radyasyon dengesi Dünya yüzeyi tarafından emilen ve yayılan ışıma enerjisinin içeri akışı ve dışarı akışı arasındaki farktır.

Radyasyon dengesi - belirli bir hacimdeki veya belirli bir yüzeydeki radyasyon akılarının cebirsel toplamı. Atmosferin radyasyon dengesi veya "Dünya - atmosfer" sistemi hakkında konuşurken, çoğu zaman atmosferin alt sınırındaki ısı transferini belirleyen dünya yüzeyinin radyasyon dengesi anlamına gelir. Soğurulan toplam güneş radyasyonu ile dünya yüzeyinin etkin radyasyonu arasındaki farkı temsil eder.

Radyasyon dengesi, Dünya yüzeyi tarafından emilen ve yayılan gelen ve giden radyan enerji arasındaki farktır.

Radyasyon dengesi en önemli iklim faktörüdür, çünkü topraktaki ve ona bitişik hava katmanlarındaki sıcaklığın dağılımı büyük ölçüde değerine bağlıdır. ona bağlı fiziksel özellikler Dünya üzerinde hareket eden hava kütlelerinin yanı sıra buharlaşma ve karın erimesinin yoğunluğu.

Radyasyon dengesinin yıllık değerlerinin dünya yüzeyindeki dağılımı aynı değildir: tropikal enlemlerde bu değerler 100 ... 120 kcal/(cm2-yıl)'a ulaşır ve maksimum ( Avustralya'nın kuzeybatı kıyılarında 140 kcal/(cm2-yıl)'a kadar gözlemlenir). Çöl ve kurak bölgelerde, aynı enlemlerde yeterli ve aşırı nemli alanlara göre radyasyon dengesi değerleri daha düşüktür. Bunun nedeni, havanın yüksek kuruluğu ve düşük bulutluluk nedeniyle albedo'daki bir artış ve etkili radyasyondaki bir artıştır. Ilıman enlemlerde, toplam radyasyondaki azalma nedeniyle artan enlem ile radyasyon dengesi değerleri hızla azalır.

Ortalama olarak, yıl boyunca, kalıcı bir buz örtüsüne sahip alanlar (Antarktika, Grönland'ın orta kısmı vb.) dışında, dünyanın tüm yüzeyi için radyasyon dengesinin toplamları pozitiftir.

Radyasyon dengesinin değeri ile ölçülen enerji, kısmen buharlaşmaya harcanır, kısmen havaya aktarılır ve nihayet belirli bir miktar enerji toprağa gider ve onu ısıtmaya gider. Böylece, ısı dengesi olarak adlandırılan, Dünya yüzeyi için toplam ısı girdi-çıktısı aşağıdaki denklemle temsil edilebilir:

Burada B radyasyon dengesidir, M Dünya yüzeyi ile atmosfer arasındaki ısı akışıdır, V buharlaşma için ısı tüketimidir (veya yoğuşma sırasında ısı salınımı), T toprak yüzeyi ile derin katmanlar arasındaki ısı alışverişidir.

Şekil 16 - Güneş radyasyonunun Dünya yüzeyi üzerindeki etkisi

Ortalama olarak, yıl boyunca toprak pratik olarak havaya aldığı kadar ısı verir, bu nedenle yıllık sonuçlarda topraktaki ısı devri sıfırdır. Buharlaşma için ısı tüketimi, dünyanın yüzeyine çok eşit olmayan bir şekilde dağılmıştır. Okyanuslarda, okyanus akıntılarının doğasına olduğu kadar okyanus yüzeyine ulaşan güneş enerjisi miktarına da bağlıdırlar. Sıcak akımlar buharlaşma için ısı tüketimini arttırırken, soğuk olanlar onu azaltır. Kıtalarda, buharlaşma için ısı maliyeti sadece güneş radyasyonu miktarıyla değil, aynı zamanda toprakta bulunan nem rezervleriyle de belirlenir. Nem eksikliği ile buharlaşmada bir azalmaya neden olarak, buharlaşma için ısı maliyetleri azalır. Bu nedenle, çöllerde ve yarı çöllerde önemli ölçüde azalırlar.

Neredeyse herkes için tek enerji kaynağı fiziksel süreçler atmosferde gelişen güneş radyasyonudur. ana özellik atmosferin radyasyon rejimi sözde. sera etkisi: atmosfer kısa dalgalı güneş radyasyonunu (çoğu dünya yüzeyine ulaşır) zayıf bir şekilde emer, ancak uzun dalgalı (tümü kızılötesi) radyasyonu geciktirir termal radyasyon Dünyanın dış uzaya ısı transferini önemli ölçüde azaltan ve sıcaklığını artıran dünyanın yüzeyi.

Atmosfere giren güneş radyasyonu, esas olarak su buharı, karbondioksit, ozon ve aerosoller tarafından atmosferde kısmen emilir ve aerosol parçacıkları ve atmosferin yoğunluğundaki dalgalanmalar tarafından saçılır. Güneş'in ışıma enerjisinin atmosferde saçılmasından dolayı sadece doğrudan güneş değil saçılan ışıma da gözlenmekte ve birlikte toplam ışımayı oluşturmaktadır. Dünya yüzeyine ulaşan toplam radyasyon kısmen ondan yansır. Yansıyan radyasyon miktarı, sözde altta yatan yüzeyin yansıtıcılığı ile belirlenir. albedo. Emilen radyasyon nedeniyle, dünyanın yüzeyi ısınır ve atmosfere yönelik kendi uzun dalga radyasyonunun kaynağı haline gelir. Buna karşılık, atmosfer de dünyanın yüzeyine (atmosferin karşı radyasyonu olarak adlandırılır) ve dış uzaya (giden radyasyon olarak adlandırılır) yönelik uzun dalga radyasyonu yayar. Dünyanın yüzeyi ile atmosfer arasındaki rasyonel ısı alışverişi, etkili radyasyon tarafından belirlenir - Dünya'nın kendi yüzey radyasyonu ile atmosferin onun tarafından emilen karşı radyasyonu arasındaki fark. Dünya yüzeyi tarafından emilen kısa dalga radyasyonu ile etkili radyasyon arasındaki farka radyasyon dengesi denir.

