Bilanțul radiațiilor este diferența dintre fluxul și fluxul de energie radiantă absorbită și emisă de suprafața Pământului.

Bilanțul radiațiilor - suma algebrică a fluxurilor de radiații într-un anumit volum sau pe o anumită suprafață. Vorbind despre bilanțul de radiații al atmosferei sau despre sistemul „Pământ - atmosferă”, cel mai adesea se referă la bilanțul de radiații al suprafeței pământului, care determină transferul de căldură la limita inferioară a atmosferei. Reprezintă diferența dintre radiația solară totală absorbită și radiația efectivă a suprafeței pământului.

Bilanțul radiațiilor este diferența dintre energia radiantă de intrare și de ieșire absorbită și emisă de suprafața Pământului.

Bilanțul radiațiilor este cel mai important factor climatic, deoarece distribuția temperaturii în sol și în straturile de aer adiacente acestuia depinde în mare măsură de valoarea acestuia. Depinde de el proprietăți fizice masele de aer care se deplasează pe Pământ, precum și intensitatea evaporării și a topirii zăpezii.

Distribuția valorilor anuale ale balanței radiațiilor pe suprafața globului nu este aceeași: la latitudini tropicale, aceste valori ajung până la 100 ... 120 kcal/(cm2-an), iar maximul ( până la 140 kcal/(cm2-an)) sunt observate în largul coastei de nord-vest a Australiei). În regiunile deșertice și aride, valorile balanței radiațiilor sunt mai mici în comparație cu zonele cu umiditate suficientă și excesivă la aceleași latitudini. Acest lucru este cauzat de o creștere a albedo-ului și de o creștere a radiației efective din cauza uscăciunii ridicate a aerului și a tulburării scăzute. În latitudinile temperate, valorile balanței radiațiilor scad rapid odată cu creșterea latitudinii datorită scăderii radiației totale.

În medie, pe parcursul anului, sumele bilanțului de radiații pentru întreaga suprafață a globului se dovedesc a fi pozitive, cu excepția zonelor cu acoperire permanentă de gheață (Antarctica, partea centrală a Groenlandei etc.).

Energia, măsurată prin valoarea balanței radiațiilor, este parțial cheltuită pentru evaporare, parțial transferată în aer și, în cele din urmă, o anumită cantitate de energie intră în sol și merge să-l încălzească. Astfel, intrarea-ieșirea totală de căldură pentru suprafața Pământului, numită balanța termică, poate fi reprezentată ca următoarea ecuație:

Aici B este balanța radiațiilor, M este fluxul de căldură dintre suprafața Pământului și atmosferă, V este consumul de căldură pentru evaporare (sau eliberarea de căldură în timpul condensului), T este schimbul de căldură între suprafața solului și straturile adânci.

Figura 16 - Impactul radiației solare asupra suprafeței Pământului

În medie, pe parcursul anului, solul degajă practic la fel de multă căldură aerului cât primește, prin urmare, în concluziile anuale, schimbul de căldură în sol este zero. Consumul de căldură pentru evaporare este distribuit pe suprafața globului foarte neuniform. Pe oceane, ele depind de cantitatea de energie solară care ajunge la suprafața oceanului, precum și de natura curenților oceanici. Curenții caldi cresc consumul de căldură pentru evaporare, în timp ce cei reci îl reduc. Pe continente, costul căldurii pentru evaporare este determinat nu numai de cantitatea de radiație solară, ci și de rezervele de umiditate conținute în sol. Cu o lipsă de umiditate, determinând o reducere a evaporării, costurile de căldură pentru evaporare sunt reduse. Prin urmare, în deșerturi și semi-deșerturi, acestea sunt semnificativ reduse.

Practic, singura sursă de energie pentru toată lumea procese fizice care se dezvoltă în atmosferă este radiația solară. caracteristica principală regimul de radiație al atmosferei așa-numitul. efect de seră: atmosfera absoarbe slab radiația solară cu unde scurte (cea mai mare parte ajunge la suprafața pământului), dar întârzie radiația cu unde lungi (toate infraroșii) Radiație termala suprafața pământului, ceea ce reduce semnificativ transferul de căldură al Pământului în spațiul cosmic și îi crește temperatura.

Radiația solară care intră în atmosferă este parțial absorbită în atmosferă, în principal de vapori de apă, dioxid de carbon, ozon și aerosoli, și este împrăștiată de particulele de aerosoli și de fluctuațiile densității atmosferei. Datorită împrăștierii energiei radiante a Soarelui în atmosferă, se observă nu numai radiația solară directă, ci și radiația împrăștiată, împreună ele constituie radiația totală. Ajungând la suprafața pământului, radiația totală este reflectată parțial de pe acesta. Cantitatea de radiație reflectată este determinată de reflectivitatea suprafeței subiacente, așa-numita. albedo. Datorită radiației absorbite, suprafața pământului se încălzește și devine o sursă a propriei radiații cu undă lungă îndreptată spre atmosferă. La rândul său, atmosfera emite și radiații cu undă lungă îndreptate către suprafața pământului (așa-numita contraradiație a atmosferei) și spațiul cosmic (așa-numita radiație de ieșire). Schimbul rațional de căldură între suprafața pământului și atmosferă este determinat de radiația efectivă - diferența dintre radiația proprie de suprafață a Pământului și contraradiația atmosferică absorbită de acesta. Diferența dintre radiația de unde scurte absorbită de suprafața pământului și radiația efectivă se numește bilanțul radiațiilor.

