загрузка...
загрузка...
На головну

Тепловий баланс і тепловий режим земної поверхні і атмосфери

  1. Iquest; Використання панелі інструментів Бази даних та Запиту в режимі таблиці
  2. Iquest; Створення таблиці в режимі конструктора
  3. J; режімі ДІЯЛЬНОСТІ у ПИТАНЬ НАДЗВИЧАЙНИХ стані здійснюються заходи у відповідності з Законом України «Про надзвичайний стан».
  4. N. Загальний порядок; загальна практика; режим
  5. XIX. ОСОБЛИВОСТІ ПРАВОВОГО РЕЖИМУ ПРИРОДНИХ РЕСУРСІВ
  6. XX. Правовий режим особливо охоронюваних природних територій та об'єктів
  7. XXI. Правовий режим охоронних та інших спеціальних зон і територій

Зупинимося спочатку на теплових умовах земної поверхні і самих верхніх шарів грунту і водойм. Це необхідно тому, що нижні шари атмосфери нагріваються і охолоджуються найбільше шляхом радіаційного та нерадіаційного обміну теплом з верхніми шарами ґрунту і води. Тому зміни температури в нижніх шарах атмосфери, перш за все, визначаються змінами температури земної поверхні, слідують за цими змінами.

Земна поверхня, т. Е. Поверхню грунту або води (а також і рослинного, снігового, крижаного покриву), безперервно різними способами отримує і втрачає тепло. Через земну поверхню тепло передається вгору - в атмосферу і вниз - в грунт або в воду.

По-перше, на земну поверхню надходять сумарна радіація і зустрічний випромінювання атмосфери. Вони в більшій чи меншій мірі поглинаються поверхнею, т. Е. Йдуть на нагрівання верхніх шарів грунту і води. У той же час земна поверхня випромінює сама і при цьому втрачає тепло.

По-друге, до земної поверхні приходить тепло зверху, з атмосфери, шляхом теплопровідності. Тим же способом тепло йде від земної поверхні в атмосферу. Шляхом теплопровідності тепло також йде від земної поверхні вниз, в грунт і воду, або приходить до земної поверхні з глибини грунту і води.

По-третє, земна поверхня отримує тепло при конденсації на ній водяної пари з повітря або, навпаки, втрачає тепло при випаровуванні з неї води. У першому випадку виділяється приховане тепло, у другому тепло переходить в приховане стан.

У будь-який проміжок часу від земної поверхні йде вгору і вниз в сукупності така ж кількість тепла, яке вона за цей час отримує зверху і знизу. Якби було інакше, не виконувався б закон збереження енергії: слід було б допустити, що на земній поверхні енергія виникає або зникає. Однак можливо, що, наприклад, вгору може йти більше тепла, ніж прийшло згори; в такому випадку надлишок віддачі тепла повинен покриватися приходом тепла до поверхні з глибини грунту або води.

Отже, алгебраїчна сума всіх парафій і витрат тепла на земній поверхні повинна бути рівною нулю. Це і виражається рівнянням теплового балансу земної поверхні.

Щоб написати це рівняння, по-перше, об'єднаємо поглинену радіацію і ефективне випромінювання в радіаційний баланс.

Прихід тепла з повітря або віддачу його в повітря шляхом теплопровідності позначимо Р. Такий же прихід чи витрата шляхом теплообміну з більш глибокими шарами грунту або води назвемо А. Втрату тепла при випаровуванні або прихід його при конденсації на земній поверхні позначимо LE, де L - питома теплота випаровування і Е - маса випарувалася або сконденсировавшейся води.

Можна ще сказати, що сенс рівняння полягає в тому, що радіаційний баланс на земній поверхні врівноважується нерадіаційної передачею тепла (рис. 5.1).

Рівняння (1) дійсно для будь-якого проміжку часу, в тому числі і для багаторічного періоду.

З того, що тепловий баланс земної поверхні дорівнює нулю, не випливає, що температура поверхні не змінюється. Коли передача тепла спрямована вниз, то тепло, що приходить до поверхні зверху і йде від неї вглиб, в значній частині залишається в самому верхньому шарі грунту або води (в так званому діяльному шарі). Температура цього шару, а отже, і температура земної поверхні при цьому зростають. Навпаки, при передачі тепла через земну поверхню від низу до верху, в атмосферу, тепло йде перш за все з діяльного шару, внаслідок чого температура поверхні падає.

