6.2.7.5. Тепловой баланс земной поверхности

Нижние слои атмосферы нагреваются преимущественно путем радиационного и теплового конвективного обмена теплом с верхними слоями почвы и воды. На земную поверхность поступает суммарная радиация и встречное излучение атмосферы. Они в значительной степени поглощаются поверхностью и нагревают верхние слои почвы и вод. Поэтому и сама поверхность, нагреваясь, излучает, теряя тепло. На поверхность поступает также тепло атмосферы путем теплопроводности. Таким же образом часть тепла теряется поверхностью, попадая как в более глубинные слои, так и обратно в атмосферу. Наконец, поверхность получает тепло при конденсации на ней водяного пара из воздуха или теряет тепло при испарении с нее воды (тепло переходит в скрытое состояние). Существуют и другие тепловые процессы на поверхности, связанные, например, со снегом и льдом, осадками, но их мы касаться не будем.

За любой промежуток времени от поверхности уходит вверх и вниз всего столько же тепла, сколько она получила за это время сверху и снизу. Алгебраическая сумма всех приходов и расходов равна нулю. Это выражается уравнением теплового баланса земной поверхности:

R + P + A + LE = 0 (6.5)

Здесь P – приход из воздуха или расход тепла в воздух путем теплопроводности. А – приход или расход тепла путем теплообмена с более глубокими слоями почвы или воды. Потеря тепла при испарении или его приход при конденсации обозначают как LE, где L – удельная теплота испарения, E – масса испарившейся или сконденсировавшейся воды.

Как видно из уравнения теплового баланса, радиационный баланс уравновешивается нерадиационной передачей тепла. Это уравнение справедливо для любого длительного промежутка времени. Однако равенство нулю теплового баланса вовсе не значит, что температура поверхности не меняется. Если поток тепла направлен вниз, то тепло, приходящее сверху и уходящее вглубь, преимущественно нагревает только верхний, т.н. деятельный слов почвы или воды. Температура этого слоя возрастает. Если поток тепла направлен снизу через поверхность в атмосферу, то тепло теряется преимущественно из деятельного слоя, в силу чего его температура, как и температура поверхности, падает. Особенно отчетливо это прослеживается в океане, где деятельный слой хорошо выражен и достигает глубин порядка сотен метров.

От суток к суткам (как и от года к году) средняя температура деятельного слоя меняется мало. Это значит, что за сутки (год) вглубь почвы или воды попадает днем (летом) почти столько же тепла, сколько уходит ночью (зимой). Днем (летом) вглубь тепла уходит немного больше, чем приходит снизу, поэтому слои почвы (воды) постепенно нагреваются. Ночью (зимой) происходит обратный процесс. Эти сезонные изменения за год почти уравновешиваются, поэтому среднегодовая температура поверхности меняется мало.

6.3. Свойства воздуха

6.3.1. Водяной пар в воздухе

Воздух – это смесь газов, состоящая из азота, кислорода, углекислого газа, инертных газов. Однако гораздо важнее наличие в атмосфере водяного пара, в значительной степени определяющего ее свойства. Источником водяного пара в воздухе является процесс круговорота воды в природе, главным образом, испарение с поверхности воды, почвы, транспирация растениями. Поступающий пар вначале движется вверх, а затем ветром перераспределяется между разными районами земли.

Процентное содержание водяного пара во влажном воздухе у поверхности составляет в среднем от 0.2% до 2.5%, увеличиваясь от полюсов к экватору. Чем более влажен воздух, тем меньшая часть объема приходится на постоянные газы при том же давлении и температуре. Казалось бы, такое небольшое количество пара в атмосфере несущественно и не может оказать на нее влияния. Это, однако, не так. Этого количества хватает для образования облаков, а они существенно влияют на трансформации солнечной радиации в атмосфере. Водяной пар оказывает огромное значение на состояние воздуха как газа. Воздух может быть насыщенным и ненасыщенным, оба состояния вполне типичны. В состоянии насыщения водяного пара в атмосфере столько, сколько предельно возможно при данной температуре. Такой водяной пар называют насыщающим. Обычно состояние насыщения достигается при понижении температуры воздуха. Если температура понижается и дальше, происходит конденсация избыточной влаги, каковая переходит из парообразного в жидкое или твердое состояние. При этом формируются облака и туманы и иногда, как следствие – осадки. Очевидно, содержание пара в объемах воздуха непрерывно меняется.