Güneş radyasyonunun enerjisinin, dünya yüzeyinde ve atmosferde emilmesinden sonra dönüşümleri, Dünya'nın ısı dengesini oluşturur. Atmosfer için ana ısı kaynağı, güneş radyasyonunun büyük bir kısmını emen dünyanın yüzeyidir. Güneş radyasyonunun atmosferde absorpsiyonu, uzun dalga radyasyonu ile atmosferden dünya uzayına ısı kaybından daha az olduğundan, ışınımsal ısı tüketimi, dünya yüzeyinden atmosfere formda ısı akışı ile telafi edilir. atmosferdeki su buharının yoğuşması sonucu türbülanslı ısı transferi ve ısının gelmesi. Tüm atmosferdeki toplam yoğuşma miktarı, yağış miktarına ve dünya yüzeyinden gelen buharlaşma miktarına eşit olduğundan, atmosferdeki yoğuşma ısısının girişi, Dünya yüzeyindeki buharlaşma için harcanan ısıya sayısal olarak eşittir. yüzey.

İlk önce dünya yüzeyinin termal koşullarını ve toprak ve su kütlelerinin en üst katmanlarını ele alalım. Bu gereklidir, çünkü atmosferin alt katmanları, en çok, toprağın ve suyun üst katmanları ile ışınımsal ve ışınımsal olmayan ısı alışverişi yoluyla ısıtılır ve soğutulur. Bu nedenle atmosferin alt katmanlarındaki sıcaklık değişimleri öncelikle dünya yüzeyinin sıcaklığındaki değişimler tarafından belirlenir ve bu değişimleri takip eder.

Dünyanın yüzeyi, yani toprak veya su yüzeyi (ve bitki örtüsü, kar, buz örtüsü), sürekli ve farklı şekillerde ısı alır ve kaybeder. Dünya yüzeyinden ısı, yukarı doğru - atmosfere ve aşağı doğru - toprağa veya suya aktarılır.

İlk olarak, atmosferin toplam radyasyonu ve karşı radyasyonu dünya yüzeyine girer. Yüzey tarafından daha fazla veya daha az oranda emilirler, yani. toprağın ve suyun üst katmanlarını ısıtmak için kullanılır. Aynı zamanda, dünyanın yüzeyinin kendisi yayılır ve böylece ısı kaybeder.

İkincisi, ısı, türbülanslı ısı iletimi yoluyla atmosferden yeryüzüne yukarıdan gelir. Aynı şekilde, ısı dünya yüzeyinden atmosfere kaçar. İletim yoluyla, ısı ayrıca yeryüzünün yüzeyini toprağa ve suya bırakır veya toprağın ve suyun derinliklerinden yeryüzüne gelir.

Üçüncüsü, dünya yüzeyi, su buharı havadan yoğuştuğunda ısı alır veya su ondan buharlaştığında ısı kaybeder. İlk durumda, göze çarpıyor gizli ısı, ikinci ısıda gizli bir duruma geçer.

Daha az önemli süreçler üzerinde durmayacağız (örneğin, yüzeyde yatan karın erimesi için ısı harcaması veya ısının yağış suyuyla birlikte toprağın derinliklerine yayılması).

Dünyanın yüzeyini, bu nedenle ısı kapasitesi sıfıra eşit olan, kalınlığı olmayan ideal bir geometrik yüzey olarak ele alalım. O halde, herhangi bir zaman diliminde, aynı anda yukarıdan ve aşağıdan aldığı ısı miktarının aynı miktarda yeryüzünün yüzeyinden yukarı ve aşağı gideceği açıktır. Doğal olarak, yüzeyi değil, dünya yüzeyinin bir katmanını düşünürsek, gelen ve giden ısı akılarının eşitliği olmayabilir. Bu durumda, enerjinin korunumu yasasına göre, giden akışlar üzerinden gelen ısı akışlarının fazlası, bu katmanı ısıtmak ve tersi durumda soğutmak için kullanılacaktır.

Bu nedenle, dünya yüzeyindeki tüm ısı girişlerinin ve çıkışlarının cebirsel toplamı sıfıra eşit olmalıdır - bu denklemdir ısı dengesi yeryüzü. Isı dengesi denklemini yazmak için, soğurulan radyasyonu ve etkin radyasyonu radyasyon dengesine birleştiririz:

B = (S günah h + D)(1 – A) – E s .

Havadan ısının gelmesi veya ısı iletimi ile havaya bırakılması harf ile gösterilir. R. Daha derin toprak veya su katmanları ile ısı alışverişi ile aynı gelir veya tüketim G ile gösterilecektir. Buharlaşma sırasında ısı kaybı veya yoğunlaşma sırasında yeryüzüne ulaşması ile gösterilecektir. LE, nerede L – özısı buharlaşma ve E buharlaştırılmış veya yoğunlaşmış suyun kütlesidir. Bir bileşeni daha hatırlayalım - fotosentetik süreçlere harcanan enerji - PAR, ancak diğerlerine kıyasla çok küçüktür, bu nedenle çoğu durumda denklemde belirtilmez. Daha sonra dünya yüzeyinin ısı dengesi denklemi şu şekli alır:

AT+ R+ G + LE + Q PAR = 0 veya AT+ R+ G + LE = 0

Denklemin anlamının, dünya yüzeyindeki ışınımsal dengenin ışınımsız ısı aktarımı ile dengelenmesi olduğu da belirtilebilir.

Isı dengesi denklemi, çok yıllık bir dönem de dahil olmak üzere herhangi bir zaman için geçerlidir.

