфері вона знижується в середньому на 0,6 ○ С на 100 м висоти.

Ізотерми на картах в залежності від мети побудови останніх проводять через 1, 2, 4, 5 ○, а іноді через 10 ○ С. Для виявлення характеру просторового розподілу температури повітря в різні пори року зручно користуватися изотермами середньомісячної температури двох місяців року: самого холодного ( січня) і самого теплих (липня).

Ізотерми січня (рисунок 2.1) не збігаються з широтними колами. Вони мають різні вигини, найбільш яскраво виражені в північній півкулі, особливо в районах переходу з моря на сушу і навпаки. Пояснюється це різницею температур повітря над водоймами і континентами. У південній півкулі, де переважає водна діяльна поверхню, ізотерми проходять майже плавно і мають майже широтне напрям. У північній півкулі ізотерми розташовані густіше, ніж в південному. Особливо це виявляється над материками, де контрасти температур між окремими районами більше, ніж над океаном.

Малюнок 2.1 - Ізотерми січня

Над північною частиною Атлантичного океану напрямок січневих ізотерм наближається до меридіональних. Пояснюється це тим, що тут на температуру повітря впливає тепла течія Гольфстрім, що омиває західні береги Європи. Майже в меридіональному напрямку взимку проходять ізотерми і на півночі Європейської території Росії. Температура тут знижується в міру віддалення від океану, тобто з заходу на схід.

На півночі Якутії в районі Верхоянска і Оймякона розташовується полюс холоду. Значне випромінювання снігового покриву при малій хмарності і застій повітря обумовлюють середні температури до -50 ○ С. У Оймяконе відзначений абсолютний мінімум температури повітря в північній півкулі, рівний - 71 ○ С.

Другим полюсом холоду в північній півкулі є Гренландія, де наведена до рівня моря середньомісячна температура найхолоднішого місяця становить (-55 ○ С). Мінімальна температура тут дорівнює (-70 ○ С). Виникнення гренландського полюса холоду пов'язано з великим альдебо льодовикового плато. Невеликі острови холоду на картах січневих ізотерм спостерігаються над Скандинавією та Азією. У південній півкулі в цей час - літо. Тому над Південною Америкою, Африкою і Австралією розташовані області тепла.

Липневі ізотерми (рисунок 2.2) в північній півкулі розташований значно рідше, ніж січневі, тобто контрасти температур між полюсом і екватором влітку значно менше, ніж взимку.

Малюнок 2.2 - ізотерма

Влітку температура повітря над материками вище, ніж над океанами. Тому в північній півкулі над материками ізотерми згинаються на північ. Над Північною Америкою, Африкою і Азією добре виражені замкнуті області тепла. Особливо помітна область в Сахарі, де середня температура липня становить 40 ° С, в окремі дні вона перевищує 50 ° С. Абсолютний максимум температури в Північній Африці становить 58 ° С (на південь від Тріполі). Така ж температура була відзначена в Каліфорнії, в Долінt Смерті, де підвищення температури воздухf сприяє рельєф місцевості (високі гори і глибокі долини). Найвищі середньорічні температури спостерігалися приблизно уздовж 10 ° північної широти.

Лінія, яка з'єднує точки з максимальними середньорічними температурами, називається термічним екватором.

Влітку термічний екватор зміщується до 20 ° пн.ш. (Північної широти), а взимку наближається до 5-10 ° с. ш., тобто завжди залишається в північній півкулі. Пояснюється це тим, що в північній півкулі більше материків, які нагріваються сильніше, ніж океани південної півкулі. У південній півкулі в липні - зима. Ізотерми тут проходять майже в зональному напрямку, тобто збігаються за напрямком з паралелями. У високих південних широтах температура різко знижується у напрямку до Антарктиди. На крижаному плато Антарктиди спостерігаються найнижчі температури повітря. На узбережжі Антарктиди середня температура липня становить (-15) - (- 35) ° С, а в центрі Східної Антарктиди вона досягає (- 70) ° С. На станції Схід, розташованої на 78 ° пд.ш. (Південної широти), зареєстрована найнижча на земній кулі температура повітря (-88,3) ° С. Таке сильне охолодження повітря тут пояснюється тим, що на станції Схід розташоване на плато, де при слабкому вітрі в умовах полярної ночі відбувається сильне вихолоджування повітря.

