تعادل حرارتی سطح زمین و سیستم زمین-تروپوسفر. تعادل تابش و گرما ببینید که "توازن حرارتی سطح زمین" در فرهنگ های دیگر چیست؟

جو، مانند سطح زمین، تقریباً تمام گرمای خود را از خورشید دریافت می کند. سایر منابع گرمایش شامل گرمایی است که از روده های زمین می آید، اما تنها کسری از درصد کل گرما است.

اگرچه تابش خورشیدی تنها منبع گرما برای سطح زمین است، رژیم حرارتی پوشش جغرافیایی تنها نتیجه تعادل تابش نیست. گرمای خورشیدی تحت تأثیر عوامل زمینی تبدیل و توزیع می شود و عمدتاً توسط جریان های هوا و اقیانوس تبدیل می شود. آنها به نوبه خود به دلیل توزیع نابرابر تابش خورشیدی در عرض های جغرافیایی هستند. این یکی از بارزترین نمونه های ارتباط نزدیک جهانی و تعامل اجزای مختلف در طبیعت است.

برای طبیعت زنده زمین، توزیع مجدد گرما بین عرض های جغرافیایی مختلف و همچنین بین اقیانوس ها و قاره ها مهم است. به لطف این فرآیند، توزیع مجدد فضایی بسیار پیچیده گرما بر روی سطح زمین مطابق با جهت های برتر حرکت جریان هوا و اقیانوس اتفاق می افتد. با این حال، انتقال حرارت کل، به عنوان یک قاعده، از عرض های جغرافیایی پایین به عرض های جغرافیایی بالا و از اقیانوس ها به قاره ها هدایت می شود.

توزیع گرما در اتمسفر از طریق همرفت، رسانش گرما و تابش صورت می گیرد. همرفت حرارتی در همه جای سیاره خود را نشان می دهد، بادها، جریان های هوای صعودی و نزولی در همه جا حضور دارند. همرفت به ویژه در مناطق گرمسیری مشخص است.

هدایت حرارتی، یعنی انتقال گرما در هنگام تماس مستقیم جو با سطح گرم یا سرد زمین، اهمیت نسبتا کمی دارد، زیرا هوا رسانای ضعیفی برای گرما است. این خاصیت است که کاربرد گسترده ای در ساخت قاب پنجره با شیشه دوجداره پیدا کرده است.

ورودی و خروجی گرما در اتمسفر پایین در عرض های جغرافیایی مختلف یکسان نیست. شمال 38 درجه شمالی ش گرمای بیشتری نسبت به جذب آن منتشر می شود. این تلفات با جریان های گرم اقیانوسی و هوا که به عرض های جغرافیایی معتدل هدایت می شوند، جبران می شود.

فرآیند دریافت و مصرف انرژی خورشیدی، گرمایش و سرمایش کل سیستم جو زمین با تعادل گرمایی مشخص می شود. اگر عرضه سالانه انرژی خورشیدی به مرز بالایی جو را 100٪ در نظر بگیریم، تعادل انرژی خورشیدی به این صورت خواهد بود: 42٪ از زمین منعکس می شود و به فضای بیرون باز می گردد (این مقدار مشخص کننده زمین است. albedo)، با 38٪ منعکس شده توسط جو و 4٪ - سطح زمین. بقیه (58٪) جذب می شود: 14٪ - توسط جو و 44٪ - توسط سطح زمین. سطح گرم شده زمین تمام انرژی جذب شده توسط آن را پس می دهد. در عین حال، تابش انرژی از سطح زمین 20٪، 24٪ برای گرم کردن هوا و تبخیر رطوبت (5.6٪ برای گرم کردن هوا و 18.4٪ برای تبخیر رطوبت) صرف می شود.

چنین ویژگی های عمومی تعادل حرارتی جهان به عنوان یک کل. در واقع، برای تسمه های عرضی مختلف برای سطوح مختلف، تعادل حرارتی به دور از یکسان خواهد بود. بنابراین، تعادل گرمایی هر قلمرو در هنگام طلوع و غروب خورشید، زمانی که فصول تغییر می‌کند، بسته به شرایط جوی (ابر، رطوبت هوا و محتوای گرد و غبار در آن)، ماهیت سطح (آب یا زمین، جنگل یا پیاز)، مختل می‌شود. پوشش برفی یا زمین برهنه))، ارتفاع از سطح دریا. بیشتر گرما در شب، در زمستان و از طریق هوای کمیاب، تمیز و خشک در ارتفاعات بالا منتشر می شود. اما در نهایت، تلفات ناشی از تابش با گرمای حاصل از خورشید جبران می شود و حالت تعادل دینامیکی بر روی زمین به طور کلی حاکم می شود، در غیر این صورت گرم می شود یا برعکس، سرد می شود.