Dünya yüzeyinin ısı dengesinin sıfır olması, yüzey sıcaklığının değişmediği anlamına gelmez. Isı transferi aşağıya doğru yönlendirilirse, yüzeye yukarıdan gelen ve onu derinlerde bırakan ısı, büyük ölçüde toprağın veya suyun en üst tabakasında - sözde aktif tabakada - kalır. Bu tabakanın sıcaklığı dolayısıyla dünya yüzeyinin sıcaklığı da artar. Isı, dünyanın yüzeyinden aşağıdan yukarıya, atmosfere aktarıldığında, her şeyden önce, aktif katmandan ısı kaçar ve bunun sonucunda yüzey sıcaklığı düşer.

Günden güne ve yıldan yıla ortalama sıcaklık aktif katman ve dünyanın herhangi bir yerdeki yüzeyi çok az değişir. Bu, gün içinde toprağın veya suyun derinliklerine giren ısının gece olduğu kadar ısı girdiği anlamına gelir. Yaz günü, aşağıdan gelenden daha fazla ısı düştüğü için, toprak ve su katmanları ve yüzeyleri gün geçtikçe ısınır. Kışın, ters işlem gerçekleşir. Toprak ve sudaki ısı girdisi ve çıktısındaki mevsimsel değişiklikler, yıl boyunca hemen hemen dengelidir ve dünya yüzeyinin ve aktif katmanın yıllık ortalama sıcaklığı yıldan yıla çok az değişir.

Isıtma ve termal özelliklerde büyük farklılıklar vardır. yüzey katmanları toprak ve su havzalarının üst katmanları. Toprakta ısı, moleküler ısı iletimi ile dikey olarak ve hafif hareket eden suda, ayrıca çok daha verimli olan su katmanlarının türbülanslı karışımıyla yayılır. Su kütlelerindeki türbülans, öncelikle dalgalar ve akıntılardan kaynaklanır. Geceleri ve soğuk mevsimde, termal konveksiyon bu tür bir türbülansa katılır: yüzeyde soğutulan su, artan yoğunluk nedeniyle alçalır ve alt katmanlardan gelen daha sıcak su ile değiştirilir. Okyanuslarda ve denizlerde buharlaşma, katmanların karışmasında ve bununla ilişkili ısı transferinde de rol oynar. Deniz yüzeyinden önemli ölçüde buharlaşma ile, suyun üst tabakası daha tuzlu hale gelir ve bu nedenle daha yoğun hale gelir, bunun sonucunda su yüzeyden derinliklere doğru batar. Ayrıca radyasyon toprağa kıyasla suya daha derin nüfuz eder. Son olarak, suyun ısı kapasitesi toprağınkinden daha büyüktür ve aynı miktarda ısı, bir su kütlesini aynı toprak kütlesinden daha düşük bir sıcaklığa ısıtır.

Sonuç olarak, sudaki günlük sıcaklık dalgalanmaları, yaklaşık onlarca metre derinliğe ve toprakta - bir metreden daha azına kadar uzanır. Sudaki yıllık sıcaklık dalgalanmaları yüzlerce metre derinliğe kadar uzanır ve toprakta - sadece 10-20 m.

Böylece, gündüz ve yaz aylarında suyun yüzeyine gelen ısı, hatırı sayılır bir derinliğe nüfuz eder ve suyun büyük bir bölümünü ısıtır. Üst tabakanın sıcaklığı ve suyun yüzeyi aynı anda çok az yükselir. Toprakta gelen ısı, çok sıcak olan ince bir üst tabakada dağılır. Üye Gısı dengesi denkleminde su için topraktan çok daha büyüktür ve P buna bağlı olarak daha az.

Gece ve kışın su, yüzey katmanından ısı kaybeder, bunun yerine alttaki katmanlardan biriken ısı gelir. Bu nedenle, suyun yüzeyindeki sıcaklık yavaş yavaş düşer. Toprak yüzeyinde, ısı transferi sırasında sıcaklık hızla düşer: İnce üst tabakada biriken ısı hızla onu terk eder ve alttan yenilenmeden ayrılır.

Sonuç olarak, gündüz ve yaz aylarında toprak yüzeyindeki sıcaklık, su yüzeyindeki sıcaklıktan daha yüksektir; geceleri ve kışın daha düşüktür. Bu, toprak yüzeyindeki günlük ve yıllık sıcaklık dalgalanmalarının su yüzeyinden daha büyük ve çok daha büyük olduğu anlamına gelir.

Isı dağılımındaki bu farklılıklar nedeniyle, su havzası, sıcak mevsimde yeterince kalın bir su tabakasında büyük miktarda ısı biriktirir ve bu, soğuk mevsimde atmosfere salınır. Sıcak mevsimde toprak, gündüz aldığı ısının çoğunu gece verir ve kışın çok azını biriktirir. Sonuç olarak, deniz üzerindeki hava sıcaklığı karaya göre yazın daha düşük, kışın daha yüksektir.

Atmosferle birlikte, Dünya'nın aktif tabakasının termal rejimini ele alalım. Aktif katman, sıcaklığı günlük ve yıllık dalgalanmalar yaşayan böyle bir toprak veya su katmanıdır. Gözlemler, karada günlük dalgalanmaların 1 - 2 m derinliğe, yıllık dalgalanmaların - birkaç on metrelik bir katmana yayıldığını göstermektedir. Denizlerde ve okyanuslarda aktif tabakanın kalınlığı karadakinden on kat daha fazladır. Atmosferin termal rejimleri ile Dünya'nın aktif tabakası arasındaki bağlantı, dünya yüzeyinin sözde ısı dengesi denklemi kullanılarak gerçekleştirilir. Bu denklem ilk olarak 1941'de A.A. tarafından hava sıcaklığının günlük değişimi teorisini oluşturmak için kullanıldı. Dorodnitsin. Sonraki yıllarda, ısı dengesi denklemi, birçok araştırmacı tarafından atmosferin yüzey tabakasının çeşitli özelliklerini incelemek için, örneğin aktif etkilerin etkisi altında meydana gelecek değişiklikleri, örneğin buz örtüsü üzerinde meydana gelecek değişiklikleri değerlendirmek için yaygın olarak kullanıldı. Kuzey Kutbu. Dünya yüzeyinin ısı dengesi denkleminin türetilmesi üzerinde duralım. Dünya yüzeyine ulaşan güneş radyasyonu, kalınlığı (Şekil 1) ile gösterilecek olan ince bir tabaka halinde karada emilir. Güneş radyasyonu akışına ek olarak, dünya yüzeyi atmosferden kızılötesi radyasyon akışı şeklinde ısı alır, kendi radyasyonu yoluyla ısı kaybeder.

