Типы распределения тепла

1.3 Приход и расход тепла

На рисунке 4 изображён приход и расход тепла. Из рисунка видно, что днём поглощение тепла превышает излучение, а ночью – наоборот. Это связано, прежде всего, с тем, что днём происходит приход солнечного тепла, которое активно поглощается атмосферой и земной поверхностью, а ночью всё поглощённое тепло излучается в мировое пространство. Но кроме смены времени суток и года есть ещё множество факторов, которые влияют на приход и расход тепла. Эти факторы будут рассмотрены и описаны в данном разделе.

Рис. 4. Приход и расход тепла

Известно, что лучи Солнца, проходя через земную атмосферу, испытывают существенные изменения, ведущие к уменьшению радиации. При этом часть солнечной радиации поглощается и рассеивается атмосферой и облаками, часть отражается от них. Радиация, прошедшая через атмосферу, кроме того, частично отражается и от самой земной поверхности (1, с. 19).

Если учесть отражение солнечной радиации от облаков и земной поверхности, а также потерю части рассеянной радиации атмосферой, то окажется, что Земля как планета поглощает примерно 57% радиации, поступающей на верхнюю границу атмосферы (1, с. 19).
Солнечное излучение в атмосфере поглощается в основном кислородом, озоном, углекислым газом, водяным паром и азотом, хотя и такие газы, как монооксид азота, закись азота, угарный газ и метан, присутствующие в атмосфере в крайне незначительных количествах, также вносят свой вклад в общий спектр поглощения (7, с. 60).
Земная атмосфера содержит облачные и аэрозольные частицы, размеры которых значительно превосходят длину волны падающего видимого излучения. Поэтому отражают и рассеивают солнечное излучение в основном облака и аэрозоли.
Не вся падающая на земную поверхность солнечная радиация поглощается ею и превращается в тепло. Часть её отражается и, следовательно, теряется подстилающей поверхностью. Эта потеря радиации зависит от величины альбедо, то есть отражательной способности земной поверхности.
Из-за вышеуказанных факторов, солнечное излучение поступает на земную поверхность в виде прямой и рассеянной солнечной радиации.
Количество прямой солнечной радиации, и её распределение по земной поверхности зависят от широты, прозрачности атмосферы и облачности (1, с. 19). Чем больше широта, облачность и меньше прозрачность атмосферы, тем хуже проходит прямая солнечная радиация.
Уменьшение действительного количества прямой радиации по сравнению с возможной при безоблачном небе частично компенсируется притоком рассеянной солнечной радиации. На величину рассеянной радиации оказывают влияние различные факторы: высота солнца над горизонтом, прозрачность атмосферы, содержание и состояние воды в атмосфере, альбедо земной поверхности. Рассеянная радиация увеличивается вместе с ростом прямой радиации, но доля её в суммарном потоке растёт с уменьшением высоты Солнца и прозрачности атмосферы, а также с увеличением облачности (1, с. 22–23). Рассеянная радиация хуже прогревает поверхность, чем прямая.
Получая лучистую энергию от Солнца и нагреваясь, земная поверхность сама становится источником лучеиспускания. Это излучение отличается от солнечного. Длина волны радиации, излучаемойнагретым телом, зависит от его температуры. Температура поверхности Земли не бывает выше нескольких десятков градусов, поэтому земная поверхность излучает более длинные волны, соответствующие тепловому состоянию. Земное излучение называется эффективным излучением и измеряется в тех же единицах, что и солнечное (5, с. 24).
Одновременно с потерей тепла излучением земная поверхность получает некоторое его количество от излучения самой атмосферы. Это излучение направлено сверху вниз к Земле (5, с. 24).
Так как в среднем температура поверхности Земли выше температуры атмосферы, то в результате действия двух потоков (вверх и вниз) получается постоянный уход тепла излучением от земной поверхности (5, с. 24).
Кроме температуры поверхности Земли, величина земного излучения будет зависеть от прозрачности атмосферы: чем прозрачнее атмосфера, тем больше потеря тепла земной поверхностью (5, с. 24).
Длинноволновое земное излучение сильно поглощается водяным паром и углекислым газом и поэтому не уходит полностью в мировое пространство, а остается в атмосфере у земной поверхности. Таким образом, атмосфера и облака в ней являются хорошим «одеялом», предохраняющим земную поверхность от охлаждения (5, с. 24).