Transformările energiei radiației solare după absorbția acesteia pe suprafața pământului și în atmosferă constituie echilibrul termic al Pământului. Principala sursă de căldură pentru atmosferă este suprafața pământului, care absoarbe cea mai mare parte a radiației solare. Deoarece absorbția radiației solare în atmosferă este mai mică decât pierderea de căldură din atmosferă în spațiul lumii prin radiația cu undă lungă, consumul de căldură radiativă este compensat de afluxul de căldură în atmosferă de la suprafața pământului sub formă a transferului turbulent de căldură și a sosirii căldurii ca urmare a condensării vaporilor de apă în atmosferă. Deoarece cantitatea totală de condensare din întreaga atmosferă este egală cu cantitatea de precipitații, precum și cu cantitatea de evaporare de pe suprafața pământului, afluxul de căldură de condensare în atmosferă este numeric egal cu căldura cheltuită la evaporare pe suprafața pământului. suprafaţă.

Să luăm în considerare mai întâi condițiile termice ale suprafeței pământului și straturile superioare ale solului și corpurilor de apă. Acest lucru este necesar deoarece straturile inferioare ale atmosferei sunt încălzite și răcite mai ales prin schimbul de căldură radiativ și non-radiativ cu straturile superioare de sol și apă. Prin urmare, schimbările de temperatură în straturile inferioare ale atmosferei sunt determinate în primul rând de modificările temperaturii suprafeței pământului și urmează aceste schimbări.

Suprafața pământului, adică suprafața solului sau a apei (precum și vegetația, zăpada, stratul de gheață), în mod continuu și în diferite moduri primește și pierde căldură. Prin suprafața pământului, căldura este transferată în sus - în atmosferă și în jos - în sol sau apă.

În primul rând, radiația totală și contraradiația atmosferei intră pe suprafața pământului. Ele sunt absorbite într-o măsură mai mare sau mai mică de suprafață, adică. sunt folosite pentru a încălzi straturile superioare de sol și apă. În același timp, suprafața pământului radiază și, prin urmare, pierde căldură.

În al doilea rând, căldura vine la suprafața pământului de sus, din atmosferă, prin conducerea căldurii turbulente. În același mod, căldura scapă de pe suprafața pământului în atmosferă. Prin conducție, căldura părăsește, de asemenea, suprafața pământului în sol și apă, sau vine la suprafața pământului din adâncurile solului și apei.

În al treilea rând, suprafața pământului primește căldură atunci când vaporii de apă se condensează pe ea din aer sau își pierde căldură atunci când apa se evaporă din ea. În primul caz, iese în evidență căldură latentă, în a doua căldură intră în stare latentă.

Nu ne vom opri asupra proceselor mai puțin importante (de exemplu, consumul de căldură pentru topirea zăpezii de la suprafață sau propagarea căldurii în adâncurile solului împreună cu apa de precipitații).

Să considerăm suprafața pământului ca o suprafață geometrică idealizată fără grosime, a cărei capacitate termică, prin urmare, este egală cu zero. Atunci este clar că, în orice perioadă de timp, aceeași cantitate de căldură va urca și coborî de pe suprafața pământului pe care o primește de sus și de jos în același timp. Desigur, dacă luăm în considerare nu suprafața, ci un strat al suprafeței pământului, atunci este posibil să nu existe egalitate între fluxurile de căldură de intrare și de ieșire. În acest caz, excesul de fluxuri de căldură primite față de fluxurile de ieșire, în conformitate cu legea conservării energiei, va fi folosit pentru a încălzi acest strat, iar în cazul opus, pentru a-l răci.

Deci, suma algebrică a tuturor intrărilor și ieșirilor de căldură de pe suprafața pământului trebuie să fie egală cu zero - aceasta este ecuația echilibru termic suprafața pământului. Pentru a scrie ecuația balanței termice, combinăm radiația absorbită și radiația efectivă în balanța radiațiilor:

B = (S păcat h + D)(1 – A) – E s .

Sosirea căldurii din aer sau eliberarea acesteia în aer prin conducție termică se notează prin literă R. Același venit sau consum prin schimbul de căldură cu straturile mai adânci de sol sau apă va fi notat cu G. Se va nota pierderea de căldură în timpul evaporării sau sosirea acesteia în timpul condensului pe suprafața pământului. LE, Unde L – căldura specifică evaporare şi E este masa de apă evaporată sau condensată. Să ne amintim încă o componentă - energia cheltuită pe procesele fotosintetice - PAR, totuși, este foarte mică în comparație cu celelalte, prin urmare, în majoritatea cazurilor, nu este indicată în ecuație. Apoi, ecuația pentru echilibrul termic al suprafeței pământului ia forma

LA+ R+ G + LE + Q PAR = 0 sau LA+ R+ G + LE = 0

De asemenea, se poate observa că sensul ecuației este că echilibrul radiativ de pe suprafața pământului este echilibrat prin transferul de căldură neradiativ.

Ecuația bilanţului termic este valabilă pentru orice moment, inclusiv pentru o perioadă multianuală.

Faptul că balanța termică a suprafeței pământului este zero nu înseamnă că temperatura suprafeței nu se modifică. Dacă transferul de căldură este îndreptat în jos, atunci căldura care iese la suprafață de sus și o lasă adânc în ea rămâne în mare măsură în stratul superior de sol sau apă - în așa-numitul strat activ. Temperatura acestui strat, în consecință, crește și temperatura suprafeței pământului. Când căldura este transferată prin suprafața pământului de jos în sus, în atmosferă, căldura scapă, în primul rând, din stratul activ, în urma căruia temperatura de suprafață scade.