Pirinç. bir.

Toprakta bu akımların her biri bir değişime uğrar. Kalınlığı olan bir temel katmanda (- yüzeyden toprağın derinliğine kadar sayılan derinlik) akı Ф dФ ile değiştiyse, yazabiliriz

a, absorpsiyon katsayısı ise, toprağın yoğunluğudur. aralığındaki son ilişkiyi entegre ederek, elde ederiz

Ф(0)'daki akışa kıyasla akışın e faktörü kadar azaldığı derinlik nerede. Radyasyonla birlikte ısı transferi, toprak yüzeyinin atmosfer ile türbülanslı değişimi ve alttaki toprak katmanları ile moleküler değişim yoluyla gerçekleştirilir. Türbülanslı değişimin etkisi altında, toprak eşit miktarda ısı kaybeder veya alır.

Ek olarak, su toprak yüzeyinden buharlaşır (veya su buharı yoğunlaşır), bu da ısı miktarını tüketir.

Katmanın alt sınırından geçen moleküler akış şu şekilde yazılır:

toprağın ısıl iletkenlik katsayısı nerede, özısı, - moleküler termal yayılma katsayısı.

Isı akışının etkisi altında toprağın sıcaklığı değişir ve 0'a yakın sıcaklıklarda buz erir (veya su donar). Dikey bir toprak sütununda enerjinin korunumu yasasına dayanarak kalınlığı yazabiliriz.

(19) denkleminde, sol taraftaki ilk terim, birim zamanda toprağın ısı içeriğini cm3 değiştirmek için harcanan ısı miktarı, ikinci ısı miktarı buzu eritmek için kullanılan ısı miktarıdır (). Sağ tarafta ise alt ve üst sınırlardan toprak tabakasına giren tüm ısı akıları “+” işareti ile, tabakayı terk edenler ise “-” işareti ile alınır. Denklem (19), zemin tabakası kalınlığı için ısı dengesi denklemidir. böyle Genel görünüm bu denklem, sonlu kalınlıktaki bir katman için yazılmış ısı kazancı denkleminden başka bir şey değildir. Havanın ve toprağın termal rejimi hakkında herhangi bir ek bilgi (ısı akışı denklemine kıyasla) çıkarmak mümkün değildir. Bununla birlikte, ısı dengesi denkleminden bağımsız olarak kullanılabildiğinde, ısı dengesi denkleminin birkaç özel durumunu belirtmek mümkündür. diferansiyel denklemler sınır koşulu. Bu durumda, ısı dengesi denklemi, dünya yüzeyinin bilinmeyen sıcaklığını belirlemeyi mümkün kılar. Aşağıdakiler bu tür özel durumlardır. Kar veya buzla kaplı olmayan arazide, daha önce belirtildiği gibi değer oldukça küçüktür. Aynı zamanda, moleküler aralığın sırasına göre olan miktarların her birine oranı oldukça büyüktür. Sonuç olarak, buz eritme işlemlerinin yokluğunda arazi denklemi şu şekilde yeterli derecede doğrulukla yazılabilir:

Denklem (20)'deki ilk üç terimin toplamı, dünya yüzeyinin radyasyon dengesi R'den başka bir şey değildir. Böylece, kara yüzeyinin ısı dengesi denklemi şu şekli alır:

(21) formundaki ısı dengesi denklemi, atmosferin ve toprağın termal rejiminin incelenmesinde sınır koşulu olarak kullanılır.

Çeşitli toprak yüzeylerinin ısınma ve soğuma derecesini doğru bir şekilde değerlendirmek, buharlaşmayı hesaplamak, topraktaki nem içeriğindeki değişiklikleri belirlemek, donmayı tahmin etmek için yöntemler geliştirmek ve ayrıca ıslah çalışmalarının iklim koşulları üzerindeki etkisini değerlendirmek için. yüzey hava tabakası, dünya yüzeyinin ısı dengesi hakkında verilere ihtiyaç vardır.

Dünyanın yüzeyi, çeşitli kısa dalga ve uzun dalga radyasyon akışlarına maruz kalmanın bir sonucu olarak sürekli olarak ısı alır ve kaybeder. Az ya da çok toplam radyasyonu ve karşı radyasyonu emen dünya yüzeyi ısınır ve uzun dalga radyasyonu yayar, yani ısı kaybeder. Dünyanın ısı kaybını karakterize eden değer
yüzey etkili radyasyondur. Dünya yüzeyinin kendi radyasyonu ile atmosferin karşı radyasyonu arasındaki farka eşittir. Atmosferin karşı radyasyonu her zaman dünyanınkinden biraz daha az olduğundan, bu fark pozitiftir. Gündüz, etkili radyasyon, emilen kısa dalga radyasyonu tarafından engellenir. Geceleri, kısa dalgalı güneş radyasyonunun yokluğunda, etkili radyasyon dünya yüzeyinin sıcaklığını düşürür. Bulutlu havalarda atmosferin karşı radyasyonunun artması nedeniyle etkin radyasyon açık havaya göre çok daha azdır. Dünya yüzeyinin daha az ve gece soğuması. Orta enlemlerde, dünya yüzeyi, emilen radyasyondan aldıkları ısı miktarının yaklaşık yarısını etkili radyasyon yoluyla kaybeder.

