Bilanci i rrezatimitështë ndryshimi midis hyrjes dhe daljes së energjisë rrezatuese të përthithur dhe emetuar nga sipërfaqja e Tokës.

Bilanci i rrezatimit - shuma algjebrike e flukseve të rrezatimit në një vëllim të caktuar ose në një sipërfaqe të caktuar. Duke folur për ekuilibrin e rrezatimit të atmosferës ose sistemin "Toka-atmosferë", më së shpeshti nënkuptojnë ekuilibrin e rrezatimit të sipërfaqes së tokës, i cili përcakton transferimin e nxehtësisë në kufirin e poshtëm të atmosferës. Ai përfaqëson ndryshimin midis rrezatimit total diellor të absorbuar dhe rrezatimit efektiv të sipërfaqes së tokës.

Bilanci i rrezatimit është diferenca midis energjisë rrezatuese hyrëse dhe dalëse të përthithur dhe emetuar nga sipërfaqja e Tokës.

Bilanci i rrezatimit është faktori më i rëndësishëm klimatik, pasi shpërndarja e temperaturës në tokë dhe shtresat e ajrit ngjitur me të varet kryesisht nga vlera e tij. Varuni prej tij vetitë fizike masat e ajrit që lëvizin nëpër Tokë, si dhe intensiteti i avullimit dhe shkrirjes së borës.

Shpërndarja e vlerave vjetore të bilancit të rrezatimit në sipërfaqen e globit nuk është e njëjtë: në gjerësi tropikale, këto vlera arrijnë në 100 ... 120 kcal / (cm2-vit), dhe maksimumi (deri në 140 kcal / (cm2-vit)) janë vërejtur në brigjet veriperëndimore të Australisë). Në rajonet e shkretëtirës dhe të thata, vlerat e bilancit të rrezatimit janë më të ulëta në krahasim me zonat me lagështi të mjaftueshme dhe të tepruar në të njëjtat gjerësi gjeografike. Kjo shkaktohet nga një rritje e albedos dhe një rritje e rrezatimit efektiv për shkak të thatësisë së lartë të ajrit dhe mjegullës së ulët. Në gjerësi të moderuara, vlerat e bilancit të rrezatimit zvogëlohen me shpejtësi me rritjen e gjerësisë gjeografike për shkak të një rënie të rrezatimit total.

Mesatarisht, gjatë vitit, shumat e bilancit të rrezatimit për të gjithë sipërfaqen e globit rezultojnë pozitive, me përjashtim të zonave me një mbulesë të përhershme akulli (Antarktida, pjesa qendrore e Grenlandës, etj.).

Energjia, e matur me vlerën e bilancit të rrezatimit, shpenzohet pjesërisht në avullim, pjesërisht transferohet në ajër dhe, së fundi, një sasi e caktuar energjie shkon në tokë dhe shkon për ta ngrohur atë. Kështu, totali i hyrje-daljes së nxehtësisë për sipërfaqen e Tokës, i quajtur bilanci i nxehtësisë, mund të përfaqësohet si ekuacioni i mëposhtëm:

Këtu B është bilanci i rrezatimit, M është fluksi i nxehtësisë midis sipërfaqes së Tokës dhe atmosferës, V është konsumi i nxehtësisë për avullim (ose çlirimi i nxehtësisë gjatë kondensimit), T është shkëmbimi i nxehtësisë midis sipërfaqes së tokës dhe shtresave të thella.

Figura 16 - Ndikimi i rrezatimit diellor në sipërfaqen e Tokës

Mesatarisht, gjatë vitit, toka praktikisht i jep ajrit aq nxehtësi sa merr, prandaj, në përfundimet vjetore, qarkullimi i nxehtësisë në tokë është zero. Konsumi i nxehtësisë për avullim shpërndahet në sipërfaqen e globit në mënyrë shumë të pabarabartë. Nga oqeanet, ato varen nga sasia e energjisë diellore që arrin në sipërfaqen e oqeanit, si dhe nga natyra e rrymave oqeanike. Rrymat e ngrohta rrisin konsumin e nxehtësisë për avullim, ndërsa ato të ftohta e zvogëlojnë atë. Në kontinente, kostoja e nxehtësisë për avullim përcaktohet jo vetëm nga sasia e rrezatimit diellor, por edhe nga rezervat e lagështisë që përmbahet në tokë. Me mungesë lagështie, duke shkaktuar një ulje të avullimit, kostot e nxehtësisë për avullimin zvogëlohen. Prandaj, në shkretëtira dhe gjysmë shkretëtira, ato janë reduktuar ndjeshëm.

Praktikisht i vetmi burim energjie për të gjithë proceset fizike që zhvillohet në atmosferë është rrezatimi diellor. tipar kryesor regjimi i rrezatimit të atmosferës i ashtuquajturi. Efekti serë: atmosfera thith dobët rrezatimin diellor me valë të shkurtër (shumica e tij arrin në sipërfaqen e tokës), por vonon rrezatimin me valë të gjata (i gjithë infra të kuqe). rrezatimi termik sipërfaqen e tokës, e cila redukton ndjeshëm transferimin e nxehtësisë së Tokës në hapësirën e jashtme dhe rrit temperaturën e saj.

Rrezatimi diellor që hyn në atmosferë absorbohet pjesërisht në atmosferë, kryesisht nga avujt e ujit, dioksidi i karbonit, ozoni dhe aerosolet, dhe shpërndahet nga grimcat e aerosolit dhe luhatjet në densitetin e atmosferës. Për shkak të shpërndarjes së energjisë rrezatuese të Diellit në atmosferë, vërehet jo vetëm rrezatim direkt diellor, por edhe rrezatim i shpërndarë, së bashku ato përbëjnë rrezatimin total. Duke arritur në sipërfaqen e tokës, rrezatimi total reflektohet pjesërisht prej saj. Sasia e rrezatimit të reflektuar përcaktohet nga reflektueshmëria e sipërfaqes së poshtme, e ashtuquajtura. albedo. Për shkak të rrezatimit të zhytur, sipërfaqja e tokës nxehet dhe bëhet burim i rrezatimit të saj me valë të gjatë të drejtuar drejt atmosferës. Nga ana tjetër, atmosfera lëshon gjithashtu rrezatim me valë të gjata të drejtuara drejt sipërfaqes së tokës (i ashtuquajturi kundër-rrezatim i atmosferës) dhe hapësirës së jashtme (i ashtuquajturi rrezatim dalës). Shkëmbimi racional i nxehtësisë midis sipërfaqes së tokës dhe atmosferës përcaktohet nga rrezatimi efektiv - ndryshimi midis rrezatimit sipërfaqësor të vetë Tokës dhe kundër-rrezatimit të atmosferës që absorbohet prej tij. Dallimi midis rrezatimit me valë të shkurtër të përthithur nga sipërfaqja e tokës dhe rrezatimit efektiv quhet bilanci i rrezatimit.