температурні аномалії

Температурної аномалією в даному пункті називається різниця між середньорічною (або середньомісячної) температурою повітря в цьому пункті і відповідною температурою для всього даного широтного кола.

Для визначення температури широтного кола вибирають кілька точок, які лежать на даній широті, і по карті ізотерм знаходять температуру в кожній з них. Отримані значення складають і ділять на число обраних точок.

Якщо середня температура в даному пункті вище середньої температури всього широтного кола, то температурна аномалія в цьому пункті вважається позитивною, якщо нижче - то негативною.

Лінії на карті, які з'єднують точки з однаковими температурними аномаліями, називаються термоізаномаламі.

ДОБОВИЙ І РІЧНИЙ ХІД ТЕМПЕРАТУРИ ПОВІТРЯ

Добовий хід температури

Добовий хід метеорологічного елемента - це зміна величини даного елемента протягом доби, пов'язане з добовим обертанням Землі; або за багаторічними середніми даними для деякого місяці або сезону року, або для року в цілому.

Добовий хід температури повітря визначається відповідним ходом температури діяльної поверхні.

При постійній погоді зміна температури повітря протягом доби виражено досить чітко. Але амплітуда добового ходу температури над сушею завжди менше амплітуди добового ходу температури поверхні грунту.

Амплітуда (різниця між найбільшим і найменшим значенням температури) добового ходу температури повітря залежить від ряду факторів:

1. Широта місця. Зі збільшенням широти місця амплітуда добового ходу температури повітря зменшується. Найбільші амплітуди спостерігаються в субтропічних широтах.

2. Час року. У помірних широтах найменші амплітуди спостерігаються взимку, а найбільші - влітку. Навесні вони дещо більше, ніж восени. Амплітуда добового ходу температури залежить не тільки від денного максимуму, але і від нічного мінімуму, який тим нижче, чим триваліше ніч. У помірних і високих широтах за короткі літні ночі температура не встигає досягти дуже низьких значень і тому амплітуда тут залишається порівняно великий. У полярних областях в умовах цілодобового полярного дня амплітуда добового ходу становить всього близько 1 ° С. В полярну ніч добові коливання температури повітря майже не спостерігаються.

3. Характер діяльної поверхні. Над водною поверхнею амплітуда добового ходу температури повітря менше, ніж над сушею.

4. Хмарність. Амплітуда добового ходу температури повітря в ясні дні більше, ніж в хмарні, тому що коливання температури повітря знаходяться в прямій залежності від коливань температури діяльного шару, які в свою чергу безпосередньо пов'язані з кількістю і характером хмар.

5. Рельєф місцевості. Увігнуті форми рельєфу (улоговини, балки, долини) мають велику площу контакту з повітрям, який днем ​​застоюється в них, а вночі охолоджується над їх схилами, і стікає на дно. В результаті цього збільшується, як денний нагрівання, так і нічний охолодження повітря всередині увігнутих форм рельєфу в порівнянні з рівнинною місцевістю. Тим самим збільшуються і амплітуди добових коливань температури в такому рельєфі. В опуклих формах рельєфу (гори, пагорби, височини) вплив діяльної поверхні на температуру повітря зменшується, тому що повітря тут має меншу поверхню зіткнення з грунтом.

6. Висота над рівнем моря. Зі збільшенням висоти місця амплітуда добового ходу температури повітря швидко зменшується, а моменти настання максимумів і мінімумів переносяться на більш пізній час.

Річний хід температури повітря

Річний хід температури повітря визначається перш за все річним ходом температури діяльної поверхні. Амплітуда річного ходу являє собою різницю середньомісячних температур самого теплого і самого холодного місяців. На амплітуду річного ходу температури повітря впливають:

1. Широта місця. Найменша амплітуда спостерігається в екваторіальній зоні. Зі збільшенням широти місця амплітуда збільшується, досягаючи максимальних значень в полярних широтах

2. Висота місця над рівнем моря. Зі збільшенням висоти над рівнем моря амплітуда зменшується.