De la o zi la alta si de la an la an temperatura medie stratul activ și suprafața pământului în orice loc se schimbă puțin. Aceasta înseamnă că ziua, la fel de multă căldură intră în adâncurile solului sau apă în timpul zilei, cât o părăsește noaptea. Deoarece în timpul zilei de vară scade mai multă căldură decât vine de jos, straturile de sol și apă și suprafața lor se încălzesc zi de zi. Iarna are loc procesul invers. Modificările sezoniere ale aportului și producției de căldură în sol și apă sunt aproape echilibrate pe parcursul anului, iar temperatura medie anuală a suprafeței pământului și a stratului activ variază puțin de la an la an.

Există diferențe drastice în ceea ce privește încălzirea și caracteristicile termice straturi de suprafață solul și straturile superioare ale bazinelor de apă. În sol, căldura se propagă pe verticală prin conducere moleculară a căldurii, iar în apa ușor în mișcare, de asemenea, prin amestecarea turbulentă a straturilor de apă, ceea ce este mult mai eficient. Turbulența în corpurile de apă se datorează în primul rând valurilor și curenților. Noaptea și în sezonul rece, convecția termică se alătură acestui tip de turbulență: apa răcită la suprafață se scufundă din cauza densității crescute și este înlocuită cu apă mai caldă din straturile inferioare. În oceane și mări, evaporarea joacă, de asemenea, un rol în amestecarea straturilor și în transferul de căldură asociat cu aceasta. Cu o evaporare semnificativă de la suprafața mării, stratul superior de apă devine mai salin și, prin urmare, mai dens, în urma căruia apa se scufundă de la suprafață în adâncuri. În plus, radiațiile pătrund mai adânc în apă decât în ​​sol. În cele din urmă, capacitatea de căldură a apei este mai mare decât cea a solului și aceeași cantitate de căldură încălzește o masă de apă la o temperatură mai scăzută decât aceeași masă de sol.

Ca urmare, fluctuațiile zilnice de temperatură în apă se extind până la o adâncime de aproximativ zeci de metri, iar în sol - mai puțin de un metru. Fluctuațiile anuale ale temperaturii în apă se extind până la o adâncime de sute de metri, iar în sol - doar 10-20 m.

Așadar, căldura care iese la suprafața apei în timpul zilei și verii pătrunde la o adâncime considerabilă și încălzește o grosime mare a apei. Temperatura stratului superior și suprafața apei în sine crește puțin în același timp. În sol, căldura primită este distribuită într-un strat superior subțire, care este foarte fierbinte. Membru Gîn ecuația de echilibru termic pentru apă este mult mai mare decât pentru sol și Pîn mod corespunzător mai puțin.

Noaptea și iarna, apa pierde căldură din stratul de suprafață, dar în locul ei vine căldura acumulată din straturile subiacente. Prin urmare, temperatura de la suprafața apei scade lent. La suprafața solului, temperatura scade rapid în timpul transferului de căldură: căldura acumulată în stratul subțire superior îl părăsește rapid și pleacă fără a fi completat de jos.

Ca urmare, în timpul zilei și al verii, temperatura de la suprafața solului este mai mare decât temperatura de la suprafața apei; mai scăzut noaptea și iarna. Aceasta înseamnă că fluctuațiile zilnice și anuale de temperatură pe suprafața solului sunt mai mari și mult mai mari decât pe suprafața apei.

Datorită acestor diferențe de distribuție a căldurii, bazinul de apă acumulează o cantitate mare de căldură într-un strat suficient de gros de apă în timpul sezonului cald, care este eliberată în atmosferă în timpul sezonului rece. Solul în timpul sezonului cald degajă noaptea cea mai mare parte a căldurii pe care o primește în timpul zilei și acumulează puțin din ea până iarna. Ca urmare, temperatura aerului deasupra mării este mai scăzută vara și mai ridicată iarna decât pe uscat.

Să luăm în considerare, alături de atmosferă, regimul termic al stratului activ al Pământului. Stratul activ este un astfel de strat de sol sau apă, a cărui temperatură suferă fluctuații zilnice și anuale. Observațiile arată că pe uscat, fluctuațiile zilnice se propagă la o adâncime de 1 - 2 m, fluctuațiile anuale - la un strat de câteva zeci de metri. În mări și oceane, grosimea stratului activ este de zece ori mai mare decât pe uscat. Legătura dintre regimurile termice ale atmosferei și stratul activ al Pământului se realizează folosind așa-numita ecuație de echilibru termic a suprafeței pământului. Această ecuație a fost folosită pentru prima dată în 1941 pentru a construi teoria variației zilnice a temperaturii aerului de către A.A. Dorodnitsyn. În anii următori, ecuația de echilibru termic a fost utilizată pe scară largă de mulți cercetători pentru a studia diferite proprietăți ale stratului de suprafață al atmosferei, până la evaluarea modificărilor care se vor produce sub influența influențelor active, de exemplu, asupra stratului de gheață al atmosferei. Arctic. Să ne oprim asupra derivării ecuației pentru bilanţul termic al suprafeţei pământului. Radiația solară care a ajuns la suprafața pământului este absorbită pe uscat într-un strat subțire, a cărui grosime va fi notată cu (Fig. 1). Pe lângă fluxul de radiație solară, suprafața pământului primește căldură sub forma unui flux de radiație infraroșie din atmosferă, pierde căldură prin propria radiație.