Radyan enerjinin gelişi ve tüketimi, dünya yüzeyinin radyasyon dengesinin değeri ile tahmin edilir. Emilen ve etkili radyasyon arasındaki farka eşittir, dünya yüzeyinin termal durumu buna bağlıdır - ısınması veya soğuması. Gün boyunca neredeyse her zaman pozitiftir, yani ısı girdisi tüketimi aşmaktadır. Geceleri radyasyon dengesi negatiftir ve etkili radyasyona eşittir. En yüksek enlemler hariç, dünya yüzeyinin radyasyon dengesinin yıllık değerleri her yerde pozitiftir. Bu aşırı ısı, türbülanslı ısı iletimi yoluyla atmosferi ısıtmak, buharlaşma ve daha derin toprak veya su katmanlarıyla ısı alışverişi için harcanır.

Sıcaklık koşullarını uzun bir süre (bir yıl veya daha iyisi birkaç yıl) göz önüne alırsak, o zaman dünya yüzeyi, atmosfer ve "Dünya-atmosfer" sistemi bir termal denge durumundadır. Ortalama sıcaklıkları yıldan yıla çok az değişir. Enerjinin korunumu yasasına göre, yeryüzüne gelen ve onu terk eden ısı akılarının cebirsel toplamının sıfıra eşit olduğunu varsayabiliriz. Bu, dünya yüzeyinin ısı dengesinin denklemidir. Bunun anlamı, dünya yüzeyinin radyasyon dengesinin radyasyonsuz ısı transferi ile dengelenmesidir. Isı dengesi denklemi, kural olarak, yağışla taşınan ısı, fotosentez için enerji tüketimi, biyokütle oksidasyonundan ısı kazancı ve ayrıca buz veya karı eritmek için ısı tüketimi gibi akışları (küçüklüklerinden dolayı) hesaba katmaz. , donan sudan ısı kazancı.

"Dünya-atmosfer" sisteminin uzun bir süre için termal dengesi de sıfıra eşittir, yani bir gezegen olarak Dünya termal dengededir: atmosferin üst sınırına gelen güneş radyasyonu, ayrılan radyasyonla dengelenir. atmosferin üst sınırından atmosfer.

Üst sınıra gelen havayı %100 olarak alırsak, bu miktarın %32'si atmosferde dağılır. Bunların %6'sı dünya uzayına geri dönüyor. Sonuç olarak, %26'sı saçılan radyasyon şeklinde yeryüzüne gelir; Radyasyonun %18'i ozon, aerosoller tarafından emilir ve atmosferi ısıtmak için kullanılır; %5 bulutlar tarafından emilir; Radyasyonun %21'i bulutlardan yansıma sonucu uzaya kaçar. Böylece, yeryüzüne gelen radyasyon %50'dir ve bunun %24'ü doğrudan radyasyondur; %47'si dünya yüzeyi tarafından emilir ve gelen radyasyonun %3'ü uzaya geri yansıtılır. Sonuç olarak, güneş radyasyonunun %30'u atmosferin üst sınırından uzaya kaçar. Bu değere Dünya'nın gezegensel albedosu denir. Dünya-atmosfer sistemi için, yansıyan ve saçılan güneş radyasyonunun %30'u, karasal radyasyonun %5'i ve atmosferik radyasyonun %65'i, yani sadece %100'ü atmosferin üst sınırından uzaya geri döner.

İlk önce dünya yüzeyinin termal koşullarını ve toprak ve su kütlelerinin en üst katmanlarını ele alalım. Bu gereklidir, çünkü atmosferin alt katmanları, en çok, toprağın ve suyun üst katmanları ile ışınımsal ve ışınımsal olmayan ısı alışverişi yoluyla ısıtılır ve soğutulur. Bu nedenle atmosferin alt katmanlarındaki sıcaklık değişimleri öncelikle dünya yüzeyinin sıcaklığındaki değişimler tarafından belirlenir ve bu değişimleri takip eder.

Dünyanın yüzeyi, yani toprak veya su yüzeyi (ve bitki örtüsü, kar, buz örtüsü), çeşitli şekillerde sürekli olarak ısı alır ve kaybeder. Dünya yüzeyinden ısı, yukarı doğru - atmosfere ve aşağı doğru - toprağa veya suya aktarılır.

İlk olarak, atmosferin toplam radyasyonu ve karşı radyasyonu dünya yüzeyine girer. Yüzey tarafından az ya da çok emilirler, yani üst toprak ve su katmanlarını ısıtmaya giderler. Aynı zamanda, dünyanın yüzeyinin kendisi de bu süreçte ısı yayar ve ısı kaybeder.

İkincisi, ısı iletim yoluyla atmosferden, yukarıdan yeryüzüne gelir. Aynı şekilde, ısı dünya yüzeyinden atmosfere kaçar. İletim yoluyla, ısı ayrıca yeryüzünün yüzeyini toprağa ve suya bırakır veya toprağın ve suyun derinliklerinden yeryüzüne gelir.

Üçüncüsü, su buharı havadan üzerinde yoğunlaştığında dünya yüzeyi ısı alır veya tersine su ondan buharlaştığında ısı kaybeder. İlk durumda gizli ısı açığa çıkar, ikinci durumda ısı gizli duruma geçer.

Herhangi bir zaman diliminde, bu süre zarfında yukarıdan ve aşağıdan aldığı ısı miktarı ile aynı miktarda ısı dünya yüzeyinden yukarı ve aşağı gider. Aksi olsaydı, enerjinin korunumu yasası yerine getirilemezdi: enerjinin dünya yüzeyinde ortaya çıktığını veya kaybolduğunu varsaymak gerekirdi. Bununla birlikte, örneğin, yukarıdan gelenden daha fazla ısının yükselmesi mümkündür; bu durumda aşırı ısı transferi toprağın veya suyun derinliklerinden ısının yüzeye gelmesi ile kapatılmalıdır.

Bu nedenle, dünya yüzeyindeki tüm gelir ve ısı giderlerinin cebirsel toplamı sıfıra eşit olmalıdır. Bu, dünya yüzeyinin ısı dengesi denklemi ile ifade edilir.

Bu denklemi yazmak için önce, soğurulan radyasyonu ve etkin radyasyonu bir radyasyon dengesinde birleştiririz.