Transformimet e energjisë së rrezatimit diellor pas përthithjes së tij në sipërfaqen e tokës dhe në atmosferë përbëjnë ekuilibrin e nxehtësisë së Tokës. Burimi kryesor i nxehtësisë për atmosferën është sipërfaqja e tokës, e cila thith pjesën më të madhe të rrezatimit diellor. Meqenëse thithja e rrezatimit diellor në atmosferë është më e vogël se humbja e nxehtësisë nga atmosfera në hapësirën botërore nga rrezatimi me valë të gjata, konsumi i nxehtësisë rrezatuese kompensohet nga fluksi i nxehtësisë në atmosferë nga sipërfaqja e tokës në formë të transferimit të turbullt të nxehtësisë dhe ardhjes së nxehtësisë si rezultat i kondensimit të avullit të ujit në atmosferë. Meqenëse sasia totale e kondensimit në të gjithë atmosferën është e barabartë me sasinë e reshjeve, si dhe sasinë e avullimit nga sipërfaqja e tokës, fluksi i nxehtësisë së kondensimit në atmosferë është numerikisht i barabartë me nxehtësinë e shpenzuar për avullimin në Tokë. sipërfaqe.

Le të shqyrtojmë së pari kushtet termike të sipërfaqes së tokës dhe shtresave më të larta të tokës dhe trupave ujorë. Kjo është e nevojshme sepse shtresat e poshtme të atmosferës nxehen dhe ftohen më së shumti nga shkëmbimi i nxehtësisë rrezatuese dhe jo-rrezatuese me shtresat e sipërme të tokës dhe ujit. Prandaj, ndryshimet e temperaturës në shtresat e poshtme të atmosferës përcaktohen kryesisht nga ndryshimet në temperaturën e sipërfaqes së tokës dhe pasojnë këto ndryshime.

Sipërfaqja e tokës, d.m.th. sipërfaqja e tokës ose e ujit (si dhe bimësia, bora, mbulesa akulli), vazhdimisht dhe në mënyra të ndryshme merr dhe humb nxehtësinë. Përmes sipërfaqes së tokës, nxehtësia transferohet lart - në atmosferë dhe poshtë - në tokë ose ujë.

Së pari, rrezatimi total dhe kundër rrezatimi i atmosferës hyjnë në sipërfaqen e tokës. Ato përthithen në një masë më të madhe ose më të vogël nga sipërfaqja, d.m.th. përdoren për ngrohjen e shtresave të sipërme të tokës dhe ujit. Në të njëjtën kohë, vetë sipërfaqja e tokës rrezaton dhe në këtë mënyrë humbet nxehtësinë.

Së dyti, nxehtësia vjen në sipërfaqen e tokës nga lart, nga atmosfera, përmes përcjelljes së nxehtësisë turbulente. Në të njëjtën mënyrë, nxehtësia del nga sipërfaqja e tokës në atmosferë. Me përçueshmëri, nxehtësia gjithashtu lë sipërfaqen e tokës poshtë në tokë dhe ujë, ose vjen në sipërfaqen e tokës nga thellësitë e tokës dhe ujit.

Së treti, sipërfaqja e tokës merr nxehtësi kur avulli i ujit kondensohet mbi të nga ajri ose humb nxehtësinë kur uji avullohet prej saj. Në rastin e parë, bie në sy nxehtësi latente, në nxehtësinë e dytë kalon në gjendje latente.

Ne nuk do të ndalemi në procese më pak të rëndësishme (për shembull, shpenzimi i nxehtësisë për shkrirjen e borës që shtrihet në sipërfaqe, ose përhapja e nxehtësisë në thellësi të tokës së bashku me ujin e reshjeve).

Le ta konsiderojmë sipërfaqen e tokës si një sipërfaqe gjeometrike të idealizuar pa trashësi, kapaciteti termik i së cilës, pra, është i barabartë me zero. Atëherë është e qartë se në çdo periudhë kohore e njëjta sasi nxehtësie do të shkojë lart e poshtë nga sipërfaqja e tokës siç merr nga lart dhe poshtë gjatë së njëjtës kohë. Natyrisht, nëse marrim parasysh jo sipërfaqen, por një shtresë të sipërfaqes së tokës, atëherë mund të mos ketë barazi të flukseve të nxehtësisë hyrëse dhe dalëse. Në këtë rast, teprica e nxehtësisë hyrëse mbi rrjedhat dalëse, në përputhje me ligjin e ruajtjes së energjisë, do të përdoret për ngrohjen e kësaj shtrese dhe në rastin e kundërt për ftohjen e saj.

Pra, shuma algjebrike e të gjitha hyrjeve dhe daljeve të nxehtësisë në sipërfaqen e tokës duhet të jetë e barabartë me zero - ky është ekuacioni bilanci i nxehtësisë sipërfaqen e tokës. Për të shkruar ekuacionin e bilancit të nxehtësisë, ne kombinojmë rrezatimin e absorbuar dhe rrezatimin efektiv në bilancin e rrezatimit:

B = (S mëkat h + D)(1 – A) – E s .

Ardhja e nxehtësisë nga ajri ose lëshimi i saj në ajër me përçueshmëri termike shënohet me shkronjë R. Të njëjtat të ardhura ose konsum nga shkëmbimi i nxehtësisë me shtresa më të thella të tokës ose ujit do të shënohen me G. Humbja e nxehtësisë gjatë avullimit ose mbërritja e saj gjatë kondensimit në sipërfaqen e tokës do të shënohet LE, ku L – ngrohje specifike avullimi dhe Eështë masa e ujit të avulluar ose të kondensuar. Le të kujtojmë një komponent tjetër - energjia e shpenzuar në proceset fotosintetike - PAR, megjithatë, është shumë e vogël në krahasim me pjesën tjetër, prandaj, në shumicën e rasteve nuk tregohet në ekuacion. Pastaj ekuacioni për balancën e nxehtësisë së sipërfaqes së tokës merr formën

AT+ R+ G + LE + P PAR = 0 ose AT+ R+ G + LE = 0

Gjithashtu mund të vërehet se kuptimi i ekuacionit është se ekuilibri i rrezatimit në sipërfaqen e tokës është i balancuar nga transferimi i nxehtësisë jo-rrezatuese.

Ekuacioni i bilancit të nxehtësisë është i vlefshëm për çdo kohë, duke përfshirë një periudhë shumëvjeçare.