دمای هوا

گرم شدن جو به روشی نسبتاً پیچیده رخ می دهد. طول موج های کوتاه نور خورشید از نور مرئی قرمز تا اشعه ماوراء بنفش در سطح زمین به امواج گرمایی طولانی تر تبدیل می شود که بعداً وقتی از سطح زمین ساطع می شود، جو را گرم می کند. لایه‌های پایین‌تر جو سریع‌تر از لایه‌های بالایی گرم می‌شوند، که با تابش حرارتی نشان‌داده‌شده سطح زمین و این واقعیت که چگالی بالایی دارند و با بخار آب اشباع شده‌اند توضیح داده می‌شود.

ویژگی بارز توزیع عمودی دما در تروپوسفر کاهش آن با ارتفاع است. متوسط ​​شیب عمودی دما، یعنی میانگین کاهش محاسبه شده در هر 100 متر ارتفاع، 0.6 درجه سانتی گراد است. خنک شدن هوای مرطوب با تراکم رطوبت همراه است. در این حالت مقدار مشخصی گرما آزاد می شود که صرف تشکیل بخار شده است. بنابراین، هنگامی که هوای مرطوب بالا می رود، تقریباً دو برابر هوای خشک کندتر خنک می شود. ضریب زمین گرمایی هوای خشک در تروپوسفر به طور متوسط ​​1 درجه سانتیگراد است.

هوایی که از سطح زمین گرم شده و بدنه های آبی بلند می شود وارد منطقه ای با فشار کم می شود. این به آن اجازه می دهد تا منبسط شود و در ارتباط با این، مقدار معینی از انرژی حرارتی به انرژی جنبشی تبدیل می شود. در نتیجه این فرآیند، هوا خنک می شود. اگر در همان زمان گرما را از جایی دریافت نکند و آن را به جایی ندهد، کل فرآیند توصیف شده خنک کننده آدیاباتیک یا دینامیک نامیده می شود. و بالعکس، هوا پایین می آید، وارد منطقه فشار بالا می شود، توسط هوایی که آن را احاطه کرده است متراکم می شود و انرژی مکانیکی به انرژی گرمایی تبدیل می شود. به همین دلیل، هوا گرمای آدیاباتیک را تجربه می کند که به طور متوسط ​​​​1 درجه سانتیگراد به ازای هر 100 متر فرونشست است.

گاهی اوقات دما با افزایش ارتفاع افزایش می یابد. این پدیده وارونگی نامیده می شود. علل تظاهرات u "متفاوت است: تابش زمین بر روی پوشش های یخی، عبور جریان های قوی هوای گرم از روی سطح سرد. وارونگی ها به ویژه در مناطق کوهستانی مشخص است: هوای سرد سنگین به داخل حفره های کوهستانی جریان می یابد و در آنجا راکد می شود. جابجایی هوای گرم سبکتر به سمت بالا

تغییرات روزانه و سالانه دمای هوا نشان دهنده وضعیت حرارتی سطح است. در لایه سطحی هوا حداکثر روزانه ساعت 14-15 و کمترین آن پس از طلوع آفتاب مشاهده می شود. بیشترین دامنه روزانه در عرض های جغرافیایی نیمه گرمسیری (30 درجه سانتیگراد) و کوچکترین - در قطب (5 درجه سانتیگراد) رخ می دهد. سیر سالانه دما به عرض جغرافیایی، ماهیت سطح زیرین، ارتفاع مکان از سطح اقیانوس، برجستگی و فاصله از اقیانوس بستگی دارد.

قوانین جغرافیایی خاصی در توزیع دمای سالانه در سطح زمین آشکار شده است.