Від доби до доби і від року до року середня температура діяльного шару і земної поверхні в будь-якому місці змінюється мало. Це означає, що за добу в глиб грунту або води потрапляє днем ??майже стільки ж тепла, скільки йде з неї вночі. Але все ж за літні добу тепла йде вниз трохи більше, ніж приходить знизу. Тому шари грунту і води, а отже, і їх поверхню з кожним днем ??нагріваються. Взимку відбувається зворотний процес. Ці сезонні зміни приходу - витрати тепла в грунті і воді за рік майже врівноважуються, і середня річна температура земної поверхні і діяльного шару рік від року змінюється мало.

Тепловий баланс Землі - Співвідношення надходжень і витрат енергії (променевої і теплової) на земній поверхні, в атмосфері і в системі Земля - ??атмосфера. Основним джерелом енергії для переважної більшості фізичних, хімічних і біологічних процесів в атмосфері, гідросфері і в верхніх шарах літосфери є Сонячна радіація, тому розподіл і співвідношення складових теплової баланс характеризують її перетворення в цих оболонках.

Тепловий баланс є приватні формулювання закону збереження енергії і складаються для ділянки поверхні Землі (тепловий баланс земної поверхні); для вертикального стовпа, що проходить через атмосферу (тепловий баланс атмосфери); для такого ж стовпа, що проходить через атмосферу і верхні шари літосфери або гідросферу (тепловий баланс системи Земля - ??атмосфера).

Рівняння теплової баланс земної поверхні:

R + P + F0 + LE = 0. (15)

являє собою алгебраїчну суму потоків енергії між елементом земної поверхні і навколишнім простором. У цій формулі:

R - радіаційний баланс, різниця між поглиненої короткохвильового сонячною радіацією і довгохвильовим ефективним випромінюванням з земної поверхні.

Р - потік тепла, що виникає між поверхнею, що підстилає і атмосферою;

F0 - потік тепла спостерігається між земною поверхнею і глибшими шарами літосфери або гідросфери;

LE - витрата тепла на випаровування, який визначається як добуток маси води, що випарувалася Е на теплоту випаровування L тепловий баланс

У число цих потоків входить Радіаційний баланс (або залишкова радіація) R - різниця між поглиненої короткохвильового сонячною радіацією і довгохвильовим ефективним випромінюванням з земної поверхні. Позитивна або негативна величина радіаційного балансу компенсується декількома потоками тепла. Так як температура земної поверхні зазвичай не дорівнює температурі повітря, то між підстилає, і атмосферою виникає потік тепла Р. Аналогічний потік тепла F0 спостерігається між земною поверхнею і глибшими шарами літосфери або гідросфери. При цьому потік тепла в грунті визначається молекулярної Теплопровідністю, тоді як в водоймах теплообмін, як правило, має в більшій чи меншій мірі турбулентний характер. Потік тепла F0 між поверхнею водойми і його більш глибокими шарами чисельно дорівнює зміні теплосодержания водойми за даний інтервал часу і переносу тепла течіями в водоймі. Суттєве значення в тепловому балансі земної поверхні зазвичай має витрата тепла на випаровування LE, який визначається як добуток маси води, що випарувалася Е на теплоту випаровування L. Величина LE залежить від зволоження земної поверхні, її температури, вологості повітря і інтенсивності турбулентного теплообміну в приземному шарі повітря, яка визначає швидкість перенесення водяної пари від земної поверхні в атмосферу.

Рівняння теплової баланс атмосфери має вигляд:

Ra + Lr + P + Fa = ?W, (16)

де ?W - величиною зміни теплосодержания всередині вертикальної стінки атмосферного стовпа.

Тепловий баланс атмосфери складається з її радіаційного балансу Ra; приходу або витрати тепла Lr при фазових перетвореннях води в атмосфері (г - сума опадів); приходу або витрати тепла Р, обумовленого турбулентним теплообміном атмосфери із земною поверхнею; приходу або витрати тепла Fa, викликаного теплообміном через вертикальні стінки стовпа, який пов'язаний з впорядкованими рухами атмосфери і макротурбулентностью. Крім того, в рівняння теплової баланс атмосфери входить член ?W, дорівнює величині зміни теплосодержания всередині стовпа.

Рівняння теплової баланс системи Земля - ??атмосфера відповідає сумі алгебри членів рівнянь теплової баланс земної поверхні і атмосфери. Складові тепловий баланс земної поверхні і атмосфери для різних районів земної кулі визначаються шляхом метеорологічних спостережень (на актинометричних станціях, на спеціальних станціях тепловий баланс, на метеорологічних супутниках Землі) або шляхом кліматологічних розрахунків.

Середні широтні величини складових теплової баланс земної поверхні для океанів, суші і Землі і тепловий баланс атмосфери наведені в таблицях, де величини членів тепловий баланс вважаються позитивними, якщо відповідають приходу тепла. Так як ці таблиці відносяться до середнім річним умовам, в них не включені члени, що характеризують зміни теплосодержания атмосфери і верхніх шарів літосфери, оскільки для цих умов вони близькі до нуля.