Fakti që bilanci i nxehtësisë i sipërfaqes së tokës është zero nuk do të thotë se temperatura e sipërfaqes nuk ndryshon. Nëse transferimi i nxehtësisë drejtohet poshtë, atëherë nxehtësia që del në sipërfaqe nga lart dhe e lë atë thellë në të mbetet në një masë të madhe në shtresën më të lartë të tokës ose ujit - në të ashtuquajturën shtresë aktive. Temperatura e kësaj shtrese, rrjedhimisht, rritet edhe temperatura e sipërfaqes së tokës. Kur nxehtësia transferohet përmes sipërfaqes së tokës nga poshtë lart, në atmosferë, nxehtësia largohet, para së gjithash, nga shtresa aktive, si rezultat i së cilës temperatura e sipërfaqes bie.

Nga dita në ditë dhe nga viti në vit temperature mesatare shtresa aktive dhe sipërfaqja e tokës në çdo vend ndryshon pak. Kjo do të thotë se gjatë ditës, aq nxehtësi hyn në thellësi të tokës ose ujit gjatë ditës, aq sa largohet gjatë natës. Meqenëse gjatë ditës së verës zbret më shumë nxehtësia se sa vjen nga poshtë, shtresat e tokës dhe ujit dhe sipërfaqja e tyre nxehen dita-ditës. Në dimër, ndodh procesi i kundërt. Ndryshimet sezonale në hyrjen dhe daljen e nxehtësisë në tokë dhe ujë janë pothuajse të balancuara gjatë vitit, dhe temperatura mesatare vjetore e sipërfaqes së tokës dhe e shtresës aktive ndryshon pak nga viti në vit.

Ka dallime drastike në karakteristikat e ngrohjes dhe termike shtresat sipërfaqësore toka dhe shtresat e sipërme të pellgjeve ujore. Në tokë, nxehtësia përhapet vertikalisht me përcjelljen e nxehtësisë molekulare, dhe në ujin me lëvizje të lehtë, gjithashtu nga përzierja e turbullt e shtresave të ujit, gjë që është shumë më efikase. Turbulenca në trupat ujorë është kryesisht për shkak të valëve dhe rrymave. Natën dhe në stinën e ftohtë, konvekcioni termik i bashkohet këtij lloj turbulence: uji i ftohur në sipërfaqe zhytet për shkak të densitetit të shtuar dhe zëvendësohet nga uji më i ngrohtë nga shtresat e poshtme. Në oqeane dhe dete, avullimi gjithashtu luan një rol në përzierjen e shtresave dhe në transferimin e nxehtësisë që lidhet me të. Me avullim të konsiderueshëm nga sipërfaqja e detit, shtresa e sipërme e ujit bëhet më e kripur dhe për këtë arsye më e dendur, si rezultat i së cilës uji fundoset nga sipërfaqja në thellësi. Përveç kësaj, rrezatimi depërton më thellë në ujë në krahasim me tokën. Së fundi, kapaciteti i nxehtësisë së ujit është më i madh se ai i tokës, dhe e njëjta sasi nxehtësie ngroh një masë uji në një temperaturë më të ulët se e njëjta masë dheu.

Si rezultat, luhatjet ditore të temperaturës në ujë shtrihen në një thellësi prej rreth dhjetëra metrash, dhe në tokë - më pak se një metër. Luhatjet vjetore të temperaturës në ujë shtrihen në një thellësi prej qindra metrash, dhe në tokë - vetëm 10-20 m.

Pra, nxehtësia që del në sipërfaqen e ujit gjatë ditës dhe verës depërton në një thellësi të konsiderueshme dhe ngroh një trashësi të madhe uji. Temperatura e shtresës së sipërme dhe vetë sipërfaqja e ujit rritet pak në të njëjtën kohë. Në tokë, nxehtësia hyrëse shpërndahet në një shtresë të lartë të hollë, e cila është shumë e nxehtë. Anëtar G në ekuacionin e bilancit të nxehtësisë për ujin është shumë më i madh se për tokën, dhe P përkatësisht më pak.

Gjatë natës dhe në dimër, uji humbet nxehtësinë nga shtresa sipërfaqësore, por në vend të tij vjen nxehtësia e akumuluar nga shtresat e poshtme. Prandaj, temperatura në sipërfaqen e ujit ulet ngadalë. Në sipërfaqen e tokës, temperatura bie me shpejtësi gjatë transferimit të nxehtësisë: nxehtësia e grumbulluar në shtresën e sipërme të hollë e lë shpejt atë dhe largohet pa u rimbushur nga poshtë.

Si rezultat, gjatë ditës dhe verës, temperatura në sipërfaqen e tokës është më e lartë se temperatura në sipërfaqen e ujit; më e ulët gjatë natës dhe në dimër. Kjo do të thotë se luhatjet ditore dhe vjetore të temperaturës në sipërfaqen e tokës janë më të mëdha dhe shumë më të mëdha se në sipërfaqen e ujit.

Për shkak të këtyre dallimeve në shpërndarjen e nxehtësisë, pellgu i ujit akumulon një sasi të madhe nxehtësie në një shtresë mjaft të trashë uji gjatë stinës së ngrohtë, e cila lëshohet në atmosferë gjatë stinës së ftohtë. Toka gjatë stinës së ngrohtë lëshon natën pjesën më të madhe të nxehtësisë që merr gjatë ditës dhe akumulon pak nga ajo në dimër. Si rezultat, temperatura e ajrit mbi det është më e ulët në verë dhe më e lartë në dimër sesa në tokë.

Le të shqyrtojmë, së bashku me atmosferën, regjimin termik të shtresës aktive të Tokës. Shtresa aktive është një shtresë e tillë toke ose uji, temperatura e së cilës përjeton luhatje ditore dhe vjetore. Vëzhgimet tregojnë se në tokë, luhatjet ditore përhapen në një thellësi prej 1 - 2 m, luhatjet vjetore - në një shtresë prej disa dhjetëra metrash. Në dete dhe oqeane, trashësia e shtresës aktive është dhjetë herë më e madhe se në tokë. Lidhja midis regjimeve termike të atmosferës dhe shtresës aktive të Tokës kryhet duke përdorur të ashtuquajturin ekuacion të bilancit të nxehtësisë së sipërfaqes së tokës. Ky ekuacion u përdor për herë të parë në vitin 1941 për të ndërtuar teorinë e ndryshimit ditor të temperaturës së ajrit nga A.A. Dorodnitsyn. Në vitet në vijim, ekuacioni i bilancit të nxehtësisë u përdor gjerësisht nga shumë studiues për të studiuar vetitë e ndryshme të shtresës sipërfaqësore të atmosferës, deri në vlerësimin e ndryshimeve që do të ndodhin nën ndikimin e ndikimeve aktive, për shembull, në mbulesën e akullit të Arktik. Le të ndalemi në nxjerrjen e ekuacionit për ekuilibrin e nxehtësisë së sipërfaqes së tokës. Rrezatimi diellor që ka mbërritur në sipërfaqen e tokës absorbohet në tokë në një shtresë të hollë, trashësia e së cilës do të shënohet me (Fig. 1). Përveç rrjedhës së rrezatimit diellor, sipërfaqja e tokës merr nxehtësi në formën e një rrjedhe të rrezatimit infra të kuqe nga atmosfera, ajo humbet nxehtësinë përmes rrezatimit të vet.