Orez. unu.

În sol, fiecare dintre aceste fluxuri suferă o schimbare. Dacă într-un strat elementar cu o grosime (- adâncimea numărată de la suprafață în adâncimea solului) fluxul Ф s-a modificat cu dФ, atunci putem scrie

unde a este coeficientul de absorbție, este densitatea solului. Integrând ultima relație în intervalul de la până, obținem

unde este adâncimea la care debitul scade cu un factor de e comparativ cu debitul Ф(0) la. Împreună cu radiația, transferul de căldură se realizează prin schimbul turbulent al suprafeței solului cu atmosfera și schimbul molecular cu straturile de sol subiacente. Sub influența schimbului turbulent, solul pierde sau primește o cantitate de căldură egală cu

În plus, apa se evaporă de la suprafața solului (sau vaporii de apă se condensează), ceea ce consumă cantitatea de căldură

Fluxul molecular prin limita inferioară a stratului este scris ca

unde este coeficientul de conductivitate termică a solului, este al acestuia căldura specifică, - coeficientul de difuzivitate termică moleculară.

Sub influența afluxului de căldură, temperatura solului se modifică, iar la temperaturi apropiate de 0, gheața se topește (sau apa îngheață). Pe baza legii conservării energiei într-o coloană verticală de sol, putem nota grosimea.

În ecuația (19), primul termen din partea stângă este cantitatea de căldură cheltuită pentru modificarea conținutului de căldură cm 3 al solului pe unitatea de timp, a doua cantitate de căldură folosită pentru a topi gheața (). În partea dreaptă, toate fluxurile de căldură care intră în stratul de sol prin limitele superioare și inferioare sunt luate cu semnul „+”, iar cele care părăsesc stratul sunt luate cu semnul „-”. Ecuația (19) este ecuația de echilibru termic pentru grosimea stratului de sol. În așa vedere generala această ecuație nu este altceva decât ecuația câștigului de căldură scrisă pentru un strat de grosime finită. Nu este posibil să se extragă din acesta nicio informație suplimentară (față de ecuația de aflux de căldură) privind regimul termic al aerului și al solului. Cu toate acestea, este posibil să se indice mai multe cazuri speciale ale ecuației de echilibru termic, când poate fi utilizată independent de ecuatii diferentiale condiție de frontieră. În acest caz, ecuația de echilibru termic face posibilă determinarea temperaturii necunoscute a suprafeței pământului. Următoarele sunt astfel de cazuri speciale. Pe un teren care nu este acoperit cu zăpadă sau gheață, valoarea, așa cum sa indicat deja, este destul de mică. În același timp, raportul față de fiecare dintre cantitățile care sunt de ordinul intervalului molecular este destul de mare. Ca urmare, ecuația pentru teren în absența proceselor de topire a gheții poate fi scrisă cu un grad suficient de acuratețe sub forma:

Suma primilor trei termeni din ecuația (20) nu este altceva decât balanța de radiații R a suprafeței terestre. Astfel, ecuația pentru echilibrul termic al suprafeței terestre ia forma:

Ecuația bilanțului termic în forma (21) este utilizată ca condiție limită în studiul regimului termic al atmosferei și solului.

Pentru a evalua corect gradul de încălzire și răcire a diferitelor suprafețe de pământ, calculați evaporarea pentru , determinați modificările conținutului de umiditate din sol, dezvoltați metode de predicție a înghețului și, de asemenea, evaluați impactul lucrărilor de recuperare asupra condițiilor climatice ale solului. stratul de aer de suprafață, sunt necesare date despre balanța termică a suprafeței pământului.

Suprafața pământului primește și pierde în mod continuu căldură ca urmare a expunerii la o varietate de fluxuri de radiații cu unde scurte și unde lungi. Absorbind într-o măsură mai mare sau mai mică radiația totală și contraradiația, suprafața pământului se încălzește și emite radiații cu undă lungă, ceea ce înseamnă că pierde căldură. Valoarea care caracterizează pierderea de căldură a pământului
suprafața este radiația efectivă. Este egală cu diferența dintre radiația proprie a suprafeței pământului și contraradiația atmosferei. Deoarece contraradiația atmosferei este întotdeauna ceva mai mică decât cea a pământului, această diferență este pozitivă. În timpul zilei, radiația efectivă este blocată de radiația de unde scurte absorbită. Noaptea, în absența radiației solare cu unde scurte, radiația eficientă scade temperatura suprafeței pământului. Pe vreme înnorată, datorită creșterii contraradiației atmosferei, radiația efectivă este mult mai mică decât în ​​vreme senină. Răcirea mai mică și nocturnă a suprafeței pământului. La latitudinile mijlocii, suprafața pământului pierde prin radiația efectivă aproximativ jumătate din cantitatea de căldură pe care o primesc din radiația absorbită.

Sosirea și consumul de energie radiantă este estimată prin valoarea bilanțului de radiații al suprafeței pământului. Este egal cu diferența dintre radiația absorbită și cea eficientă, starea termică a suprafeței pământului depinde de aceasta - încălzirea sau răcirea acesteia. În timpul zilei, este pozitiv aproape tot timpul, adică aportul de căldură depășește consumul. Noaptea, balanța radiațiilor este negativă și egală cu radiația efectivă. Valorile anuale ale bilanțului de radiații ale suprafeței pământului, cu excepția celor mai înalte latitudini, sunt peste tot pozitive. Această căldură în exces este cheltuită pentru încălzirea atmosferei prin conducerea căldurii turbulente, prin evaporare și pe schimbul de căldură cu straturi mai adânci de sol sau apă.