Havadan ısının gelmesi veya ısı iletimi ile havaya dönüşü P ile gösterilecektir. Daha derin toprak veya su katmanları ile ısı alışverişi yoluyla aynı gelir veya tüketim A olarak adlandırılacaktır. Buharlaşma veya ısı kaybı sırasında ısı kaybı yoğuşma sırasında dünya yüzeyine varış, LE ile gösterilecektir, burada L, buharlaşmanın özgül ısısı ve E, buharlaşmış veya yoğunlaşmış suyun kütlesidir.

Denklemin anlamının, dünya yüzeyindeki ışınım dengesinin ışınımsız ısı aktarımı ile dengelenmesi olduğu da söylenebilir (Şekil 5.1).

Denklem (1), uzun yıllar da dahil olmak üzere herhangi bir süre için geçerlidir.

Dünya yüzeyinin ısı dengesinin sıfır olması, yüzey sıcaklığının değişmediği anlamına gelmez. Isı transferi aşağıya doğru yönlendirildiğinde, yukarıdan yüzeye gelen ve onu derinlere bırakan ısı, büyük ölçüde toprağın veya suyun en üst tabakasında (aktif tabaka denilen) kalır. Bu katmanın sıcaklığı ve dolayısıyla dünya yüzeyinin sıcaklığı da artar. Tersine, ısı yer yüzeyinden aşağıdan yukarıya atmosfere aktarıldığında, ısı öncelikle aktif katmandan kaçar ve bunun sonucunda yüzey sıcaklığı düşer.

Günden güne ve yıldan yıla, aktif tabakanın ortalama sıcaklığı ve herhangi bir yerdeki dünya yüzeyi çok az değişir. Bu, gündüzleri toprağın veya suyun derinliklerine, gündüzleri neredeyse geceleri bıraktığı kadar ısının girdiği anlamına gelir. Ama yine de yaz günlerinde ısı, aşağıdan geldiğinden biraz daha fazla düşüyor. Bu nedenle toprak ve su katmanları ve dolayısıyla yüzeyleri gün geçtikçe ısınır. Kışın, ters işlem gerçekleşir. Isı girdisindeki bu mevsimsel değişiklikler - toprak ve sudaki ısı tüketimi yıl içinde neredeyse dengelenir ve dünya yüzeyinin ve aktif katmanın yıllık ortalama sıcaklığı yıldan yıla çok az değişir.

Dünyanın ısı dengesi- dünya yüzeyinde, atmosferde ve Dünya-atmosfer sisteminde enerji (radyan ve termal) gelir ve tüketiminin oranı. Atmosferdeki, hidrosferdeki ve litosferin üst katmanlarındaki fiziksel, kimyasal ve biyolojik süreçlerin ezici çoğunluğu için ana enerji kaynağı güneş radyasyonudur, bu nedenle ısı dengesinin bileşenlerinin dağılımı ve oranı bu dönüşümleri karakterize eder. kabuklar.

Isı dengesi, enerjinin korunumu yasasının özel bir formülasyonudur ve Dünya yüzeyinin bir bölümü için derlenir (dünya yüzeyinin ısı dengesi); atmosferden geçen dikey bir kolon için (atmosferin ısı dengesi); atmosferden ve litosferin veya hidrosferin üst katmanlarından geçen aynı sütun için (Dünya-atmosfer sisteminin termal dengesi).

Dünya yüzeyinin ısı dengesi denklemi:

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

Dünya yüzeyinin bir elemanı ile onu çevreleyen uzay arasındaki enerji akışının cebirsel toplamını temsil eder. Bu formülde:

R - radyasyon dengesi, emilen kısa dalgalı güneş radyasyonu ile dünya yüzeyinden uzun dalgalı etkili radyasyon arasındaki fark.

P, alttaki yüzey ile atmosfer arasında meydana gelen ısı akışıdır;

F0 - dünyanın yüzeyi ile litosfer veya hidrosferin daha derin katmanları arasında ısı akışı gözlenir;

LE - buharlaşan su kütlesinin ürünü olarak tanımlanan buharlaşma için ısı tüketimi E ve buharlaşma ısısı L ​​ısı dengesi

Bu akımlar, Radyasyon dengesi (veya artık radyasyon) R'yi içerir - emilen kısa dalgalı güneş radyasyonu ile dünya yüzeyinden gelen uzun dalgalı etkili radyasyon arasındaki fark. Radyasyon dengesinin pozitif veya negatif değeri, birkaç ısı akısı ile telafi edilir. Dünya yüzeyinin sıcaklığı genellikle hava sıcaklığına eşit olmadığından, alttaki yüzey ile atmosfer arasında bir ısı akısı P ortaya çıkar.Dünya yüzeyi ile litosfer veya hidrosferin daha derin katmanları arasında benzer bir ısı akısı F0 gözlenir. Bu durumda, topraktaki ısı akısı moleküler ısıl iletkenlik ile belirlenirken, su kütlelerinde ısı transferi, kural olarak, az veya çok türbülanslı bir karaktere sahiptir. Rezervuarın yüzeyi ile daha derin katmanları arasındaki ısı akısı F0 sayısal olarak değişime eşittir belirli bir zaman aralığı için rezervuarın ısı içeriği ve rezervuardaki akımlarla ısı transferi. Dünya yüzeyinin ısı dengesinde, buharlaşan suyun kütlesi E ve buharlaşma ısısı L'nin çarpımı olarak tanımlanan buharlaşma LE için ısı tüketimi genellikle büyük önem taşır. dünyanın yüzeyi, sıcaklığı, hava nemi ve su buharının dünya yüzeyinden atmosfere aktarım hızını belirleyen yüzey hava tabakasındaki türbülanslı ısı transferinin yoğunluğu.

Atmosfer ısı dengesi denklemi şu şekildedir:

Ra + Lr + P + Fa = ΔW, (16)

burada ΔW, atmosferik sütunun dikey duvarı içindeki ısı içeriğindeki değişikliktir.