3. Погодні умови. Туман, дощ і, головним чином, хмарність. Відсутність хмарності взимку призводить до зниження середньої температури найхолоднішого місяця, а влітку - до підвищення середньої температури самого теплого місяця.

заморозки

Заморозками називають зниження температури до 0 ° С і нижче при позитивних середньодобових температурах.

При заморозках температура повітря на висоті 2 м іноді може залишатися позитивною, а в самому нижньому шарі повітря, що прилягає до землі, знижуватися до 0 ° С і нижче.

За умовами освіти заморозки ділять на:

1. радіаційні;

2. адвектівние;

3. адвектівних-радіаційні.

Радіаційні заморозки виникають в результаті радіаційного охолодження грунту і прилеглих шарів атмосфери. Виникненню таких заморозків сприяють безхмарна погода і слабкий вітер. Хмарність зменшує ефективне випромінювання і тим самим знижує ймовірність заморожування. Вітер також перешкоджає виникненню заморозка, тому що він підсилює турбулентне перемішування і в результаті цього збільшується приплив тепла від повітря до грунту. На радіаційні заморозки впливають теплові властивості грунту. Чим менше її теплоємність і коефіцієнт теплопровідності, тим сильніше заморозки.

Адвективні заморозки. Утворюються в результаті адвекции повітря, що має температуру нижче 0 ° С. При вторгненні холодного повітря грунт від зіткнення з ним охолоджується, і тому температура повітря і грунту мало різняться. Адвективні заморозки охоплюють великі площі і мало залежать від місцевих умов.

Адвектівних-радіаційні заморозки. Пов'язані з вторгненням холодного сухого повітря, іноді навіть має позитивну температуру. Вночі, особливо при ясній або малохмарній погоді, відбувається додаткове охолодження цього повітря за рахунок випромінювання, і виникають заморозки, як на поверхні, так і в повітрі.

ТЕПЛОВОЇ БАЛАНС діяльної поверхні І АТМОСФЕРИ

Тепловий баланс діяльної поверхні

Днем діяльна поверхня поглинає деяку частину приходить до неї сумарної радіації і зустрічного випромінювання атмосфери, але втрачає енергію у вигляді власного довгохвильового випромінювання. Тепло, що отримується діяльної поверхнею, частково передається всередину грунту або водойми, а частково - в атмосферу. Крім того, частина отриманого тепла витрачається на випаровування води з діяльної поверхні. Вночі сумарна радіація відсутня і діяльна поверхню зазвичай втрачає тепло у вигляді ефективного випромінювання. В цей час доби тепло з глибини грунту або водойми надходить вгору до діяльної поверхні, а тепло з атмосфери передається вниз, тобто теж надходить до діяльної поверхні. В результаті конденсації водяної пари з повітря на діяльної поверхні виділяється теплота конденсації.

Загальний прихід-витрата енергії на діяльної поверхні називається її тепловим балансом.

Рівняння теплового балансу:

В = Р + L + CW,

де В - радіаційний баланс;

Р - потік тепла між діяльної поверхнею і нижче лежать шарами;

L - турбулентний потік тепла в приземному шарі атмосфери;

C · W - тепло, що витрачається на випаровування води або виділяється при конденсації водяної пари на діяльної поверхні;

C - теплота випаровування;

W - кількість води, яка випарувалася з одиниці поверхні за інтервал часу, для якого складено тепловий баланс.

- + +

В L CW

+ - -

-

P

+

Малюнок 2.3 - Схема теплового балансу діяльної поверхні

Однією з основних складових теплового балансу діяльної поверхні є її радіаційний баланс В, який врівноважується нерадіаційними потоками тепла L, P, CW.

У тепловому балансі не враховані менш важливі процеси:

q Перенесення тепла вглиб грунту опадами, які випадають на неї;

q Витрата тепла при процесах гниття, при радіоактивному розпаді речовин в земній корі;

q Надходження тепла з надр Землі;

q Виділення тепла при промислової діяльності.