1. در هر دو نیمکره، دمای متوسط ​​به سمت قطب ها در حال کاهش است. با این حال، استوای حرارتی - موازی گرم با میانگین دمای سالانه 27 درجه سانتیگراد - در نیمکره شمالی در حدود 15-20 درجه عرض جغرافیایی قرار دارد. این با این واقعیت توضیح داده می شود که زمین در اینجا مساحت بیشتری را نسبت به خط استوای جغرافیایی اشغال می کند.

2. از خط استوا به سمت شمال و جنوب، دما به طور ناهموار تغییر می کند. بین خط استوا و موازی 25، کاهش دما بسیار کند است - کمتر از دو درجه برای هر ده درجه عرض جغرافیایی. بین 25 تا 80 درجه عرض جغرافیایی در هر دو نیمکره، دما بسیار سریع کاهش می یابد. در برخی نقاط، این کاهش بیش از 10 درجه سانتیگراد است. بیشتر به سمت قطب ها، میزان افت دما دوباره کاهش می یابد.

3. میانگین دمای سالانه تمام موازی های نیمکره جنوبی کمتر از دمای موازی های مربوط به نیمکره شمالی است. میانگین دمای هوا در نیمکره شمالی عمدتاً "قاره ای" +8.6 درجه سانتیگراد در ژانویه و +22.4 درجه سانتیگراد در ماه جولای است. در نیمکره جنوبی "اقیانوسی"، میانگین دما در ماه ژوئیه + 11.3 درجه سانتیگراد، در ژانویه - 17.5 + درجه سانتیگراد است. دامنه سالانه نوسانات دمای هوا در نیمکره شمالی به دلیل ویژگی های توزیع، دو برابر بیشتر است. خشکی و دریا در عرض های جغرافیایی متناظر و تأثیر خنک کنندگی گنبد یخی بزرگ قطب جنوب بر آب و هوای نیمکره جنوبی.

نقشه های ایزوترم ویژگی های مهمی از توزیع دمای هوا بر روی زمین را ارائه می دهند. بنابراین، بر اساس تجزیه و تحلیل توزیع ایزوترم های جولای در سطح زمین، نتایج اصلی زیر را می توان فرموله کرد.

1. در مناطق فرا گرمسیری هر دو نیمکره، ایزوترم های قاره ها نسبت به موقعیت آن روی پنجره ها به سمت شمال خم می شوند. در نیمکره شمالی، این به این دلیل است که زمین بیشتر از دریا گرم می شود، و در جنوب - نسبت مخالف: در این زمان، زمین سردتر از دریا است.

2. ایزوترم های جولای بر روی اقیانوس ها تأثیر جریان های دمای هوای سرد را منعکس می کنند. این امر به ویژه در امتداد آن سواحل غربی آمریکای شمالی و آفریقا که توسط مکاتبات سرد جریان های اقیانوسی کالیفرنیا و قناری شسته شده است قابل توجه است. در نیمکره جنوبی، ایزوترم ها در جهت مخالف شمال خمیده می شوند - همچنین تحت تأثیر جریان های سرد.

3. بیشترین میانگین دما در تیرماه در بیابان های واقع در شمال خط استوا مشاهده می شود. در این زمان در کالیفرنیا، صحرا، عربستان، ایران و داخل آسیا گرم است.

توزیع ایزوترم های ژانویه نیز ویژگی های خاص خود را دارد.

1. انحناهای ایزوترم ها بر روی اقیانوس ها به سمت شمال و بر روی خشکی به سمت جنوب برجسته تر و متضاد تر می شوند. این بیشتر در نیمکره شمالی آشکار است. خمیدگی های قوی ایزوترم ها به سمت قطب شمال منعکس کننده افزایش نقش حرارتی جریان های اقیانوسی گلف استریم در اقیانوس اطلس و کورو-سیو در اقیانوس آرام است.

2. در مناطق فرا گرمسیری هر دو نیمکره، ایزوترم های قاره ها به طور قابل توجهی به سمت جنوب منحنی هستند. این به این دلیل است که در نیمکره شمالی زمین سردتر است و در نیمکره جنوبی گرمتر از دریا است.

3. بالاترین میانگین دما در ماه ژانویه در بیابان های منطقه گرمسیری نیمکره جنوبی رخ می دهد.