Oriz. një.

Në tokë, secila prej këtyre rrjedhave pëson një ndryshim. Nëse në një shtresë elementare me trashësi (- thellësia e llogaritur nga sipërfaqja në thellësi të tokës) fluksi Ф ka ndryshuar me dФ, atëherë mund të shkruajmë

ku a është koeficienti i përthithjes, është dendësia e tokës. Duke integruar relacionin e fundit në diapazonin nga në, marrim

ku është thellësia në të cilën rrjedha zvogëlohet me një faktor e krahasuar me rrjedhën Ф(0) në. Së bashku me rrezatimin, transferimi i nxehtësisë kryhet nga shkëmbimi i turbullt i sipërfaqes së tokës me atmosferën dhe shkëmbimi molekular me shtresat themelore të tokës. Nën ndikimin e shkëmbimit të turbullt, toka humbet ose merr një sasi nxehtësie të barabartë me

Përveç kësaj, uji avullon nga sipërfaqja e tokës (ose avulli i ujit kondensohet), i cili konsumon sasinë e nxehtësisë

Rrjedha molekulare nëpër kufirin e poshtëm të shtresës shkruhet si

ku është koeficienti i përçueshmërisë termike të tokës, është ai ngrohje specifike, - koeficienti i difuzivitetit termik molekular.

Nën ndikimin e fluksit të nxehtësisë, temperatura e tokës ndryshon, dhe në temperatura afër 0, akulli shkrihet (ose uji ngrin). Bazuar në ligjin e ruajtjes së energjisë në një kolonë vertikale të tokës, ne mund të shkruajmë trashësinë.

Në ekuacionin (19), termi i parë në anën e majtë është sasia e nxehtësisë së shpenzuar për ndryshimin e përmbajtjes së nxehtësisë cm 3 të tokës për njësi të kohës, sasia e dytë e nxehtësisë e përdorur për shkrirjen e akullit (). Në anën e djathtë, të gjitha flukset e nxehtësisë që hyjnë në shtresën e tokës përmes kufijve të sipërm dhe të poshtëm merren me shenjën "+", dhe ato që dalin nga shtresa merren me shenjën "-". Ekuacioni (19) është ekuacioni i bilancit të nxehtësisë për trashësinë e shtresës së tokës. Në të tilla pamje e përgjithshme ky ekuacion nuk është gjë tjetër veçse ekuacioni i fitimit të nxehtësisë i shkruar për një shtresë me trashësi të kufizuar. Nuk është e mundur të nxirret prej tij ndonjë informacion shtesë (në krahasim me ekuacionin e fluksit të nxehtësisë) mbi regjimin termik të ajrit dhe tokës. Megjithatë, është e mundur të tregohen disa raste të veçanta të ekuacionit të bilancit të nxehtësisë, kur mund të përdoret si i pavarur ekuacionet diferenciale kusht kufitar. Në këtë rast, ekuacioni i bilancit të nxehtësisë bën të mundur përcaktimin e temperaturës së panjohur të sipërfaqes së tokës. Më poshtë janë raste të tilla të veçanta. Në tokë që nuk është e mbuluar me borë ose akull, vlera, siç është treguar tashmë, është mjaft e vogël. Në të njëjtën kohë, raporti me secilën nga sasitë që janë të rendit të diapazonit molekular është mjaft i madh. Si rezultat, ekuacioni për tokën në mungesë të proceseve të shkrirjes së akullit mund të shkruhet me një shkallë të mjaftueshme saktësie në formën:

Shuma e tre termave të parë në ekuacionin (20) nuk është gjë tjetër veçse balanca e rrezatimit R të sipërfaqes së tokës. Kështu, ekuacioni për balancën e nxehtësisë së sipërfaqes së tokës merr formën:

Ekuacioni i bilancit të nxehtësisë në formën (21) përdoret si kusht kufitar në studimin e regjimit termik të atmosferës dhe tokës.

Për të vlerësuar saktë shkallën e ngrohjes dhe ftohjes së sipërfaqeve të ndryshme të tokës, llogaritjen e avullimit për , përcaktimin e ndryshimeve në përmbajtjen e lagështisë në tokë, zhvillimin e metodave për parashikimin e ngrirjes, si dhe vlerësimin e ndikimit të punës së bonifikimit në kushtet klimatike të shtresa ajrore sipërfaqësore, nevojiten të dhëna për ekuilibrin e nxehtësisë së sipërfaqes së tokës.

Sipërfaqja e tokës vazhdimisht merr dhe humb nxehtësi si rezultat i ekspozimit ndaj një sërë rrjedhash të rrezatimit me valë të shkurtra dhe të gjata. Duke thithur në një masë më të madhe ose më të vogël rrezatimin total dhe kundër-rrezatimin, sipërfaqja e tokës nxehet dhe lëshon rrezatim me valë të gjata, që do të thotë se humbet nxehtësinë. Vlera që karakterizon humbjen e nxehtësisë së tokës
Sipërfaqja është rrezatimi efektiv. Është e barabartë me diferencën midis rrezatimit vetjak të sipërfaqes së tokës dhe kundër-rrezatimit të atmosferës. Meqenëse kundër-rrezatimi i atmosferës është gjithmonë disi më i vogël se ai i tokës, ky ndryshim është pozitiv. Gjatë ditës, rrezatimi efektiv bllokohet nga rrezatimi i absorbuar me valë të shkurtër. Natën, në mungesë të rrezatimit diellor me valë të shkurtër, rrezatimi efektiv ul temperaturën e sipërfaqes së tokës. Në mot me re, për shkak të rritjes së kundër-rrezatimit të atmosferës, rrezatimi efektiv është shumë më i vogël se në mot të kthjellët. Ftohje më e vogël dhe gjatë natës e sipërfaqes së tokës. Në gjerësi të mesme, sipërfaqja e tokës humbet përmes rrezatimit efektiv rreth gjysmën e sasisë së nxehtësisë që marrin nga rrezatimi i përthithur.