Для Землі як планети, разом з атмосферою, схема теплової баланс представлена ??на рис. На одиницю поверхні зовнішнього кордону атмосфери надходить потік сонячної радіації, що дорівнює в середньому близько 250 ккал / см2 в рік, з яких близько 1/3 відбивається в світовий простір, а 167 ккал / см2 в рік поглинає Земля

 теплообмін мимовільний необоротний процес перенесення теплоти в просторі, обумовлений неоднорідним полем температури. У загальному випадку перенесення теплоти може також викликатися неоднорідністю полів інших фізично величин, наприклад різницею концентрацій (дифузний термоефект). Розрізняють три види теплообміну: теплопровідність, конвекція і променистий теплообмін (на практиці теплообміну зазвичай здійснюється усіма 3 видами відразу). Теплообмін визначає або супроводжує багато процесів в природі (наприклад, хід еволюції зірок і планет, метеорологічні процеси на поверхні Землі і т. Д.). в техніці і в побуті. У багатьох випадках, наприклад при дослідженні процесів сушки, випарного охолодження, дифузії, теплообмін розглядається спільно з масообмінних. Теплообміну між двома теплоносіями через їх розділяє тверду стінку або через поверхню розділу між ними називається теплопередачею.

теплопровідність один з видів перенесення теплоти (енергії теплового руху мікрочастинок) від більш нагрітих частин тіла до менш нагрітих, що приводить до вирівнювання температури. При теплопровідності перенос енергії в тілі здійснюється в результаті безпосередньої передачі енергії від часток (молекул, атомів, електронів), що володіють більшою енергією, частинкам з меншою енергією. Якщо відносна зміна температури теплопровідності на відстані середньої довжини вільного пробігу частинок l мало, то виконується основний закон теплопровідності (закон Фур'є): щільність теплового потоку q пропорційна градієнту температури grad T, тобто (17)

де ? - коефіцієнт теплопровідності, або просто теплопровідність, не залежить від grad T [? залежить від агрегатного стану речовини (див. табл.), його атомно-молекулярної будови, температури і тиску, складу (в разі суміші або розчину).

Знак мінус у правій частині рівняння вказує, що напрямок теплового потоку і температурного градієнта взаємно протилежні.

Відношення величини Q до площі перетину F називається питомою тепловим потоком або тепловим навантаженням і позначається буквою q.

 (18)

Значення коефіцієнта теплопровідності ? для деяких газів, рідин і твердих тіл при атмосферному тиску 760 мм ртутного стовпа вибирається з таблиць.

 Теплопередача. Теплообмін між двома теплоносіями через їх розділяє тверду стінку або через поверхню розділу між ними. Теплопередача включає в себе тепловіддачу від більш гарячої рідини до стінки, Теплопровідність в стінці, тепловіддачу від стінки до більш холодної рухомому середовищі. Інтенсивність передачі теплоти при теплопередача характеризується коефіцієнтом теплопередачі k, чисельно рівною кількості теплоти, яке передається через одиницю поверхні стінки в одиницю часу при різниці температур між рідинами в 1 К; розмірність k - вт / (м2.К) [ккал / м2. ° С)]. Величина R, зворотна коефіцієнту теплопередача, називається повним термічним опором теплопередача. Наприклад, R одношарової стінки

(19)

,

де ?1 і ?2 - коефіцієнти тепловіддачі від гарячої рідини до поверхні стінки і від поверхні стінки до холодної рідини; ? - товщина стінки; ?- коефіцієнт теплопровідності. У більшості зустрічаються на практиці випадків коефіцієнт теплопередача визначається дослідним шляхом. При цьому отримані результати обробляються методами подібності теорії

 Променистий теплообмін - радіаційний теплообмін, здійснюється в результаті процесів перетворення внутрішньої енергії речовини в енергію випромінювання, перенесення енергії випромінювання і її поглинання речовиною. Перебіг процесів променистий теплообмін визначається взаємним розташуванням в просторі тіл, які обмінюються теплом, властивостями середовища, що розділяє ці тіла. Істотна відмінність променистий теплообмін від інших видів теплообміну (теплопровідності, конвективного теплообміну) полягає в тому, що він може протікати і за відсутності матеріального середовища, що розділяє поверхні теплообміну, так як здійснюється в результаті поширення електромагнітного випромінювання.

Промениста енергія, падаюча в процесі променистого теплообміну на поверхню непрозорого тіла і характеризується значенням потоку падаючого випромінювання Qпад, частково поглинається тілом, а частково відбивається від його поверхні (див. Рис.).