Существуют резкие различия в нагревании и тепловых особенностях поверхностных слоев почвы и верхних слоев водных бассейнов. В почве тепло распространяется по вертикали путем молекулярной теплопроводности, а в легкоподвижной воде – также путем турбулентного перемешивания водных слоев, более эффективного. Турбулентность в водоемах обусловлена, прежде всего, волнением и течениями. Но в ночное время суток и в холодное время года к этому роду турбулентности присоединяется еще и термическая конвекция: охлажденная на поверхности вода опускается вниз вследствие возросшей плотности и замещается более теплой водой из нижних слоев. В океанах и морях некоторую роль в перемешивании слоев ив связанной с ним передаче тепла играет также и испарение. При значительном испарении с поверхности моря верхний слой воды становится более соленым и плотным, вследствие чего вода опускается с поверхности в глубину. Кроме того, радиация глубже проникает в воду в сравнении с почвой. Наконец, теплоемкость воды велика в сравнении с почвой, и одно и то же количество тепла нагревает массу воды до меньшей температуры, чем такую же массу почвы (14).
В результате суточные колебания температуры в воде распространяются на глубину порядка десятков метров, а в почве – менее чем до одного метра. Годовые колебания температуры в воде распространяются на глубину сотен метров, а в почве – только на 10–20 м (14).
Итак, тепло, приходящее днем и летом на поверхность воды, проникает до значительной глубины и нагревает большую толщу воды. Температура верхнего слоя и самой поверхности воды повышается при этом мало. В почве же приходящее тепло распределяется в тонком верхнем слое, который, таким образом, сильно нагревается (14).
Ночью и зимой вода теряет тепло из поверхностного слоя, но взамен него приходит накопленное тепло из нижележащих слоев. Поэтому температура на поверхности воды понижается медленно. На поверхности же почвы температура при отдаче тепла падает быстро: тепло, накопленное в тонком верхнем слое, быстро из него уходит без восполнения снизу (14).
В результате днем и летом температура на поверхности почвы выше, чем температура на поверхности воды; ночью и зимой ниже. Это значит, что суточные и годовые колебания температуры на поверхности почвы больше, притом значительно больше, чем на поверхности воды (14).
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. Напротив, почва в течение теплого сезона отдает по ночам большую часть того тепла, которое получает днем, и мало накапливает его к зиме (14).
Температура на поверхности почвы имеет суточный ход. Минимум ее наблюдается примерно через полчаса после восхода солнца. К этому времени радиационный баланс поверхности почвы становится равным нулю – отдача тепла из верхнею слоя почвы эффективным излучением уравновешивается возросшим притоком суммарной радиации. Нерадиационный же обмен тепла в это время незначителен (14).
Затем температура на поверхности почвы растет до 13–14 часов, когда достигает максимума в суточном ходе. После этого начинается падение температуры. Радиационный баланс в послеполуденные часы, правда, остается положительным; однако отдача тепла в дневные часы из верхнего слоя почвы в атмосферу происходит не только путем эффективного излучения, но и путем возросшей теплопроводности, а также при увеличившемся испарении воды. Продолжается и передача тепла вглубь почвы. Поэтому температура на поверхности почвы и падает с 13–14 часов до утреннего минимума (14).
В суточном ходе температура воздуха меняется в зависимости от температуры поверхности земли, от неё нагревается и охлаждается. Минимум температуры наблюдается перед восходом солнца, максимум – в 14–15 часов. Эта закономерность проявляется только в условиях устойчивой ясной погоды. Она существенно нарушается при вторжении теплых и холодных воздушных масс, изменении облачности. По этим причинам минимум может наблюдаться днем, а максимум – ночью. То есть, регулярный суточный ход изменяется или маскируется непериодическими изменениями температуры (15).
В годовом ходе температура воздуха меняется, так как все воздушные массы зимой холоднее, а летом теплее. Средние многолетние температуры летних месяцев выше, чем зимних (15).
Основной расход тепла на поверхности ландшафта связан с затратами тепла на испарение. В среднем на это идет около 80% величины радиационного баланса. Испарение осуществляется при наличии влаги и градиента влажности между подстилающей поверхностью и приземным воздухом. Поэтому с изменением градиента меняются и условия испарения (13).
Температура подстилающей поверхности как в условиях различных ландшафтов на суше, так и на водоемах обычно не равна температуре нижнего слоя воздуха. Вследствие этого между подстилающей поверхностью и атмосферой возникает вертикальный поток тепла, обусловленный турбулентной теплопроводностью приземного слоя атмосферы (4, с. 48).