Dacă luăm în considerare condițiile de temperatură pentru o perioadă lungă (un an sau mai bine un număr de ani), atunci suprafața pământului, atmosfera separat și sistemul „Pământ-atmosfera” se află într-o stare de echilibru termic. Temperatura medie a acestora variază puțin de la an la an. În conformitate cu legea conservării energiei, putem presupune că suma algebrică a fluxurilor de căldură care vin la suprafața pământului și ies din aceasta este egală cu zero. Aceasta este ecuația pentru echilibrul termic al suprafeței pământului. Semnificația sa este că echilibrul de radiații al suprafeței pământului este echilibrat prin transferul de căldură neradiativ. Ecuația de echilibru termic, de regulă, nu ia în considerare (datorită micimii lor) fluxuri precum căldura transportată de precipitații, consumul de energie pentru fotosinteză, câștigul de căldură din oxidarea biomasei, precum și consumul de căldură pentru topirea gheții sau zăpezii. , câștig de căldură din apa înghețată.

Echilibrul termic al sistemului „Pământ-atmosfera” pentru o perioadă lungă este, de asemenea, egal cu zero, adică Pământul ca planetă este în echilibru termic: radiația solară care ajunge la limita superioară a atmosferei este echilibrată de radiația care pleacă. atmosfera de la limita superioară a atmosferei.

Dacă luăm aerul care vine la limita superioară ca 100%, atunci 32% din această cantitate este disipată în atmosferă. Dintre aceștia, 6% se întorc în spațiul mondial. În consecință, 26% iese la suprafața pământului sub formă de radiații împrăștiate; 18% din radiații sunt absorbite de ozon, aerosoli și sunt folosite pentru încălzirea atmosferei; 5% este absorbit de nori; 21% din radiații scapă în spațiu ca urmare a reflexiei de la nori. Astfel, radiația care vine la suprafața pământului este de 50%, din care radiația directă reprezintă 24%; 47% este absorbit de suprafața pământului, iar 3% din radiația primită este reflectată înapoi în spațiu. Ca urmare, 30% din radiația solară scapă de la limita superioară a atmosferei în spațiul cosmic. Această valoare se numește albedo planetar al Pământului. Pentru sistemul Pământ-atmosferă, 30% din radiația solară reflectată și împrăștiată, 5% din radiația terestră și 65% din radiația atmosferică, adică doar 100%, se întorc în spațiu prin limita superioară a atmosferei.

Să luăm în considerare mai întâi condițiile termice ale suprafeței pământului și straturile superioare ale solului și corpurilor de apă. Acest lucru este necesar deoarece straturile inferioare ale atmosferei sunt încălzite și răcite mai ales prin schimbul de căldură radiativ și non-radiativ cu straturile superioare de sol și apă. Prin urmare, schimbările de temperatură în straturile inferioare ale atmosferei sunt determinate în primul rând de modificările temperaturii suprafeței pământului și urmează aceste schimbări.

Suprafața pământului, adică suprafața solului sau a apei (precum și vegetația, zăpada, stratul de gheață), primește și pierde în mod continuu căldură în diferite moduri. Prin suprafața pământului, căldura este transferată în sus - în atmosferă și în jos - în sol sau apă.

În primul rând, radiația totală și contraradiația atmosferei intră pe suprafața pământului. Ele sunt absorbite într-o măsură mai mare sau mai mică de suprafață, adică merg să încălzească straturile superioare de sol și apă. În același timp, suprafața pământului radiază și pierde căldură în acest proces.

În al doilea rând, căldura vine la suprafața pământului de sus, din atmosferă, prin conducție. În același mod, căldura scapă de pe suprafața pământului în atmosferă. Prin conducție, căldura părăsește, de asemenea, suprafața pământului în sol și apă, sau vine la suprafața pământului din adâncurile solului și apei.

În al treilea rând, suprafața pământului primește căldură atunci când vaporii de apă se condensează pe ea din aer sau, dimpotrivă, pierde căldură atunci când apa se evaporă din ea. În primul caz, căldura latentă este eliberată, în al doilea caz, căldura trece într-o stare latentă.

În orice perioadă de timp, aceeași cantitate de căldură urcă și coboară de pe suprafața pământului pe care o primește de sus și de jos în acest timp. Dacă ar fi altfel, legea conservării energiei nu ar fi îndeplinită: ar fi necesar să presupunem că energia apare sau dispare pe suprafața pământului. Cu toate acestea, este posibil ca, de exemplu, să crească mai multă căldură decât a venit de sus; în acest caz, transferul de căldură în exces ar trebui acoperit de sosirea căldurii la suprafață din adâncurile solului sau apei.

Deci, suma algebrică a tuturor veniturilor și cheltuielilor de căldură de pe suprafața pământului ar trebui să fie egală cu zero. Aceasta este exprimată prin ecuația bilanţului termic al suprafeţei pământului.

Pentru a scrie această ecuație, în primul rând, combinăm radiația absorbită și radiația efectivă într-un echilibru de radiații.

