Цеплавы баланс зямной паверхні і атмасферы

Прыход радыяцыі	Адзінкі	Расход радыяцыі	Адзінкі
Уся атмасферная радыяцыя, з якой: Паглынаецца зямной паверхняй Паглынутая сонечная радыяцыя	161 96 47	Выпраменьванне атмасферы ў сусветную прастору Выпраменьванне Зямлі Расход на выпарэнне Расход на турбулентнае перамешванне	65 114 24 5

У выніку зямная паверхня атрымлівае 47 адзінак сонечнай кароткахвалевай (табл. 5.1) і 96 адзінак атмасфернай доўгахвалевай радыяцыі (табл. 5.2) – усяго 143 адзінкі энергіі. Уся гэта зямная энергія ў балансавай структуры размяркоўваецца наступным чынам.

Уласнае доўгахвалевае выпраменьванне Зямлі складае 114 адзінак; 24 адзінкі зямнога цяпла расходуецца на выпарэнне вады, а 5 адзінак – на турбулентнае награванне самой атмасферы. У выніку ўпэўніваемся, што зямная паверхня захоўвае сваю цеплавую раўнавагу. Яна губляе 114+24+5=143 адзінкі цяпла – столькі, колькі атрымлівае: 47+96=143 адзінкі.

Са 114 адзінак уласнага доўгахвалевага выпраменьвання Зямлі 109 адзінак паглынаецца атмасферай, а 5 адзінак накіроўваюцца ў касмічную прастору.

Далей падлічым энергетычны баланс атмасферы (табл. 5.3). Нагадаем, што атмасфера выпраменьвае 161 адзінку доўгахвалевай радыяцыі. Гэта велічыня складаецца з наступных прыходных патокаў: атмасфера і воблачнае покрыва паглынаюць 23 адзінкі сонечнай радыяцыі, 109 адзінак складае ўласнае выпраменьванне Зямлі, 24 адзінкі – скрытая цеплата кандэнсацыі, 5 адзінак – за кошт турбулентнага цеплаабмена. Усяго 23+109+24+5=161 адзінка энергіі, што адпавядае велічыні выпраменьвання атмасферы.

Табліца 5.3

Цеплавы баланс атмасферы

Прыход радыяцыі	Азінкі	Расход радыяцыі	Адзінкі
Паглынутая сонечная Паглынутае зямное выпра-меньванне Цяпло кандэнсацыі Цяпло турбулентнага абмена	23 109 24 5	Уся атмасферная радыяцыя з якой: Паглынаецца зямной паверх-няй Уходзіць у сусветную прастору	161 96 65

На верхняй мяжы атмасферы існуе раўнавага праменнай энергіі. Прыход сонечнай радыяцыі (100 адзінак) ураўнаважваецца наступнымі расходнымі складаючымі: 30 адзінак – планетарнае альбеда Зямлі, 65 адзінак – выпраменьванне атмасферы, 5 адзінак – выпраменьванне самой Зямлі (гл. табл. 5.1).

Такім чынам, атмасфера бесперапынна папаўняецца сонечнай энергіяй, якая забяспечвае фарміраванне надвор’я і клімата і, выканаўшы пагодна-кліматычную работу, у той жа колькасці рассейваецца ў касмічнай прасторы, захоўваючы энергетычны баланс (бюджэт) сістэмы “Зямля – атмасфера”.

5.3. Адрозненні ў цеплавым рэжыме глебы і вадаёмаў

Адрозненні ў цеплавым рэжыме глебы і вадаёмаў абумоўлены рознымі відамі цеплаабмену, якія вызначаюць перанос цяпла ад дзеючай паверхні на глыбіню і наадварот. Цяпло ў глебах распаўсюджваецца, галоўным чынам, за кошт малекулярнай цеплаправоднасці. Цеплаправоднасць – здольнасць целаў прапускаць праз сябе цяпло. Глеба валодае невялікімі значэннямі каэфіцыента цеплаправоднасці. Цеплаправоднасць глебы залежыць ад яе мінералагічнага і механічнага складу, утрымання ў ёй вады, паветра і гумуса. Нязначную колькасць цяпла ў глебе пераносяць атмасферныя ападкі пры іх фільтрацыі на глыбіню. Але такая перадача цяпла ажыццяўляецца ў невялікай колькасці і толькі ў перыяды выпадзення ападкаў.

Слабае пранікненне цяпла на глыбіню глебы прыводзіць да таго, што летам днём яе паверхня моцна праграецца, а большая частка цяпла перадаецца ў атмасферу. Зімой і уначы дзеючая паверхня сушы па гэтай прычыне хутка і моцна ахалоджваецца.