Тепловий баланс системи Земля-атмосфера

Тепловий баланс системи Земля-атмосфера являє собою алгебраїчну суму всіх приток тепла до вертикального стовпа одиничного перетину, які охоплюють всю товщу атмосфери і верхні шари грунту або водойми.

Протягом великих періодів часу Земля в цілому, а також окремо атмосфера і діяльна поверхню, знаходяться в стані теплової рівноваги. Тобто не відчувають систематичного безперервного розігрівання або охолодження. Середні їх температури майже не змінюються від одного багаторічного періоду до іншого. З цього випливає, що загальний прибутково-витрата тепла за такі періоди в системі Земля-атмосфера дорівнює нулю.

Прихід тепла до діяльної поверхні, обумовлений поглинанням сонячної й атмосферної радіації, врівноважується віддачею нею тепла шляхом випромінювання і нерадіаційного обміну. Атмосфера в свою чергу не тільки поглинає сонячну і земну радіацію, але і сама випромінює довгохвильову радіацію вгору і вниз, а також обмінюється з діяльної поверхнею нерадіаційні шляхом.

ТЕПЛОВОЇ БАЛАНС ГРУНТУ І ВОДИ

Загальновідомо, що земна поверхня нагрівається вдень і охолоджується вночі, її температура підвищується влітку і знижується взимку. Тепловий баланс земної поверхні дорівнює нулю, але зовсім не означає, що температура поверхні грунту не змінюється. Якщо передача тепла йде вниз, то тепло, яке надходить на поверхню зверху і проходить від неї вглиб в залежності від фізичних властивостей шару діяльної поверхні, буде накопичуватися в цьому шарі і, природно, температура діяльного шару, а значить і температура земної поверхні, буде підвищуватися . Навпаки, при передачі тепла знизу діяльного шару вгору в атмосферу тепло діяльного шару втрачається швидше, внаслідок чого температура земної поверхні знижується. Отже, вдень температура земної поверхні підвищується, а вночі - знижується. Влітку, внаслідок значно більшої тривалості світлої дня, а значить, більшої інтенсивності та тривалості надходження на земну поверхню прямої і розсіяної сонячної радіації день за днем ​​температура діяльного шару підвищується. Взимку через дуже короткого дня і "низького" сонця відбувається зворотний процес - діяльний шар земної поверхні охолоджується.

Швидкість і ступінь нагрівання і охолоджування грунту залежить від фізичних властивостей грунту - її теплоємності і теплопровідності.

Питомою теплоємністю Суд називається кількість тепла, необхідне для нагрівання одиниці маси грунту на один градус.

Об'ємної теплоємністю Соб називається кількість тепла, необхідне для нагрівання одиниці об'єму грунту на один градус.

Мірою теплопровідності грунту служить коефіцієнт теплопровідності λ, який чисельно дорівнює кількості тепла, яке проходить за одиницю часу через підставу стовпчика грунту одиничної площі і одиничної висоти, якщо різниця температур на верхньому і нижньому його підставах дорівнює одиниці. Об'ємна теплоємність в значній мірі залежить від пористості і вологості грунту, інакше кажучи, від того, наскільки заповнені пори грунту водою або повітрям. Оскільки теплоємність води дорівнює 4190Дж / (кг · град), а теплоємність повітря 1,26Дж / (кг · град), то, природно, теплоємність сухих ґрунтів, пори яких заповнені повітрям, менше теплоємності вологих ґрунтів, в яких пори заповнені водою. Тому зрозуміло, що сухі грунту при певному заданому надходженні або віддачі тепла будуть нагріватися або будуть охолоджуватися сильніше, ніж вологі.

Коефіцієнт теплопровідності, як і теплоємність, в значній мірі залежить від пористості і вологості грунту, оскільки коефіцієнт теплопровідності нерухомої води дорівнює 0,54 Дж / (м · с · град), а нерухомого повітря - 0,02 Дж / (м · с · град). Очевидно, що при проникненні в грунт води повітря, який знаходиться в порах, витісняється водою і теплопровідність грунту збільшується (град - градуси в шкалі Кельвіна).