Sosirea căldurii din aer sau revenirea acesteia în aer prin conducție termică va fi notată cu P. Același venit sau consum prin schimb de căldură cu straturi mai adânci de sol sau apă se va numi A. Pierderea de căldură în timpul evaporării sau a acesteia. sosirea în timpul condensării pe suprafața pământului va fi notată cu LE, unde L este specificul căldurii de evaporare și E este masa apei evaporate sau condensate.

Se mai poate spune că sensul ecuației este că echilibrul radiativ de pe suprafața pământului este echilibrat prin transfer de căldură neradiativ (Fig. 5.1).

Ecuația (1) este valabilă pentru orice perioadă de timp, inclusiv pentru mulți ani.

Faptul că balanța termică a suprafeței pământului este zero nu înseamnă că temperatura suprafeței nu se modifică. Când transferul de căldură este direcționat în jos, căldura care iese la suprafață de sus și o lasă adânc în ea rămâne în mare măsură în stratul superior de sol sau apă (în așa-numitul strat activ). Temperatura acestui strat și, prin urmare, temperatura suprafeței pământului crește, de asemenea. Dimpotrivă, atunci când căldura este transferată prin suprafața pământului de jos în sus, în atmosferă, căldura scapă în primul rând din stratul activ, în urma căruia temperatura de suprafață scade.

De la o zi la alta și de la an la an, temperatura medie a stratului activ și a suprafeței pământului în orice loc variază puțin. Aceasta înseamnă că în timpul zilei, aproape la fel de multă căldură intră în adâncurile solului sau a apei în timpul zilei, cât o părăsește noaptea. Dar totuși, în zilele de vară, căldura scade puțin mai mult decât vine de jos. Prin urmare, straturile de sol și apă, și deci suprafața lor, sunt încălzite zi de zi. Iarna are loc procesul invers. Aceste schimbări sezoniere ale aportului de căldură - consumul de căldură în sol și apă aproape se echilibrează pe parcursul anului, iar temperatura medie anuală a suprafeței pământului și a stratului activ variază puțin de la an la an.

Bilanțul termic al Pământului- raportul dintre veniturile și consumul de energie (radiantă și termică) pe suprafața pământului, în atmosferă și în sistemul Pământ-atmosfera. Principala sursă de energie pentru covârșitoarea majoritate a proceselor fizice, chimice și biologice din atmosferă, hidrosferă și din straturile superioare ale litosferei este radiația solară, astfel încât distribuția și raportul componentelor bilanţului termic caracterizează transformările acestuia în acestea. scoici.

Bilanțul termic este o formulare particulară a legii conservării energiei și este compilat pentru o secțiune a suprafeței Pământului (bilanțul termic al suprafeței pământului); pentru o coloană verticală care trece prin atmosferă (bilanțul termic al atmosferei); pentru aceeași coloană care trece prin atmosferă și straturile superioare ale litosferei sau hidrosferei (bilanțul termic al sistemului Pământ-atmosfera).

Ecuația pentru echilibrul termic al suprafeței pământului:

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

reprezintă suma algebrică a fluxurilor de energie dintre un element al suprafeței pământului și spațiul înconjurător. In aceasta formula:

R - balanța radiațiilor, diferența dintre radiația solară cu undă scurtă absorbită și radiația eficientă cu undă lungă de la suprafața pământului.

P este fluxul de căldură care are loc între suprafața subiacentă și atmosferă;

F0 - se observă fluxul de căldură între suprafața pământului și straturile mai profunde ale litosferei sau hidrosferei;

LE - consumul de căldură pentru evaporare, care este definit ca produsul dintre masa de apă evaporată E și balanța termică a căldurii de evaporare L

Aceste fluxuri includ Bilanțul de radiații (sau radiația reziduală) R - diferența dintre radiația solară cu undă scurtă absorbită și radiația eficientă cu undă lungă de la suprafața pământului. Valoarea pozitivă sau negativă a balanței radiațiilor este compensată de mai multe fluxuri de căldură. Deoarece temperatura suprafeței pământului nu este de obicei egală cu temperatura aerului, între suprafața subiacentă și atmosferă apare un flux de căldură P. Un flux de căldură similar F0 se observă între suprafața pământului și straturile mai profunde ale litosferei sau hidrosferei. În acest caz, fluxul de căldură în sol este determinat de conductivitatea termică moleculară, în timp ce în corpurile de apă, transferul de căldură, de regulă, are un caracter turbulent într-o măsură mai mare sau mai mică. Fluxul de căldură F0 între suprafața rezervorului și straturile sale mai adânci este numeric este egală cu schimbarea conținutul de căldură al rezervorului pentru un interval de timp dat și transferul de căldură de către curenții din rezervor. În bilanţul termic al suprafeţei pământului, consumul de căldură pentru evaporarea LE are de obicei o importanţă semnificativă, care este definit ca produsul dintre masa de apă evaporată E şi căldura de evaporare L. Valoarea LE depinde de umezirea suprafața pământului, temperatura acestuia, umiditatea aerului și intensitatea transferului de căldură turbulent în stratul de aer de suprafață, care determină viteza de transfer a vaporilor de apă de la suprafața pământului în atmosferă.

Ecuația bilanţului termic al atmosferei are forma:

Ra + Lr + P + Fa = ΔW, (16)

unde ΔW este modificarea conținutului de căldură în interiorul peretelui vertical al coloanei atmosferice.