Atmosferin ısı dengesi, radyasyon dengesi Ra'dan oluşur; atmosferdeki suyun faz dönüşümleri sırasında ısı girdisi veya çıktısı Lr (r, yağışların toplamıdır); atmosferin dünya yüzeyi ile türbülanslı ısı alışverişi nedeniyle P ısısının gelişi veya tüketimi; Sıralı atmosferik hareketler ve makrotürbülans ile ilişkili olan, kolonun dikey duvarları boyunca ısı alışverişinin neden olduğu ısı kazancı veya kaybı Fa. Ek olarak, atmosferin ısı dengesi denklemi ΔW terimini içerir, eşittir sütun içindeki ısı içeriğindeki değişiklikler.

Dünya-atmosfer sistemi için ısı dengesi denklemi, dünya yüzeyinin ve atmosferin ısı dengesi denklemlerinin terimlerinin cebirsel toplamına karşılık gelir. Dünyanın çeşitli bölgeleri için dünya yüzeyinin ve atmosferinin ısı dengesinin bileşenleri, meteorolojik gözlemlerle (aktinometrik istasyonlarda, özel ısı dengesi istasyonlarında, Dünya'nın meteorolojik uydularında) veya klimatolojik hesaplamalarla belirlenir.

Okyanuslar, karalar ve Dünya için dünya yüzeyinin ısı dengesi bileşenlerinin ortalama enlem değerleri ve atmosferin ısı dengesi, ısı dengesi terimlerinin değerlerinin dikkate alındığı tablolarda verilmiştir. ısının gelişine karşılık geliyorsa pozitiftir. Bu tablolar ortalama yıllık koşullara atıfta bulunduğundan, atmosferin ısı içeriğindeki ve litosferin üst katmanlarındaki değişiklikleri karakterize eden terimleri içermez, çünkü bu koşullar için sıfıra yakındır.

Bir gezegen olarak Dünya için, atmosferle birlikte ısı dengesi diyagramı Şekil 1'de gösterilmiştir. Atmosferin dış sınırının birim yüzeyi, yılda ortalama yaklaşık 250 kcal / cm2'ye eşit bir güneş radyasyonu akısını alır, bunun yaklaşık 1/3'ü dünya alanına yansır ve yılda 167 kcal / cm2 Dünya tarafından emilir

Isı değişimi tekdüze olmayan bir sıcaklık alanı nedeniyle uzayda kendiliğinden geri dönüşü olmayan ısı transferi süreci. Genel durumda, ısı transferine diğer fiziksel büyüklüklerin alanlarının homojen olmaması, örneğin konsantrasyonlardaki fark (difüzyon termal etkisi) neden olabilir. Üç tür ısı transferi vardır: termal iletkenlik, konveksiyon ve radyan ısı transferi (pratikte ısı transferi genellikle 3 tip tarafından aynı anda gerçekleştirilir). Isı transferi, doğadaki birçok süreci belirler veya eşlik eder (örneğin, yıldızların ve gezegenlerin evrimi, Dünya yüzeyindeki meteorolojik süreçler vb.). teknoloji ve günlük yaşamda. Birçok durumda, örneğin, kurutma, buharlaşmalı soğutma, difüzyon, ısı transferi süreçleri incelenirken kütle transferi ile birlikte düşünülür. İki soğutucu arasında, onları ayıran katı bir duvar veya aralarındaki arayüz yoluyla ısı transferine ısı transferi denir.

Termal iletkenlik Vücudun daha fazla ısıtılmış kısımlarından daha az ısıtılmış kısımlara ısı transferi (mikropartiküllerin termal hareketinin enerjisi) türlerinden biri, sıcaklık eşitlenmesine yol açar. Isı iletkenliği ile vücuttaki enerji transferi, enerjinin daha fazla enerjiye sahip parçacıklardan (moleküller, atomlar, elektronlar) daha az enerjili parçacıklara doğrudan aktarılması sonucu gerçekleşir. Parçacıkların ortalama serbest yolunun l mesafesindeki termal iletkenlik sıcaklığındaki nispi değişiklik küçükse, o zaman temel termal iletkenlik yasası (Fourier yasası) karşılanır: ısı akısı yoğunluğu q, sıcaklık gradyanı grad T ile orantılıdır. , yani (17)

burada λ, termal iletkenlik veya basitçe termal iletkenlik, grad T'ye bağlı değildir [λ, şunlara bağlıdır: toplama durumu madde (tabloya bakınız), atomik ve moleküler yapısı, sıcaklığı ve basıncı, bileşimi (bir karışım veya çözelti durumunda).

Denklemin sağ tarafındaki eksi işareti, ısı akışının yönünün ve sıcaklık gradyanının karşılıklı olarak zıt olduğunu gösterir.

Q değerinin enine kesit alanına F oranı, özgül ısı akısı veya ısı yükü olarak adlandırılır ve q harfi ile gösterilir.

(18)

Bazı gazlar, sıvılar ve gazlar için ısıl iletkenlik katsayısı λ değerleri katılar de atmosferik basınç Tablolardan 760 mmHg seçilir.

Isı transferi.İki soğutucu arasındaki ısı transferi, onları ayıran katı bir duvar veya aralarındaki arayüz aracılığıyla. Isı transferi, daha sıcak bir akışkandan duvara ısı transferini, duvardaki ısıl iletkenliği, duvardan daha soğuk bir hareketli ortama ısı transferini içerir. Isı transferi sırasındaki ısı transferinin yoğunluğu, 1 K'lik bir sıcaklık farkı ile birim zamanda bir birim duvar yüzeyinden aktarılan ısı miktarına sayısal olarak eşit olan bir ısı transfer katsayısı k ile karakterize edilir; boyut k - W/(m2․K) [kcal/m2․°С)]. Isı transfer katsayısının karşılığı olan R değerine toplam termal direnç ısı transferi denir. Örneğin, tek katmanlı bir duvarın R

,

burada α1 ve α2, sıcak sıvıdan duvar yüzeyine ve duvar yüzeyinden soğuk sıvıya olan ısı transfer katsayılarıdır; δ - duvar kalınlığı; λ, termal iletkenlik katsayısıdır. Uygulamada karşılaşılan çoğu durumda ısı transfer katsayısı ampirik olarak belirlenir. Bu durumda elde edilen sonuçlar benzerlik teorisi yöntemleri ile işlenir.