Ardhja dhe konsumi i energjisë rrezatuese vlerësohet nga vlera e bilancit të rrezatimit të sipërfaqes së tokës. Është e barabartë me ndryshimin midis rrezatimit të zhytur dhe efektiv, gjendja termike e sipërfaqes së tokës varet nga ajo - ngrohja ose ftohja e saj. Gjatë ditës, pothuajse gjatë gjithë kohës është pozitiv, d.m.th., futja e nxehtësisë tejkalon konsumin. Gjatë natës, bilanci i rrezatimit është negativ dhe i barabartë me rrezatimin efektiv. Vlerat vjetore të bilancit të rrezatimit të sipërfaqes së tokës, me përjashtim të gjerësive gjeografike më të larta, janë kudo pozitive. Kjo nxehtësi e tepërt shpenzohet për ngrohjen e atmosferës nga përcjellja e turbullt e nxehtësisë, në avullim dhe në shkëmbimin e nxehtësisë me shtresa më të thella të tokës ose ujit.

Nëse marrim parasysh kushtet e temperaturës për një periudhë të gjatë (një vit ose më mirë një numër vitesh), atëherë sipërfaqja e tokës, atmosfera veçmas dhe sistemi "Toka-atmosferë" janë në një gjendje ekuilibri termik. Temperatura mesatare e tyre ndryshon pak nga viti në vit. Në përputhje me ligjin e ruajtjes së energjisë, mund të supozojmë se shuma algjebrike e flukseve të nxehtësisë që vijnë në sipërfaqen e tokës dhe e lënë atë është e barabartë me zero. Ky është ekuacioni për balancën e nxehtësisë së sipërfaqes së tokës. Kuptimi i tij është se bilanci i rrezatimit të sipërfaqes së tokës balancohet nga transferimi i nxehtësisë jo-rrezatuese. Ekuacioni i bilancit të nxehtësisë, si rregull, nuk merr parasysh (për shkak të vogëlësisë së tyre) rrjedha të tilla si nxehtësia e transferuar nga reshjet, konsumi i energjisë për fotosintezën, fitimi i nxehtësisë nga oksidimi i biomasës, si dhe konsumi i nxehtësisë për shkrirjen e akullit ose borës, fitimi i nxehtësisë nga ngrirja e ujit.

Bilanci termik i sistemit "Toka-atmosferë" për një periudhë të gjatë është gjithashtu i barabartë me zero, d.m.th., Toka si planet është në ekuilibër termik: rrezatimi diellor që arrin në kufirin e sipërm të atmosferës balancohet nga rrezatimi që largohet. atmosfera nga kufiri i sipërm i atmosferës.

Nëse marrim ajrin që vjen në kufirin e sipërm si 100%, atëherë 32% e kësaj sasie shpërndahet në atmosferë. Nga këto, 6% kthehen në hapësirën botërore. Për rrjedhojë, 26% vjen në sipërfaqen e tokës në formën e rrezatimit të shpërndarë; 18% e rrezatimit absorbohet nga ozoni, aerosolet dhe përdoret për të ngrohur atmosferën; 5% përthithet nga retë; 21% e rrezatimit ikën në hapësirë ​​si rezultat i reflektimit nga retë. Kështu, rrezatimi që vjen në sipërfaqen e tokës është 50%, nga të cilat rrezatimi direkt përbën 24%; 47% absorbohet nga sipërfaqja e tokës dhe 3% e rrezatimit hyrës reflektohet përsëri në hapësirë. Si rezultat, 30% e rrezatimit diellor ikën nga kufiri i sipërm i atmosferës në hapësirën e jashtme. Kjo vlerë quhet albedo planetare e Tokës. Për sistemin Tokë-atmosferë, 30% e rrezatimit diellor të reflektuar dhe të shpërndarë, 5% e rrezatimit tokësor dhe 65% e rrezatimit atmosferik, d.m.th., vetëm 100%, kthehen në hapësirë ​​përmes kufirit të sipërm të atmosferës.

Le të shqyrtojmë së pari kushtet termike të sipërfaqes së tokës dhe shtresave më të larta të tokës dhe trupave ujorë. Kjo është e nevojshme sepse shtresat e poshtme të atmosferës nxehen dhe ftohen më së shumti nga shkëmbimi i nxehtësisë rrezatuese dhe jo-rrezatuese me shtresat e sipërme të tokës dhe ujit. Prandaj, ndryshimet e temperaturës në shtresat e poshtme të atmosferës përcaktohen kryesisht nga ndryshimet në temperaturën e sipërfaqes së tokës dhe pasojnë këto ndryshime.

Sipërfaqja e tokës, d.m.th., sipërfaqja e tokës ose e ujit (si dhe vegjetacioni, bora, mbulesa e akullit), vazhdimisht merr dhe humb nxehtësinë në mënyra të ndryshme. Përmes sipërfaqes së tokës, nxehtësia transferohet lart - në atmosferë dhe poshtë - në tokë ose ujë.

Së pari, rrezatimi total dhe kundër rrezatimi i atmosferës hyjnë në sipërfaqen e tokës. Ata përthithen në një masë më të madhe ose më të vogël nga sipërfaqja, d.m.th., ato shkojnë për të ngrohur shtresat e sipërme të tokës dhe ujit. Në të njëjtën kohë, vetë sipërfaqja e tokës rrezaton dhe humb nxehtësinë gjatë procesit.

Së dyti, nxehtësia vjen në sipërfaqen e tokës nga lart, nga atmosfera, me përcjellje. Në të njëjtën mënyrë, nxehtësia del nga sipërfaqja e tokës në atmosferë. Me përçueshmëri, nxehtësia gjithashtu lë sipërfaqen e tokës poshtë në tokë dhe ujë, ose vjen në sipërfaqen e tokës nga thellësitë e tokës dhe ujit.

Së treti, sipërfaqja e tokës merr nxehtësi kur avulli i ujit kondensohet mbi të nga ajri ose, përkundrazi, humbet nxehtësinë kur uji avullohet prej tij. Në rastin e parë, nxehtësia latente lëshohet, në rastin e dytë, nxehtësia kalon në një gjendje latente.

Në çdo periudhë kohore, e njëjta sasi nxehtësie shkon lart e poshtë nga sipërfaqja e tokës siç merr nga lart dhe poshtë gjatë kësaj kohe. Nëse do të ishte ndryshe, ligji i ruajtjes së energjisë nuk do të përmbushej: do të ishte e nevojshme të supozohej se energjia lind ose zhduket në sipërfaqen e tokës. Megjithatë, është e mundur që, për shembull, mund të rritet më shumë nxehtësi sesa erdhi nga lart; në këtë rast, transferimi i tepërt i nxehtësisë duhet të mbulohet nga ardhja e nxehtësisë në sipërfaqe nga thellësia e tokës ose ujit.

Pra, shuma algjebrike e të gjitha të ardhurave dhe shpenzimeve të nxehtësisë në sipërfaqen e tokës duhet të jetë e barabartë me zero. Kjo shprehet me ekuacionin e bilancit të nxehtësisë së sipërfaqes së tokës.

Për të shkruar këtë ekuacion, së pari, ne kombinojmë rrezatimin e absorbuar dhe rrezatimin efektiv në një bilanc rrezatimi.