Потік поглиненого випромінювання Qпогл визначається співвідношенням:

Qпогл = А Qпад, (20)

де А - поглощательная здатність тіла. У зв'язку з тим, що для непрозорого тіла

Qпад = Qпогл + Qoтр, (21)

де Qoтр - потік відбитого відповерхні тіла випромінювання, ця остання величина дорівнює:

Qoтр = (1 - А) Qпад, (22)

де 1 - А = R - відбивна здатність тіла. Якщо поглощательная здатність тіла дорівнює 1, а отже, його відбивна здатність дорівнює 0, тобто тіло поглинає всю падаючу на нього енергію, то воно називається абсолютно чорним тілом Будь-яке тіло, температура якого відмінна від абсолютного нуля, випромінює енергію, обумовлену нагрівом тіла. Це випромінювання називається власним випромінюванням тіла і характеризується потоком власного випромінювання Qсоб. Власне випромінювання, віднесене до одиниці поверхні тіла, називається щільністю потоку власного випромінювання, або випромінювальною здатністю тіла. Остання відповідно до Стефана - Больцмана законом випромінювання пропорційна температурі тіла в четвертого ступеня. Ставлення випромінювальної здатності будь-якого тіла до випромінювальної здатності абсолютно чорного тіла при тій же температурі називається мірою чорноти. Для всіх тіл ступінь чорноти менше 1. Якщо для деякого тіла вона не залежить від довжини хвилі випромінювання, то таке тіло називається сірим. Характер розподілу енергії випромінювання сірого тіла по довжинах хвиль такий же, як у абсолютно чорного тіла, тобто описується Планка законом випромінювання. Ступінь чорноти сірого тіла дорівнює його поглинальної здатності.

Поверхня будь-якого тіла, що входить в систему, випускає потоки відбитого випромінювання Qoтр і власного випромінювання Qcoб; сумарна кількість енергії, що йде з поверхні тіла, називається потоком ефективного випромінювання Qефф і визначається співвідношенням:

Qефф = Qoтр + Qcoб. (23)

Частина поглиненої тілом енергії повертається в систему у вигляді власного випромінювання, тому результат променистий теплообмін можна подати як різницю між потоками власного і поглиненого випромінювання. величина

Qpeз = Qcoб - Qпогл (24)

називається потоком результуючого випромінювання і показує, яка кількість енергії отримує або втрачає тіло в одиницю часу в результаті променистий теплообмін. Потік результуючого випромінювання можна виразити також у вигляді

Qpeз = Qефф - Qпад, (25)

тобто як різниця між сумарним витратою і сумарним приходом променистої енергії на поверхні тіла. Звідси, враховуючи, що

Qпад = (Qcoб - Qpeз)/ А, (26)

отримаємо вираз, яке широко використовується в розрахунках променистого теплообміну:

(27)

Завданням розрахунків променистого теплообміну є, як правило, знаходження результуючих потоків випромінювання на всіх поверхнях, що входять в дану систему, якщо відомі температури і оптичні характеристики всіх цих поверхонь. Для вирішення цього завдання, крім останнього співвідношення, необхідно з'ясувати зв'язок між потоком Qпад на дану поверхню і потоками Qефф на всіх поверхнях, що входять в систему променистий теплообмін. Для знаходження зв'язку з цим використовується поняття середнього кутового коефіцієнта випромінювання, який показує, яка частка полусферического (тобто випускається в усіх напрямках в межах півсфери) випромінювання деякої поверхні, що входить в систему променистого теплообміну, падає на дану поверхню. Таким чином, потік Qпад на будь-які поверхні, що входять в систему променистого теплообміну, визначається як сума добутків Qефф всіх поверхонь (включаючи і цю, якщо вона увігнута) на відповідні кутові коефіцієнти випромінювання.

Променистий теплообмін відіграє значну роль в процесах теплообміну, що відбуваються при температурах близько 1000 ° С і вище. Він широко поширений в різних областях техніки: у металургії, теплоенергетиці, ядерній енергетиці, ракетній техніці, хімічній технології, сушильній техніці, геліотехніці.

 




Основні хімічні закони. | Закон діючих мас | Техносфера і її склад | Вчення В. І. Вернадського про біосферу | Ноосфера | Поширеність хімічних речовин у навколишньому середовищі | Кларки хімічних елементів в біосфері, атмосфері, гідросфері, літосфері і космосі | Біофільность і Технофільность хімічного елемента. Тупиковий характер потоків Технофільность елементів в біосфері | Система параметрів, що характеризують кордон гранично допустимого рівня забруднення навколишнього середовища | Загальні відомості про атмосферу |

загрузка...
© um.co.ua - учбові матеріали та реферати