Radyant ısı transferi - radyasyonlu ısı transferi, dönüşüm süreçleri sonucunda gerçekleştirilir. içsel enerji madde radyasyon enerjisine, radyasyon enerjisinin transferi ve madde tarafından emilmesi. Radyant ısı transfer süreçlerinin seyri şu şekilde belirlenir: karşılıklı düzenlemeısı alışverişi yapan cisimlerin uzayında, bu cisimleri ayıran ortamın özellikleri. Radyant ısı transferi ile diğer ısı transferi türleri (termal iletim, konvektif ısı transferi) arasındaki temel fark, ısı transfer yüzeylerini ayıran bir malzeme ortamının yokluğunda da meydana gelebilmesidir. elektromanyetik radyasyonun yayılması.

Opak bir cismin yüzeyine radyan ısı transferi sürecinde meydana gelen ve gelen radyasyon akışının değeri Qinc ile karakterize edilen radyan enerji, kısmen vücut tarafından emilir ve kısmen yüzeyinden yansıtılır (bkz. Şekil).

Absorbe edilen radyasyon Qab'sinin akışı şu bağıntı ile belirlenir:

Qabs \u003d Bir Qpad, (20)

burada A vücudun emme kapasitesidir. Opak bir vücut için olması nedeniyle

Qfall \u003d Qab + Qotr, (21)

Qotr, vücudun yüzeyinden yansıyan radyasyon akışı olduğunda, bu son değer şuna eşittir:

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

burada 1 - A \u003d R, vücudun yansıtıcılığıdır. Bir cismin soğurma gücü 1'e eşitse ve dolayısıyla yansıtıcılığı 0'a eşitse, yani cisim üzerine gelen tüm enerjiyi soğuruyorsa, buna tamamen siyah cisim denir. tamamen sıfır, vücudun ısınması nedeniyle enerji yayar. Bu radyasyona vücudun kendi radyasyonu denir ve kendi radyasyonunun akışı Qe ile karakterize edilir. Vücudun birim yüzeyi ile ilgili kendi kendine radyasyon, kendi radyasyonunun akı yoğunluğu veya vücudun emisyonu olarak adlandırılır. İkincisi, Stefan-Boltzmann radyasyon yasasına göre, vücudun sıcaklığıyla dördüncü güce orantılıdır. Bir cismin emisyonunun aynı sıcaklıkta tamamen siyah bir cismin emisyonuna oranına siyahlık derecesi denir. Tüm cisimler için siyahlık derecesi 1'den azdır. Bazı cisimler için radyasyonun dalga boyuna bağlı değilse, böyle bir cisme gri denir. Gri bir cismin radyasyon enerjisinin dalga boyları üzerindeki dağılımının doğası, kesinlikle siyah bir cisminkiyle aynıdır, yani Planck'ın radyasyon yasası ile tanımlanır. Gri bir cismin siyahlık derecesi, absorpsiyon kapasitesine eşittir.

Sisteme giren herhangi bir cismin yüzeyi, yansıyan radyasyon Qotr ve kendi radyasyonu Qcob akılarını yayar; vücudun yüzeyinden ayrılan toplam enerji miktarına etkin radyasyon akışı Qeff denir ve şu bağıntı ile belirlenir:

Qeff \u003d Qotr + Qcob. (23)

Vücut tarafından emilen enerjinin bir kısmı sisteme kendi radyasyonu şeklinde geri döner, bu nedenle radyan ısı transferinin sonucu, kendi ve emilen radyasyonun akıları arasındaki fark olarak temsil edilebilir. Değer

Qpez \u003d Qcob - Qab (24)

ortaya çıkan radyasyon akısı denir ve radyan ısı transferi sonucunda vücudun birim zamanda ne kadar enerji aldığını veya kaybettiğini gösterir. Ortaya çıkan radyasyon akısı ayrıca şu şekilde ifade edilebilir:

Qpez \u003d Qeff - Qpad, (25)

yani, toplam tüketim ile radyan enerjinin vücut yüzeyine toplam gelişi arasındaki fark olarak. Bu nedenle, verilen

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

radyan ısı transferi hesaplamalarında yaygın olarak kullanılan bir ifade elde ederiz:

Radyan ısı transferini hesaplama görevi, kural olarak, dahil edilen tüm yüzeylerde ortaya çıkan radyasyon akılarını bulmaktır. bu sistem, eğer tüm bu yüzeylerin sıcaklıkları ve optik özellikleri biliniyorsa. Bu problemi çözmek için, son ilişkiye ek olarak, belirli bir yüzeydeki Qinc akı ile radyan ısı değişim sistemine dahil tüm yüzeylerdeki Qeff akıları arasındaki ilişkiyi bulmak gerekir. Bu ilişkiyi bulmak için, radyan ısı değişim sistemine dahil olan belirli bir yüzeyin yarım küre (yani, yarım küre içinde her yöne yayılan) radyasyonunun ne kadarının üzerine düştüğünü gösteren ortalama açısal radyasyon katsayısı kavramı kullanılır. bu yüzey. Bu nedenle, radyan ısı değişim sistemine dahil olan herhangi bir yüzeydeki akış Qdüşüş, tüm yüzeylerin (içbükey ise verilen dahil olmak üzere) ve ilgili yüzeylerin Qeff ürünlerinin toplamı olarak tanımlanır. eğim faktörleri radyasyon.

Radyan ısı transferi, yaklaşık 1000 °C ve üzerindeki sıcaklıklarda meydana gelen ısı transfer süreçlerinde önemli bir rol oynar. içinde yaygın Çeşitli bölgeler teknoloji: metalurjide, ısı enerjisi mühendisliğinde, nükleer güç, roket teknolojisi, kimyasal teknoloji, kurutma teknolojisi, güneş teknolojisi.