Bilanțul termic al atmosferei este compus din balanța sa de radiații Ra; aportul sau ieșirea de căldură Lr în timpul transformărilor de fază ale apei din atmosferă (r este suma precipitațiilor); sosirea sau consumul de căldură P, datorită schimbului de căldură turbulent al atmosferei cu suprafața terestră; câștig sau pierdere de căldură Fa cauzată de schimbul de căldură prin pereții verticali ai coloanei, care este asociat cu mișcări atmosferice ordonate și macroturbulențe. În plus, ecuația pentru echilibrul termic al atmosferei include termenul ΔW, egal cu modificări ale conținutului de căldură din interiorul coloanei.

Ecuația bilanţului termic pentru sistemul Pământ-atmosferă corespunde sumei algebrice a termenilor ecuaţiilor pentru bilanţul termic al suprafeţei pământului şi atmosferei. Componentele bilanţului termic al suprafeţei şi atmosferei terestre pentru diverse regiuni ale globului sunt determinate prin observaţii meteorologice (la staţii actinometrice, la staţii speciale de bilanţ termic, pe sateliţii meteorologici ai Pământului) sau prin calcule climatologice.

Valorile medii latitudinale ale componentelor bilanţului termic al suprafeţei Pământului pentru oceane, pământ şi Pământ şi bilanţul termic al atmosferei sunt date în tabele, unde se iau în considerare valorile termenilor bilanţului termic. pozitive dacă corespund sosirii căldurii. Deoarece aceste tabele se referă la condiții medii anuale, ele nu includ termeni care caracterizează modificările conținutului de căldură al atmosferei și straturilor superioare ale litosferei, deoarece pentru aceste condiții sunt aproape de zero.

Pentru Pământ ca planetă, împreună cu atmosferă, diagrama echilibrului termic este prezentată în Fig. O suprafață unitară a graniței exterioare a atmosferei primește un flux de radiație solară egal cu o medie de aproximativ 250 kcal/cm2 pe an, din care aproximativ 1/3 se reflectă în spațiul mondial și 167 kcal/cm2 pe an. este absorbit de Pământ

Schimb de caldura proces spontan ireversibil de transfer de căldură în spațiu, datorită unui câmp de temperatură neuniform. În cazul general, transferul de căldură poate fi cauzat și de neomogenitatea câmpurilor altor mărimi fizice, de exemplu, diferența de concentrații (efect termic de difuzie). Există trei tipuri de transfer de căldură: conductivitate termică, convecție și transfer de căldură radiantă (în practică, transferul de căldură este de obicei efectuat de toate cele 3 tipuri simultan). Transferul de căldură determină sau însoțește multe procese din natură (de exemplu, evoluția stelelor și planetelor, procesele meteorologice de pe suprafața Pământului etc.). în tehnologie și în viața de zi cu zi. În multe cazuri, de exemplu, atunci când se studiază procesele de uscare, răcire evaporativă, difuzie, transferul de căldură este luat în considerare împreună cu transferul de masă. Transferul de căldură între doi lichide de răcire printr-un perete solid care îi separă sau prin interfața dintre ei se numește transfer de căldură.

Conductivitate termică unul dintre tipurile de transfer de căldură (energia mișcării termice a microparticulelor) de la părțile mai încălzite ale corpului către cele mai puțin încălzite, ceea ce duce la egalizarea temperaturii. Cu conductivitatea termică, transferul de energie în organism se realizează ca urmare a transferului direct de energie de la particulele (molecule, atomi, electroni) care au mai multă energie către particulele cu mai puțină energie. Dacă modificarea relativă a temperaturii conductivității termice la o distanță de calea liberă medie a particulelor l este mică, atunci legea de bază a conductibilității termice (legea Fourier) este îndeplinită: densitatea fluxului de căldură q este proporțională cu gradientul de temperatură grad T , adică (17)

unde λ este conductivitatea termică, sau pur și simplu conductivitatea termică, nu depinde de gradul T [λ depinde de starea de agregare substanța (vezi tabel), structura sa atomică și moleculară, temperatura și presiunea, compoziția (în cazul unui amestec sau soluție).

Semnul minus din partea dreaptă a ecuației indică faptul că direcția fluxului de căldură și gradientul de temperatură sunt reciproc opuse.

Raportul dintre valoarea Q și aria secțiunii transversale F se numește flux de căldură specific sau sarcină termică și este notat cu litera q.

(18)

Valorile coeficientului de conductivitate termică λ pentru unele gaze, lichide și solide la presiune atmosferică 760 mmHg este selectat din tabele.

Transfer de căldură. Transferul de căldură între doi lichide de răcire printr-un perete solid care îi separă sau prin interfața dintre ei. Transferul de căldură include transferul de căldură de la un fluid mai fierbinte la perete, conductivitatea termică în perete, transferul de căldură de la perete la un mediu în mișcare mai rece. Intensitatea transferului de căldură în timpul transferului de căldură este caracterizată printr-un coeficient de transfer de căldură k, numeric egal cu cantitatea de căldură care este transferată printr-o unitate de suprafață a peretelui pe unitatea de timp la o diferență de temperatură între lichide de 1 K; dimensiunea k - W/(m2․K) [kcal/m2․°С)]. Valoarea R, inversul coeficientului de transfer de căldură, se numește transferul de căldură total al rezistenței termice. De exemplu, R al unui perete cu un singur strat

,

unde α1 și α2 sunt coeficienții de transfer de căldură de la lichidul fierbinte la suprafața peretelui și de la suprafața peretelui la lichidul rece; δ - grosimea peretelui; λ este coeficientul de conductivitate termică. În majoritatea cazurilor întâlnite în practică, coeficientul de transfer de căldură este determinat empiric. În acest caz, rezultatele obținute sunt prelucrate prin metodele teoriei similarității

