72878 SNC03584

Tab. 4.3. Stosunek strumienia ciepła przekazywanego atmosferze i* do strumienia przenikającego w głąb podłoża atmosfery G w zależności od rodzaju powrerzchni czynnej

Rodzaj powierzchni	PKS
Morze Woda nieruchoma Granit Suchy piasek Gleba gliniasta śnieg cbity	0,0107 i,07 0,61 157 0,26 0,66

godzin popołudniowych ortu wiosną i latem - temperatura wzrasta, w fazie ujemnego salda - temperatura obniża się (zol), rys. 3.9,3.10), Zmiany temperatury powierzchni czynnej wpływają tut gradient temperatury w podłożu atmosfery i kształtują kierunek strumienia ciepła, przewodzonego w gruncie (lub w wodzie).

O „zachowaniu się” temperatury w gruncie - jej okresowych wnhaninch - mówią prawa Fouriera:

1)    okres wahań temperatury jest stały w całym profilu gruntu, tzn. nie zmienia się z głębokością,

2)    amplituda wahań temperatury zmniejsza się wraz z głębokością, przy czym wzrostowi głębokości w postępie arytmetycznym odpowiada spadek amplitudy w postępie geometrycznym,

3)    maksima i minima temperatury ulegają opóźnieniu, które powiększa się proporcjonalnie do głębokości,

4)    jeżeli wahania temperatury o okresie t, zanikają na głębokości z„ a wahania o okresie r₂ - na głębokości z_2> stosunek z, do z₂ jest równy stosunkowi pierwiastków kwadratowych z r, i r₂. Przyjmując, że r, oznacza dobę, a ij - rok, otrzymamy

•Jl _J_

^365 “ 19

Oznacza to, łc roczne wahaniu temperatury sięgają 19 razy głębiej niż wahania dobowe.

4.2. Strumień ciepła odczuwalnego w atmosferze

Molekularne przewodnictwo cieplne nieruchomego powietrzu jem znikomo małe (lali. 4,2) /jKudnitzą rolę w wymianie ciepłu między powierzchnią czynną I leżącymi nad mą warstwami uimmfery odgrywa łat*. przewodnictwo turbulencyjne (inaczej przemrożenie ciepłu przez konwekcję). Turbulencyjny otrumleń ciepła powataje wakutek bezładne® mieszaniu aię porcji prrwietrza, uczeatniczącycb w ruchu turbulencyjnym, Porcje te przenoezą ciepło, które jeat funkcja Ich temperatury, gęatośc.. ciepła wtoki-

M

wego powietrza. Turbulencyjny strumień ciepła odczuwalnego P zależy bezpośrednio od intensywności ruchu turbulencyjnego. Jej miarą jest współczynnik tuibulencyjności k, który zmienia się bardzo znacznie w zależności od wysokości nad powierzchnią podłoża atmosfery, prędkości wiatru oraz stratyfikacji termicznej i wynikającej z niej równowagi pionowej powierza (zob. rozdz. 6). Ponadto, podczas ruchów pionowych porcje powietrza podlegają sprężaniu i rozprężaniu, a ich temperatura ulega zmianom adiabatycznym. Wszystkie te zależności znacznie utrudniają ilościowe określenie turbulencyjnego strumienia ciepła w atmosferze. W niektórych przypadkach istnieją nawet problemy z określeniem kierunku tego strumienia. Można zapisać, że turbulencyjny strumień ciepła odczuwalnego określa równanie

gdzie: c. - ciepło właściwe przy stałym ciśnieniu, .-I turbulencyjny współczynnik wymiany masy, przy czym .1 ■ kp (k - współczynnik turbulcncyjności, p ■ gęstość powietrza), ,** - gradient pionowy temperatury potencjalnej (zob. rozdz. h), tu

Temperatura potencjalna uwzględnia zmiany temperutury zachodzące podczas ruchu pionowego powietrza. Zgodnie z równaniem strumień ciepła skierowuny jest ku górze, gdy temperuturu potencjalna maleje z wysokością, tzn. gdy spadek temperatury jest większy od l'C/100 m. Wówczas unoszące się porcje ciepłego powietrza mimo adiabatycznego oziębiania się przy wznoszeniu podnoszą temperaturę na poziomie, do którego docierają. Przy adiabatycznym gradiencie pionowym temperatury w atmosferze (tj. przy niezmiennej temperaturze potencjalnej) strumień ciepła wynosi zero. Mniejsze gradienty temperatury w atmosferze powodują, że strumień zmienia kierunek, co oznacza, iż ciepło jest przekazywane w dół, ku powierzchni ziemi.

Okazuje się jednak, że przyjęte założenia nie w pełni odpowiadają obserwowanym w atmosferze rzeczywistym warunkom wymiany ciepła. Szczegółowe pomiary wykazały m.in., że turbulencyjny strumień ciepła maleje do zera, gdy gradient temperatury w atmosferze jest mniejszy od gradientu adiabatycznego. Wartość tego gradientu, zwanego gradientem równowagi, wynosi około O.ó^C/lOO m (Budyko, 1975). Dlatego dla turbulencyjnego strumienia ciepła stosowniejszy jest wzór

gdzie y_h - gradient równowagi.

Drobne porcje powietrza, kształtujące turbulencyjną wymianę ciepła w przygruntuwej warstwie atmosfery, nic podlegają ściśle zasadom przemian adiabatycznych. Temperatura Cząstek uczestniczących w ruchu wznoszącym tylko częściowo podlega adiabatycznemu oziębieniu, a temperatura cząstek opadających nie ogrzewa się w pełni adiabatycznie.

Innym, ważniejszym aspektem turbulencyjnej wymiany ciepła jest zmienność współczynnika turbulcncyjności powietrza. Maleje on szybko wraz ze zmniejszaniem się pionowego gradientu temperatury, szczególnie w warunkach inwersji temperatury, furbulencyjność zmniejsza się więc, gdy strumień ciepła kieruje się ku dołowi, do zim-•*) powierzchni podłoża atmosfery. W związku z tym powstaje specyficzna asymetria