У вадаёмах (у возеры, моры ці акіяне), якія ўяўляюць рухомае асяроддзе, цеплаперадача зябяспечваецца турбулентным перамешваннем водных мас. Гэта вельмі інтэнсіўны цеплаабмен, які ахоплівае магутныя водныя слаі. У дадатак да турбулентнага цеплаабмену існуюць і іншыя шляхі перадачы цяпла на глыбіню вадаёмаў. Да іх адносіцца тэрмічная канвекцыя, якая ўзнікае ў перыяды ахаладжэння прыпаверхневых слаёў вады. Набыўшы вялікую шчыльнасць, ахалоджаныя на паверхні цяжкія водныя масы апускаюцца на глыбіню, а ніжнія масы вады, як больш цёплыя і лёгкія, паднімаюцца на паверхню.

У морах, дзе вада салёная, працэс перадачы цяпла на глыбіню адбываецца дзякуючы выпарэнню. Пры выпарэнні вады ў ёй павялічваецца канцэнтрацыя солі. Як больш шчыльная і цяжкая канцэнтраваная салямі вада апускаецца на глыбіню.

Акрамя таго, вада, у адрозненні ад глебы, з’яўляецца празрыстым для сонечнай радыяцыі асяроддзем, асабліва для кароткахвалевай часткі спектру. Сонечная радыяцыя праходзіць праз ваду на значную глыбіню. Таму для вадаёмаў мае вялікае значэнне радыяцыйнае награванне, асабліва для глыбінь у некалькі метраў.

Цеплаправоднасць паветра нязначная, а вады – істотная. Таму вада лепш праводзіць цяпло, чым паветра. Вільготная глеба валодае больш значнай цеплаправоднасцю і цеплаёмістасцю, таму сухая глеба заўжды награецца мацней, чым вільготная. Пры ахалоджванні вільготная глеба менш астывае, чым сухая. Таму на сухіх глебах замаразкі здараюцца часцей і маюць большую інтэнсіўнасць, асабліва на асушаных тарфяніках.

На тэмпературу глебы ўплываюць таксама яе колер, альбеда і экспазіцыя схілаў узгоркавага рэльефу.

Адрозненні ў цеплавым рэжыме глебы і вадаёмаў ствараюцца не толькі за кошт іх рознай цеплаправоднасці, але і дзякуючы рознай цеплаёмістасці.

Пад цеплаёмістасцю разумеецца колькасць цяпла, патрэбнага для павялічэння тэмпературы 1 г ці 1 см³ рэчыва на 1 ºС. Цеплаёмістасць вады ў 2 – 3 разы больш, чым цеплаёмістасць глебы. Гэта сведчыць аб тым, што адной і той жа колькасцю ваду можна нагрэць у 2 – 3 разы мацней, чым глебу. Тым самым цеплаёмістасць уносіць свой уклад у стварэнне адрозненняў у награванні глебы і вадаёмаў.

У выніку рознай інтэнсіўнасці цеплаабмену сутачныя хістанні тэмпературы ў глебах, як правіла, пранікаюць да глыбіні 70 – 100 см, а ў акіянах і марах – да глыбіні дзесяткаў метраў. Гадавыя хістанні тэмпературы ў глебе дзейнічаюць да глыбіні 15 – 20 м, а ў акіянах і марах – да глыбіні 200 – 300 м.

Самыя высокія тэмпературы на паверхні глебы назіраюцца ў 13 гадзін мясцовага часу, а самыя нізкія – пасля ўзыхода Сонца. Рознасць паміж самай высокай і самай нізкай тэмпературай у сутачным і гадавым ходзе называецца сутачнай і гадавой амплітудай.

Цяпло ў вадаёмах пранікае на вялікую глыбіню, таму тэмпература на іх паверхні мае нязначныя сутачныя (0,5 – 1,0 ºС) і гадавыя (5 – 8 ºС) хістанні. У той жа час на паверхні глебы сутачныя і гадавыя хістанні тэмпературы складаюць 50 – 60 ºС, а на асушаных тарфяніках дасягаюць 70 ºС.

Найбольшая сутачная амплітуда на паверхні глебы назіраецца летам, найменшая – зімой. Воблачнасць змяншае велічыню амплітуды. Мае значэнне і экспазіцыя схілаў: на паўднёвых схілах сутачныя амплітуды тэмпературы глебы больш, чым на паўночных. Гадавыя амплітуды верхняга слоя глебы павялічваюцца з шыратой, а сутачныя – памяншаюцца. Велічыні амплітуды адлюстроўваюць адпаведныя змяненні вышыні сонца ў сутачным і гадавым ходзе.

Расліннае покрыва ахалоджвае глебу, а снегавое покрыва яе ацяпляе. Сутачныя і гадавыя амплітуды тэмпературы глебы, якая пакрыта раслінамі ці снегам, значна менш, чым на аголенай глебе.