Чому так відбувається? Справа в тому, що грунт складається з твердих частинок - зерен кварцу та інших гірських порід, частинок глини, органічних речовин і інших твердих частинок. Мінеральний і органічний склад утворюють твердий, хоча і не зовсім жорсткий "скелет" з порами неправильної форми, які частково заповнені повітрям, а частково водою. Об'ємна теплоємність для різних мінеральних складових частин ґрунту майже однакова і змінюється в інтервалі 838-1676 Дж / (кг · град). Незначно змінюється для різних мінеральних складових частинок грунту і коефіцієнт теплопровідності.

Отже, об'ємна теплоємність і коефіцієнт теплопровідності ґрунту будуть залежати, в основному, від вологості грунту і її структури, а також від фазового стану води в грунті. Оскільки теплопровідність льоду (λльда = 2,1 Дж / (м · с · К)) більше теплопровідності води, то теплопровідність замерзлої грунту більше теплопровідності відталої грунту.

З викладеного вище випливає, що нагрівання та охолодження грунту обернено пропорційно його об'ємної теплоємності, а швидкість поширення тепла вглиб грунту прямо пропорційна коефіцієнту теплопровідності.

Ставлення коефіцієнта теплопровідності грунту (λ) до його об'ємної теплоємності (Соб) називається коефіцієнтом температуропровідності (К).

К = λ / Соб, (2.10)

З формули (2.10) випливає, що коефіцієнт температуропровідності чисельно відповідає підвищенню температури одиниці об'єму грунту в результаті надходження в нього λ кількості тепла і показує, наскільки швидко відбувається вирівнювання температури шарів грунту, які знаходяться вище і нижче.

Розподіл температури грунту в часі і просторі в певному місці можна розглядати за допомогою особливого графіка. Його зазвичай будують за багаторічними середньомісячним температур. За вертикальної осі (ординат) відкладають глибини, а по горизонтальній (абсцис) - місяці. На отриманій сітці наносять відповідні середньомісячні температури. Потім інтерполяцією знаходять точки з однаковими температурами і з'єднують їх плавними лініями, які називають термоізоплети.

Термоізоплети дають наочне уявлення про температуру активного шару грунту на будь-якій глибині в будь-який час року. Переміщення вздовж горизонтальної лінії дозволяє бачити зміна температури на даній глибині протягом року.

Зміна температури ґрунту з глибиною

Розподіл температури грунту з глибиною залежить від часу доби і року. Розрізняють два типи вертикального розподілу температури грунту:

1) тип інсоляції;

2) тип випромінювання.

При типі інсоляції температура з глибиною знижується, а при типі випромінювання - підвищується. Тип інсоляції характерний для тих проміжків часу, коли радіаційний баланс позитивний, а тип випромінювання характерний для проміжків часу, коли радіаційний баланс негативний.

У помірних широтах влітку тип інсоляції спостерігається днем, а тип випромінювання - вночі. Увечері, якщо відбувається радіаційне охолодження поверхні грунту, то температура верхніх її шарів починає підвищуватися з глибиною, а в нижче лежачих шарах ще зберігається денний розподіл, тобто зменшення температури з глибиною. В результаті на деякій глибині створюється теплий шар, від якого температура убуває як вниз, так і до поверхні грунту. Вранці верхній шар грунту прогрівається, температура в ньому починає спадати з глибиною, а в більш глибоких шарах ще зберігається нічний розподіл, тобто збільшення температури з глибиною. Таким чином, вранці має місце розподіл температури, зворотне вечірньому: на деякій глибині створюється холодний шар, від якого температура підвищується як вниз, так і до поверхні грунту.