Водяной пар в атмосфере оказывает огромное влияние на погоду и климат. Его количество оказывает влияние на тепловые условия у поверхности. Пар сильно поглощает длинноволновую радиацию поверхности, но и сам излучает инфракрасную радиацию, идущую в основном к поверхности, что уменьшает ночное выхолаживание. При конденсации выделяются большие количества тепла, компенсирующие его затраты при испарении.

Содержание водяного пара в атмосфере называется влажностью воздуха. Основные характеристики влажности – парциальное давление водяного пара (или просто давление водяного пара) и относительная влажность.

Водяной пар обладает упругостью, как всякий газ. Давление водяного пара е пропорционально его плотности и абсолютной температуре. Выражается это давление в гектопаскалях. Давление водяного пара в состоянии насыщения называют давлением насыщенного водяного пара. Это максимальное давление пара, возможное при данной температуре.

Если воздух содержит пара меньше, чем нужно для насыщения, определяют степень его близости к состоянию насыщения. Это отношение фактического давления е водяного пара к давлению насыщенного пара Е при данной температуре воздуха называется относительной влажностью и имеет большое практическое значение:

f = (e/E)·100% (6.6)

В прогнозах погоды обычно дается именно относительная влажность. Так, при температуре 20˚С давление насыщенного пара равно 23.4 гПа. Если при этом давление водяного пара будет 11.7 гПа, то относительная влажность составит 50%.

У поверхности давление водяного пара меняется от сотых долей гПа (при очень низкой температуре в Антарктиде и Якутии) до 35 гПа и более (у экватора). Чем теплее воздух, тем больше водяного пара он может содержать в состоянии насыщения. Относительная влажность практически принимает значения от 0 до 100%.

Используется также понятие абсолютной влажности воздуха а. Это масса водяного пара в граммах в одном кубометре воздуха. Для абсолютной влажности справедливо соотношение:

a = 220(e/T) (6.7)

где T – температура. Используются и другие характеристики влажности.

На практике влажность измеряется психрометрическим методом, по показаниям двух термометров – с сухим и смоченным резервуарами. Испарение воды с поверхности смоченного термометра снижает его температуру в сравнении с температурой сухого термометра. Это понижение тем больше, чем больше дефицит насыщения. По разности температур сухого и смоченного термометров вычисляют давление водяного пара и относительную влажность воздуха, для чего используются психрометрические таблицы. Эта пара термометров называется психрометром. Для смачивания одного из термометров его резервуар обвязывается батистом и на метеостанциях постоянно держится влажным. Используются и аспирационные психрометры, в которых резервуары помещены в металлические трубки, а специальной устройство обеспечивает устойчивый поток воздуха, обдувающего термометры. Батист смачивается дистиллированной водой перед измерением. Используют и волосяные гигрометры, которые измеряют непосредственно относительную влажность. Их принцип действия основан на свойстве обезжиренного волоса менять длину при изменении относительной влажности. Этот прибор проще психрометра и не требует таблиц, но его точность существенно ниже, чем у психрометра. Волосяные гигрометры используют в самописцах влажности, когда требуется длительная непрерывная регистрация влажности. Существуют и иные способы определения влажности, например, весовой, конденсационный, однако для полевых и срочных наблюдений они малопригодны. В современных условиях чаще используют датчики влажности, присоединенные к регистрирующему устройству.