Transfer de căldură radiantă - transferul radiativ de căldură, se realizează ca urmare a proceselor de transformare energie interna materia în energie de radiație, transferul energiei radiației și absorbția acesteia de către materie. Cursul proceselor de transfer de căldură radiantă este determinat de aranjament reciprocîn spațiul corpurilor care fac schimb de căldură, proprietățile mediului care separă aceste corpuri. Diferența esențială dintre transferul de căldură radiantă și alte tipuri de transfer de căldură (conducție termică, transfer de căldură convectiv) este că acesta poate apărea și în absența unui mediu material care separă suprafețele de transfer de căldură, deoarece se realizează ca urmare a propagarea radiațiilor electromagnetice.

Energia radiantă incidentă în procesul de transfer radiant de căldură pe suprafața unui corp opac și caracterizată prin valoarea fluxului de radiație incident Qinc este parțial absorbită de corp și parțial reflectată de suprafața acestuia (vezi Fig.).

Fluxul de radiație absorbită Qabs este determinat de relația:

Qabs \u003d Un Qpad, (20)

unde A este capacitatea de absorbție a corpului. Datorită faptului că pentru un corp opac

Qfall \u003d Qab + Qotr, (21)

unde Qotr este fluxul de radiație reflectat de suprafața corpului, această ultimă valoare este egală cu:

Qotr \u003d (1 - A) Qpad, (22)

unde 1 - A \u003d R este reflectivitatea corpului. Dacă absorbția unui corp este egală cu 1 și, prin urmare, reflectivitatea sa este egală cu 0, adică corpul absoarbe toată energia incidentă asupra lui, atunci se numește corp complet negru.Orice corp a cărui temperatură este diferită de zero absolut, emite energie datorită încălzirii corpului. Această radiație se numește radiația proprie a corpului și se caracterizează prin fluxul propriei radiații Qe. Autoradierea, legată de suprafața unitară a corpului, se numește densitatea de flux a propriei radiații sau emisivitatea corpului. Acesta din urmă, în conformitate cu legea Stefan-Boltzmann a radiației, este proporțional cu temperatura corpului cu puterea a patra. Raportul dintre emisivitatea unui corp și emisivitatea unui corp complet negru la aceeași temperatură se numește grad de întuneric. Pentru toate corpurile, gradul de întuneric este mai mic decât 1. Dacă pentru un corp nu depinde de lungimea de undă a radiației, atunci un astfel de corp se numește gri. Natura distribuției energiei de radiație a unui corp gri pe lungimi de undă este aceeași cu cea a unui corp absolut negru, adică este descrisă de legea radiației lui Planck. Gradul de întuneric al unui corp gri este egal cu capacitatea sa de absorbție.

Suprafața oricărui corp care intră în sistem emite fluxuri de radiație reflectată Qotr și propria sa radiație Qcob; cantitatea totală de energie care părăsește suprafața corpului se numește flux de radiație efectiv Qeff și este determinată de relația:

Qeff \u003d Qotr + Qcob. (23)

O parte din energia absorbită de corp se întoarce în sistem sub forma propriei radiații, astfel încât rezultatul transferului de căldură radiantă poate fi reprezentat ca diferența dintre fluxurile propriei radiații și cele absorbite. Valoare

Qpez \u003d Qcob - Qabs (24)

se numește flux de radiație rezultat și arată câtă energie primește sau pierde corpul pe unitatea de timp ca urmare a transferului de căldură radiantă. Fluxul de radiație rezultat poate fi, de asemenea, exprimat ca

Qpez \u003d Qeff - Qpad, (25)

adică ca diferență între consumul total și sosirea totală a energiei radiante la suprafața corpului. Prin urmare, având în vedere că

Qpad = (Qcob - Qpez) / A, (26)

obținem o expresie care este utilizată pe scară largă în calculele transferului de căldură radiantă:

Sarcina calculării transferului de căldură radiantă este, de regulă, de a găsi fluxurile de radiație rezultate pe toate suprafețele incluse în acest sistem, dacă se cunosc temperaturile și caracteristicile optice ale tuturor acestor suprafețe. Pentru a rezolva această problemă, pe lângă ultima relație, este necesar să se afle relația dintre fluxul Qinc pe o suprafață dată și fluxurile Qeff pe toate suprafețele incluse în sistemul de schimb de căldură radiant. Pentru a găsi această relație, se utilizează conceptul de coeficient unghiular mediu de radiație, care arată în ce proporție se încadrează radiația emisferică (adică emisă în toate direcțiile din emisfera) a unei anumite suprafețe incluse în sistemul de schimb de căldură radiant. această suprafață. Astfel, debitul Qcade pe orice suprafață inclusă în sistemul de schimb de căldură radiant este definit ca suma produselor Qeff ale tuturor suprafețelor (inclusiv a celei date, dacă este concavă) și a corespunzătoare factori de pantă radiatii.

Transferul de căldură radiantă joacă un rol semnificativ în procesele de transfer de căldură care au loc la temperaturi de aproximativ 1000 °C și peste. Este larg răspândită în diverse zone tehnologie: în metalurgie, ingineria energiei termice, energie nucleara, tehnologie rachetă, tehnologie chimică, tehnologie de uscare, tehnologie solară.