Ardhja e nxehtësisë nga ajri ose lirimi i saj në ajër me përcjellje termike do të shënohet me P. Të njëjtat të ardhura ose konsum nga shkëmbimi i nxehtësisë me shtresa më të thella të tokës ose ujit do të quhen A. Humbja e nxehtësisë gjatë avullimit ose e saj mbërritja gjatë kondensimit në sipërfaqen e tokës do të shënohet me LE, ku L është nxehtësia specifike e avullimit dhe E është masa e ujit të avulluar ose të kondensuar.

Gjithashtu mund të thuhet se kuptimi i ekuacionit është se ekuilibri i rrezatimit në sipërfaqen e tokës balancohet nga transferimi i nxehtësisë jo-rrezatuese (Fig. 5.1).

Ekuacioni (1) është i vlefshëm për çdo periudhë kohe, duke përfshirë edhe për shumë vite.

Fakti që bilanci i nxehtësisë i sipërfaqes së tokës është zero nuk do të thotë se temperatura e sipërfaqes nuk ndryshon. Kur transferimi i nxehtësisë drejtohet poshtë, nxehtësia që del në sipërfaqe nga lart dhe e lë atë thellë në të, mbetet në një masë të madhe në shtresën më të lartë të tokës ose ujit (në të ashtuquajturën shtresë aktive). Temperatura e kësaj shtrese, si rrjedhim edhe temperatura e sipërfaqes së tokës, rritet gjithashtu. Përkundrazi, gjatë transferimit të nxehtësisë përmes sipërfaqes së tokës nga poshtë lart, në atmosferë, nxehtësia del kryesisht nga shtresa aktive, si rezultat i së cilës temperatura e sipërfaqes bie.

Nga dita në ditë dhe nga viti në vit, temperatura mesatare e shtresës aktive dhe e sipërfaqes së tokës në çdo vend ndryshon pak. Kjo do të thotë se gjatë ditës, pothuajse aq nxehtësi hyn në thellësi të tokës ose ujit gjatë ditës, sa largohet gjatë natës. Por gjithsesi gjatë ditëve të verës vapa ulet pak më shumë se sa vjen nga poshtë. Prandaj, shtresat e tokës dhe të ujit, dhe për rrjedhojë sipërfaqja e tyre, ngrohen dita-ditës. Në dimër, ndodh procesi i kundërt. Këto ndryshime sezonale në hyrjen e nxehtësisë - konsumi i nxehtësisë në tokë dhe ujë pothuajse balancohet gjatë vitit, dhe temperatura mesatare vjetore e sipërfaqes së tokës dhe e shtresës aktive ndryshon pak nga viti në vit.

Bilanci i nxehtësisë së Tokës- raporti i të ardhurave dhe konsumit të energjisë (rrezatuese dhe termike) në sipërfaqen e tokës, në atmosferë dhe në sistemin Tokë-atmosferë. Burimi kryesor i energjisë për shumicën dërrmuese të proceseve fizike, kimike dhe biologjike në atmosferë, hidrosferë dhe në shtresat e sipërme të litosferës është rrezatimi diellor, kështu që shpërndarja dhe raporti i përbërësve të bilancit të nxehtësisë karakterizojnë transformimet e tij në këto guaska.

Bilanci i nxehtësisë është një formulim i veçantë i ligjit të ruajtjes së energjisë dhe është përpiluar për një pjesë të sipërfaqes së Tokës (balanca e nxehtësisë së sipërfaqes së tokës); për një kolonë vertikale që kalon nëpër atmosferë (balanca e nxehtësisë së atmosferës); për të njëjtën kolonë që kalon nëpër atmosferë dhe shtresat e sipërme të litosferës ose hidrosferës (ekuilibri termik i sistemit Tokë-atmosferë).

Ekuacioni për balancën e nxehtësisë së sipërfaqes së tokës:

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

paraqet shumën algjebrike të rrjedhave të energjisë ndërmjet një elementi të sipërfaqes së tokës dhe hapësirës përreth. Në këtë formulë:

R - bilanci i rrezatimit, diferenca midis rrezatimit diellor të absorbuar me valë të shkurtër dhe rrezatimit efektiv të valëve të gjata nga sipërfaqja e tokës.

P është fluksi i nxehtësisë që ndodh midis sipërfaqes së poshtme dhe atmosferës;

F0 - vërehet rrjedha e nxehtësisë midis sipërfaqes së tokës dhe shtresave më të thella të litosferës ose hidrosferës;

LE - konsumi i nxehtësisë për avullim, i cili përcaktohet si produkt i masës së ujit të avulluar E dhe nxehtësisë së avullimit L bilanci i nxehtësisë

Këto rryma përfshijnë bilancin e rrezatimit (ose rrezatimin e mbetur) R - ndryshimin midis rrezatimit diellor të absorbuar me valë të shkurtër dhe rrezatimit efektiv të valës së gjatë nga sipërfaqja e tokës. Vlera pozitive ose negative e bilancit të rrezatimit kompensohet nga disa flukse nxehtësie. Meqenëse temperatura e sipërfaqes së tokës zakonisht nuk është e barabartë me temperaturën e ajrit, lind një fluks nxehtësie P midis sipërfaqes së poshtme dhe atmosferës. Një fluks i ngjashëm nxehtësie F0 vërehet midis sipërfaqes së tokës dhe shtresave më të thella të litosferës ose hidrosferës. Në këtë rast, fluksi i nxehtësisë në tokë përcaktohet nga përçueshmëria termike molekulare, ndërsa në trupat ujorë, transferimi i nxehtësisë, si rregull, ka një karakter turbulent në një masë më të madhe ose më të vogël. Fluksi i nxehtësisë F0 ndërmjet sipërfaqes së rezervuarit dhe shtresave më të thella të tij është numerikisht është e barabartë me ndryshimin përmbajtja e nxehtësisë së rezervuarit për një interval të caktuar kohor dhe transferimi i nxehtësisë nga rrymat në rezervuar. Në balancën e nxehtësisë së sipërfaqes së tokës, konsumi i nxehtësisë për avullimin LE zakonisht ka një rëndësi të madhe, e cila përcaktohet si produkt i masës së ujit të avulluar E dhe nxehtësisë së avullimit L. Vlera e LE varet nga lagështia e sipërfaqja e tokës, temperatura e saj, lagështia e ajrit dhe intensiteti i transferimit të turbullt të nxehtësisë në shtresën e ajrit sipërfaqësor, i cili përcakton shpejtësinë e kalimit të avullit të ujit nga sipërfaqja e tokës në atmosferë.

Ekuacioni i bilancit të nxehtësisë së atmosferës ka formën:

Ra + Lr + P + Fa = ΔW, (16)

ku ΔW është ndryshimi i përmbajtjes së nxehtësisë brenda murit vertikal të kolonës atmosferike.

