Тепловий баланс земної поверхні. Рівняння радіаційного балансу враховує взаємодію усіх потоків радіації на земній поверхні (мал

Рівняння радіаційного балансу враховує взаємодію усіх потоків радіації на земній поверхні (мал. 3.6).

Земна поверхня засвоює основну частину сумарної радіації та зустрічне випромінювання атмосфери, тобто ця промениста енергія йде на нагрівання земної поверхні. Одночасно діяльна поверхня відбиває частину сонячної радіації та втрачає тепло шляхом власного випромінювання. Але верхній шар ґрунту й води одержують та втрачають тепло й за рахунок інших процесів.

Так, до земної поверхні надходить тепло від атмосфери шляхом теплопровідності, цим же шляхом земна поверхня передає його в атмосферу. Шляхом теплопровідності тепло передається від земної поверхні вглиб ґрунту та води, або навпаки, надходить з глибини до земної поверхні. Крім того, земна поверхня втрачає тепло, коли з її поверхні випаровується вода. У цьому випадку тепло перетворюється у прихований стан. Коли ж на земній поверхні відбувається конденсація водяної пари, то вона одержує звільнене тепло.

За будь-який проміжок часу ділянка земної поверхні втрачає рівно стільки тепла, скільки його одержує. Фізичні механізми теплообміну можна виразити за допомогою рівняння теплового балансу земної поверхні

В = LЕ +Р+А, або В+LЕ+Р+А=0,

де В – радіаційний баланс земної поверхні, Р – теплообмін земної поверхні з атмосферою, LЕ – витрати тепла на випаровування або надходження при конденсації водяної пари на діяльній поверхні, L – питома теплота випаровування, яка дорівнює 2500 Дж/г або 2500 кДж/кг, Е – маса води, що випаровувалась чи сконденсувалась, А – теплообмін земної поверхні з глибшими шарами ґрунту чи води. Із рівняння видно, що радіаційний баланс земної поверхні зрівноважується нерадіаційними потоками тепла, або іншими словами рівняння теплового балансу показує, куди витрачається тепло радіаційного балансу (мал. 4.1).

До рівняння теплового балансу можна додати ще й витрати тепла на танення снігу, тепло, що переноситься вглиб ґрунту разом з водою атмосферних опадів, біологічний теплообмін, що пов’язаний з перетворенням сонячної радіації на хімічну у процесі фотосинтезу і вилучення тепла при окисленні біомаси тощо. Але ці джерела теплообміну незначні, до того ж їх визначають із великими похибками, тому ними нехтують.

Усі члени рівняння теплового балансу можуть бути додатні і від’ємні. Умовно нерадіаційні потоки тепла вважають додатними, коли діяльна поверхня втрачає тепло і від’ємними, коли вона його одержує.

Найбільшою складовою теплового балансу є радіаційний баланс В, який протягом дня перевищує інші складові. Уночі від’ємний радіаційний баланс за абсолютною величиною незначний і компенсується надходженням тепла до діяльної поверхні з ґрунту й атмосфери. Удень додатний радіаційний баланс урівноважується сумою інших складових теплового балансу. Коли ми говоримо, що тепловий баланс земної поверхні дорівнює нулю, то це не означає, що температура земної поверхні не змінюється. Коли тепло надходить до земної поверхні зверху, то частина його проникає в глибші шари, але значна частина його залишається у верхньому шарі і він нагрівається. Навпаки, коли тепло передається через земну поверхню знизу вверх в атмосферу, то тепло залишає діяльну поверхню і температура її знижується.

Протягом літа значна частина тепла від діяльної поверхні проникає вглиб ґрунту і його температура підвищується. Протягом зими це тепло повертається з глибших шарів до діяльної поверхні. Оскільки земна поверхня в середньому за багато років не нагрівається і не охолоджується, то обмін теплом з нижніми шарами ґрунту за багаторічний період А дорівнює нулю і рівняння теплового балансу земної поверхні має вигляд

В = LЕ + Р

В умовах пустелі, де випаровування наближається до нуля, рівняння теплового балансу підстильної поверхні має вигляд

В = Р

Зате в умовах океану в середині тропічних широт майже весь радіаційний баланс витрачається на випаровування води і рівняння теплового балансу має вигляд

В = LЕ

Витрати тепла на випаровування води величезні (мал. 4.2.). Найбільші витрати тепла на випаровування з океанів в зоні пасатів 5000-6000 МДж/м², де дуже сухе повітря і великий радіаційний баланс. Тут за рік випаровується шар води товщиною 1,5-2,0 м і на це витрачається майже все тепло радіаційного балансу. У помірних широтах витрати тепла на випаровування різко зменшуються при збільшенні широти до 1500 МДж/м² на межі плаваючого льоду. Різко змінюються ці витрати над теплими і холодними течіями. Над теплою течією Гольфстрім поблизу узбережжя східної частини Америки на випаровування витрачається більше 8000 МДж/м², тобто у два рази більше, ніж радіаційний баланс. Решта тепла переноситься теплими течіями з боку екватора. Висока температура води в теплих течіях у поєднанні з надходженням холодного і сухого повітря з континенту сприяє інтенсивному випаровуванню. Навпаки, над холодними течіями річні витрати тепла на випаровування різко зменшуються.

Над суходолом витрати тепла на випаровування також різко змінюються залежно від умов зволоження. Поблизу екватора вони перевищують 2500 МДж/м², а в тропічних пустелях зменшуються до 450 МДж/м² і менше через відсутність води. Так само мало витрачається тепла на випаровування на північному узбережжі Євразії та Північної Америки де малий радіаційний баланс.

В середньому за рік земна поверхня тепліша, ніж повітря над нею. Тому турбулентний потік тепла спрямований від земної поверхні до атмосфери (мал. 4.3). Лише в Антарктиді та Гренландії атмосфера віддає тепло земній поверхні.

В середині тропічних широт над океанами щорічно турбулентний потік тепла в атмосферу менше 200 МДж/м² через малу різницю температури між водною поверхнею та атмосферою. Над холодними течіями він зменшується до нуля, а над Гольфстрімом досягає 1000-1500 МДж/м².

На суходолі найбільше тепла земна поверхня віддає атмосфері в тропічних пустелях. В Сахарі цей потік перевищує 2500 МДж/м². У вологих тропічних широтах і особливо у високих широтах турбулентний потік тепла до атмосфери значно менший.