Малюнок 2.2 - Термоізоплети грунту

На температуру ґрунту впливає рослинний і сніговий покрив. Днем рослинний покрив затінює поверхню грунту від сонячної радіації. Вночі він зменшує радіаційне охолодження грунту. Крім того, рослинність витрачає багато тепла на випаровування. Тому, грунту без рослинності влітку в денні години нагріваються сильніше грунту з рослинністю. Сніговий покрив завдяки своїй маленькій температуропроводности захищає поверхню грунту від сильного переохолодження. На тепловий режим грунту в деякій мірі впливають рідкі опади. Дощ, просочуючись у грунт, вирівнює температуру верхніх і нижчих шарів грунту.

Нагрівання і охолоджування ВОДОЙМ

Вода, на відміну від грунту, для прямої і розсіяної сонячної радіації є прозорим тілом, і тому короткохвильова промениста енергія проникає в воду на досить значну глибину (в залежності від прозорості води від 10 до 100 м), і радіаційне нагрівання їх відбувається в шарі води товщиною кілька метрів.

Друга відмінність полягає в тому, що об'ємна теплоємність води приблизно в 2 рази більше теплоємності ґрунту, і з цієї причини для досягнення ними однієї і тієї ж температури вода повинна отримати більше тепла, ніж грунт. Якщо ж до води і до грунту надходить однакова кількість тепла, або ж вони віддають однакову кількість тепла, то температура води зміниться на меншу величину, ніж температура грунту.

По-третє, в грунті тепло передається по вертикалі шляхом молекулярної теплопровідності, а в легко рухається воді передача тепла по вертикалі здійснюється в результаті більш активного процесу - турбулентного перемішування шарів води, через що відбувається інтенсивний обмін фізико-хімічних властивостей між цими шарами. Турбулентність у водоймах обумовлена ​​хвилюванням і різними швидкостями течій водних мас, а також термічної конвекцією, а в морях - конвекцією, викликаної різницею солоності водних шарів. Турбулентне перемішування в водоймах зумовлює:

1) перенесення тепла вглиб водойм в 1000-10000 разів більше, ніж перенесення його в грунті;

2) швидке вирівнювання температур між шарами води;

3) нагрівання та охолодження водних басейнів до значно більших глибин;

4) більш повільне, ніж в грунті, зміна температури поверхні водойм, і на величину меншу, ніж зміна температури на поверхні грунту.

Поверхневий шар води, як і грунту, добре поглинає інфрачервону радіацію. Умови поглинання і відображення довгохвильової радіації в водних басейнах і в грунті відрізняються мало. Інакше обстоїть справа з короткохвильового радіацією. Короткі хвилі, особливо фіолетові і ультрафіолетові, проникають в воду на досить значну глибину і радіаційне нагрівання відбувається в шарі води товщиною кілька метрів.

Розбіжності теплового режиму водойм і грунтів викликаються наступними причинами:

- теплоємність води в 3-4 рази більше теплоємності ґрунту. Тому, для однакового їх нагрівання вода повинна отримати більше тепло, ніж грунт. Якщо до води і до грунту надійде однакову кількість тепла, то температура води змінитися менше;

- частинки води мають велику рухливість. Тому, в водоймах передача тепла всередину води відбувається не шляхом молекулярної теплопровідності, як в грунті, а в результаті більш інтенсивного процесу - турбулентного перемішування.

Між поверхневими і нижчого рівня шарами грунту і води постійно відбувається теплообмін. Потік тепла в грунті або водоймі приблизно виражається формулою:

,

де t2 і t1 - температура на глибинах z1 і z2;

λ - коефіцієнт теплопровідності.

В системі СІ потік тепла виражається в Вт / м2.

Питання для самоперевірки

1. Напишіть рівняння теплового балансу земної поверхні і дайте його аналіз.

2. Від яких факторів залежить нагрівання та охолодження грунту?

3. Від чого залежить теплоємність і коефіцієнт теплопровідності ґрунту?

4. Від яких факторів залежить добовий і річний хід температури повітря?

5. Як змінюється температура грунту з глибиною в різні пори року?

6. Як впливає рослинний і сніговий покрив на температуру ґрунту?

7. Чим відрізняється нагрівання водних басейнів і грунту?

8. Де велика амплітуда добового і річного ходу температури поверхні на суші чи на водоймах?