Bilanci i nxehtësisë i atmosferës përbëhet nga bilanci i saj i rrezatimit Ra; hyrje ose dalje e nxehtësisë Lr gjatë transformimeve fazore të ujit në atmosferë (r është shuma e reshjeve); ardhja ose konsumimi i nxehtësisë P, për shkak të shkëmbimit të turbullt të nxehtësisë së atmosferës me sipërfaqen e tokës; fitimi ose humbja e nxehtësisë Fa e shkaktuar nga shkëmbimi i nxehtësisë nëpër muret vertikale të kolonës, e cila shoqërohet me lëvizje të renditura atmosferike dhe makroturbulencë. Përveç kësaj, ekuacioni për balancën e nxehtësisë së atmosferës përfshin termin ΔW, e barabartë me ndryshimet në përmbajtjen e nxehtësisë brenda kolonës.

Ekuacioni i bilancit të nxehtësisë për sistemin Tokë-atmosferë korrespondon me shumën algjebrike të termave të ekuacioneve për balancën e nxehtësisë së sipërfaqes së tokës dhe atmosferës. Përbërësit e bilancit të nxehtësisë së sipërfaqes së tokës dhe atmosferës për rajone të ndryshme të globit përcaktohen nga vëzhgimet meteorologjike (në stacione aktinometrike, në stacione speciale të balancës së nxehtësisë, në satelitët meteorologjikë të Tokës) ose nga llogaritjet klimatologjike.

Vlerat mesatare gjeografike të përbërësve të bilancit të nxehtësisë së sipërfaqes së tokës për oqeanet, tokën dhe Tokën dhe bilanci i nxehtësisë së atmosferës jepen në tabela, ku merren parasysh vlerat e termave të bilancit të nxehtësisë. pozitive nëse korrespondojnë me ardhjen e nxehtësisë. Meqenëse këto tabela i referohen kushteve mesatare vjetore, ato nuk përfshijnë terma që karakterizojnë ndryshimet në përmbajtjen e nxehtësisë së atmosferës dhe shtresave të sipërme të litosferës, pasi për këto kushte ato janë afër zeros.

Për Tokën si planet, së bashku me atmosferën, skema e bilancit të nxehtësisë është paraqitur në Fig. Një sipërfaqe njësi e kufirit të jashtëm të atmosferës merr një fluks rrezatimi diellor të barabartë me një mesatare prej rreth 250 kcal / cm 2 në vit, nga të cilat rreth 1/3 reflektohet në hapësirën botërore, dhe 167 kcal / cm 2 në vit përthithet nga Toka

Shkëmbimi i nxehtësisë proces spontan i pakthyeshëm i transferimit të nxehtësisë në hapësirë, për shkak të një fushe jo uniforme të temperaturës. Në rastin e përgjithshëm, transferimi i nxehtësisë mund të shkaktohet edhe nga johomogjeniteti i fushave të sasive të tjera fizike, për shembull, ndryshimi në përqendrime (efekti termik i difuzionit). Ekzistojnë tre lloje të transferimit të nxehtësisë: përçueshmëria termike, konvekcioni dhe transferimi i nxehtësisë rrezatuese (në praktikë, transferimi i nxehtësisë zakonisht kryhet nga të tre llojet menjëherë). Transferimi i nxehtësisë përcakton ose shoqëron shumë procese në natyrë (për shembull, evolucioni i yjeve dhe planetëve, proceset meteorologjike në sipërfaqen e Tokës, etj.). në teknologji dhe në jetën e përditshme. Në shumë raste, për shembull, kur studiohen proceset e tharjes, ftohja avulluese, difuzioni, transferimi i nxehtësisë konsiderohet së bashku me transferimin e masës. Transferimi i nxehtësisë ndërmjet dy ftohësve përmes një muri të fortë që i ndan ose përmes ndërfaqes ndërmjet tyre quhet transferim i nxehtësisë.

Përçueshmëri termike një nga llojet e transferimit të nxehtësisë (energjia e lëvizjes termike të mikrogrimcave) nga pjesët më të nxehta të trupit në ato më pak të nxehta, duke çuar në barazimin e temperaturës. Me përçueshmëri termike, transferimi i energjisë në trup kryhet si rezultat i transferimit të drejtpërdrejtë të energjisë nga grimcat (molekulat, atomet, elektronet) që kanë më shumë energji tek grimcat me më pak energji. Nëse ndryshimi relativ në temperaturën e përçueshmërisë termike në një distancë nga shtegu mesatar i lirë i grimcave l është i vogël, atëherë ligji bazë i përçueshmërisë termike (ligji Fourier) është i plotësuar: densiteti i fluksit të nxehtësisë q është proporcional me gradientin e temperaturës T. , pra (17)

ku λ është përçueshmëria termike, ose thjesht përçueshmëria termike, nuk varet nga gradimi T [λ varet nga gjendja e grumbullimit substanca (shih tabelën), struktura e saj atomike dhe molekulare, temperatura dhe presioni, përbërja (në rastin e një përzierjeje ose tretësire).

Shenja minus në anën e djathtë të ekuacionit tregon se drejtimi i rrjedhës së nxehtësisë dhe gradienti i temperaturës janë reciprokisht të kundërta.

Raporti i vlerës Q me sipërfaqen e prerjes tërthore F quhet fluksi specifik i nxehtësisë ose ngarkesa termike dhe shënohet me shkronjën q.

(18)

Vlerat e koeficientit të përçueshmërisë termike λ për disa gaze, lëngje dhe të ngurta në presioni atmosferik 760 mmHg zgjidhet nga tabelat.

Transferim i nxehtësisë. Transferimi i nxehtësisë midis dy ftohësve përmes një muri të fortë që i ndan ose përmes ndërfaqes midis tyre. Transferimi i nxehtësisë përfshin transferimin e nxehtësisë nga një lëng më i nxehtë në mur, përçueshmërinë termike në mur, transferimin e nxehtësisë nga muri në një mjedis lëvizës më të ftohtë. Intensiteti i transferimit të nxehtësisë gjatë transferimit të nxehtësisë karakterizohet nga një koeficient i transferimit të nxehtësisë k, numerikisht i barabartë me sasinë e nxehtësisë që transferohet përmes një njësie të sipërfaqes së murit për njësi të kohës në një ndryshim të temperaturës midis lëngjeve prej 1 K; dimensioni k - W/(m2․K) [kcal/m2․°С)]. Vlera R, reciproke e koeficientit të transferimit të nxehtësisë, quhet transferimi total i rezistencës termike të nxehtësisë. Për shembull, R e një muri me një shtresë

,

ku α1 dhe α2 janë koeficientët e transferimit të nxehtësisë nga lëngu i nxehtë në sipërfaqen e murit dhe nga sipërfaqja e murit në lëngun e ftohtë; δ - trashësia e murit; λ është koeficienti i përçueshmërisë termike. Në shumicën e rasteve të hasura në praktikë, koeficienti i transferimit të nxehtësisë përcaktohet në mënyrë empirike. Në këtë rast, rezultatet e marra përpunohen me metodat e teorisë së ngjashmërisë

Transferimi i nxehtësisë rrezatuese - transferimi i nxehtësisë rrezatuese, kryhet si rezultat i proceseve të transformimit energjia e brendshme materia në energji rrezatimi, transferimi i energjisë së rrezatimit dhe thithja e saj nga materia. Rrjedha e proceseve të transferimit të nxehtësisë rrezatuese përcaktohet nga marrëveshje reciproke në hapësirën e trupave që shkëmbejnë nxehtësi, vetitë e mediumit që i ndan këta trupa. Dallimi thelbësor midis transferimit të nxehtësisë rrezatuese dhe llojeve të tjera të transferimit të nxehtësisë (përcjellja termike, transferimi konvektiv i nxehtësisë) është se ai mund të ndodhë edhe në mungesë të një materiali material që ndan sipërfaqet e transferimit të nxehtësisë, pasi kryhet si rezultat i përhapja e rrezatimit elektromagnetik.

Incidenti i energjisë rrezatuese në procesin e transferimit të nxehtësisë rrezatuese në sipërfaqen e një trupi të errët dhe karakterizohet nga vlera e fluksit të rrezatimit rënës Qfall absorbohet pjesërisht nga trupi dhe pjesërisht reflektohet nga sipërfaqja e tij (shih Fig.).

Fluksi i rrezatimit të absorbuar Qabs përcaktohet nga relacioni:

Qabs \u003d A Qpad, (20)

ku A është aftësia absorbuese e trupit. Për faktin se për një trup opak

Qfall \u003d Qab + Qotr, (21)

ku Qotr është fluksi i rrezatimit i reflektuar nga sipërfaqja e trupit, kjo vlerë e fundit është e barabartë me:

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

ku 1 - A \u003d R është reflektimi i trupit. Nëse përthithshmëria e një trupi është 1, dhe për rrjedhojë reflektimi i tij është 0, domethënë trupi thith të gjithë energjinë që bie mbi të, atëherë ai quhet trup plotësisht i zi. Çdo trup temperatura e të cilit është e ndryshme nga zero absolute, lëshon energji për shkak të ngrohjes së trupit. Ky rrezatim quhet rrezatim i vetë trupit dhe karakterizohet nga fluksi i rrezatimit të vet Qe. Vetë-rrezatimi, i lidhur me sipërfaqen e njësisë së trupit, quhet dendësia e fluksit të rrezatimit të vet, ose emetim i trupit. Ky i fundit, në përputhje me ligjin e rrezatimit Stefan-Boltzmann, është në proporcion me temperaturën e trupit me fuqinë e katërt. Raporti i emetimit të një trupi ndaj emetimit të një trupi plotësisht të zi në të njëjtën temperaturë quhet shkalla e errësirës. Për të gjithë trupat, shkalla e errësirës është më e vogël se 1. Nëse për ndonjë trup nuk varet nga gjatësia e valës së rrezatimit, atëherë një trup i tillë quhet gri. Natyra e shpërndarjes së energjisë së rrezatimit të një trupi gri mbi gjatësitë e valëve është e njëjtë me atë të një trupi absolutisht të zi, domethënë përshkruhet nga ligji i rrezatimit të Planck. Shkalla e errësirës së një trupi gri është e barabartë me aftësinë e tij absorbuese.

Sipërfaqja e çdo trupi që hyn në sistem lëshon flukse të rrezatimit të reflektuar Qotr dhe rrezatimit të vet Qcob; Sasia totale e energjisë që del nga sipërfaqja e trupit quhet fluksi efektiv i rrezatimit Qeff dhe përcaktohet nga relacioni:

Qeff \u003d Qotr + Qcob. (23)

Një pjesë e energjisë së përthithur nga trupi kthehet në sistem në formën e rrezatimit të tij, kështu që rezultati i transferimit të nxehtësisë rrezatuese mund të përfaqësohet si diferenca midis flukseve të rrezatimit të tij dhe të rrezatimit të absorbuar. Vlera

Qpez \u003d Qcob - Qabs (24)

quhet fluksi i rrezatimit që rezulton dhe tregon se sa energji merr ose humbet trupi për njësi të kohës si rezultat i transferimit të nxehtësisë rrezatuese. Fluksi i rrezatimit që rezulton mund të shprehet gjithashtu si

Qpez \u003d Qeff - Qpad, (25)

pra si diferencë ndërmjet konsumit total dhe mbërritjes totale të energjisë rrezatuese në sipërfaqen e trupit. Prandaj, duke pasur parasysh se

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

marrim një shprehje që përdoret gjerësisht në llogaritjet e transferimit të nxehtësisë rrezatuese:

Detyra e llogaritjes së transferimit të nxehtësisë rrezatuese është, si rregull, gjetja e flukseve të rrezatimit që rezultojnë në të gjitha sipërfaqet e përfshira në këtë sistem, nëse dihen temperaturat dhe karakteristikat optike të të gjitha këtyre sipërfaqeve. Për të zgjidhur këtë problem, përveç relacionit të fundit, është e nevojshme të zbulohet marrëdhënia midis fluksit Qinc në një sipërfaqe të caktuar dhe flukseve Qeff në të gjitha sipërfaqet e përfshira në sistemin e shkëmbimit të nxehtësisë rrezatuese. Për të gjetur këtë lidhje, përdoret koncepti i koeficientit mesatar këndor të rrezatimit, i cili tregon se në cilën pjesë të rrezatimit hemisferik (d.m.th., i emetuar në të gjitha drejtimet brenda hemisferës) të një sipërfaqe të caktuar të përfshirë në sistemin e shkëmbimit të nxehtësisë rrezatuese bie. këtë sipërfaqe. Kështu, rryma Q-rënie në çdo sipërfaqe të përfshirë në sistemin e shkëmbimit të nxehtësisë rrezatuese përcaktohet si shuma e produkteve Qeff të të gjitha sipërfaqeve (përfshirë atë të dhënë, nëse është konkave) dhe përkatëse. faktorët e pjerrësisë rrezatimi.

Transferimi i nxehtësisë rrezatuese luan një rol të rëndësishëm në proceset e transferimit të nxehtësisë që ndodhin në temperaturat rreth 1000 °C dhe më lart. Është i përhapur në fusha të ndryshme teknologjia: në metalurgji, inxhinieri e energjisë termike, Energjia bërthamore, teknologji raketore, teknologji kimike, teknologji tharjeje, teknologji diellore.