4. مناطقی که بیشترین سرمایش را در ماه ژانویه روی کره زمین دارند، مانند ژوئیه، قطب جنوب و گرینلند هستند.

به طور کلی می توان بیان کرد که ایزوترم های نیمکره جنوبی در تمام فصول سال دارای الگوی ضربه ای مستطیلی (طولی) هستند. عدم وجود ناهنجاری های قابل توجه در جریان ایزوترم ها در اینجا با غلبه قابل توجه سطح آب بر خشکی توضیح داده می شود. تجزیه و تحلیل سیر ایزوترم ها نشان دهنده وابستگی نزدیک دما نه تنها به میزان تابش خورشیدی، بلکه همچنین به توزیع مجدد گرما توسط جریان های اقیانوسی و هوا است.

مفهوم میدان ترموباریک زمین

نوسانات فصلی در تعادل تابش

نوسانات فصلی در رژیم تابش زمین به طور کلی با تغییرات در تابش نیمکره شمالی و جنوبی در طول انقلاب سالانه زمین به دور خورشید مطابقت دارد.

در کمربند استوایی هیچ نوسانات فصلی در گرمای خورشیدی وجود ندارد: هر دو در دسامبر و ژوئیه، تعادل تابش 6-8 کیلو کالری بر سانتی متر مربع در خشکی و 10-12 کیلو کالری بر سانتی متر مربع در دریا در ماه است.

در مناطق گرمسیری نوسانات فصلی در حال حاضر به وضوح بیان شده است. در نیمکره شمالی - در شمال آفریقا، آسیای جنوبی و آمریکای مرکزی - در دسامبر، تعادل تابش 2-4 کیلو کالری / سانتی متر مربع و در ژوئن 6-8 کیلو کالری / سانتی متر مربع در ماه است. همین تصویر در نیمکره جنوبی مشاهده می شود: تعادل تشعشع در دسامبر (تابستان) بیشتر و در ژوئن (زمستان) کمتر است.

در سراسر منطقه معتدل در دسامبر، در شمال نیمه گرمسیری (خط تعادل صفر از فرانسه، آسیای مرکزی و جزیره هوکایدو می گذرد)، تعادل منفی است. در ماه ژوئن، حتی در نزدیکی دایره قطب شمال، تعادل تشعشع 8 کیلو کالری بر سانتی متر مربع در ماه است. بیشترین دامنه تعادل تشعشع مشخصه نیمکره شمالی قاره ای است.

رژیم حرارتی تروپوسفر هم با هجوم گرمای خورشیدی و هم با دینامیک توده‌های هوا تعیین می‌شود که فرارفت گرما و سرما را انجام می‌دهند. از سوی دیگر، حرکت هوا به خودی خود ناشی از یک گرادیان دما (کاهش دما در واحد فاصله) بین عرض های جغرافیایی استوایی و قطبی و بین اقیانوس ها و قاره ها است. در نتیجه این فرآیندهای دینامیکی پیچیده، میدان ترموباریک زمین شکل گرفت. هر دو عنصر آن - دما و فشار - به قدری به هم مرتبط هستند که در جغرافیا مرسوم است که از یک میدان ترموباریک زمین صحبت شود.

گرمای دریافتی سطح زمین توسط اتمسفر و هیدروسفر تبدیل و دوباره توزیع می شود. گرما عمدتاً برای تبخیر، تبادل گرمای متلاطم و برای توزیع مجدد گرما بین خشکی و اقیانوس صرف می‌شود.

بیشترین مقدار گرما صرف تبخیر آب اقیانوس ها و قاره ها می شود. در عرض های جغرافیایی گرمسیری اقیانوس ها، تبخیر تقریباً 100-120 کیلو کالری / سانتی متر مربع در سال مصرف می کند و در مناطق آبی با جریان گرم تا 140 کیلو کالری / سانتی متر مربع در سال که مربوط به تبخیر یک لایه آب ضخامت 2 متر است. . در کمربند استوایی، انرژی بسیار کمتری برای تبخیر صرف می شود، یعنی تقریباً 60 کیلو کالری در سانتی متر مربع در سال. این معادل تبخیر یک لایه آب یک متری است.

در قاره ها، حداکثر مصرف گرما برای تبخیر در منطقه استوایی با آب و هوای مرطوب آن رخ می دهد. در عرض های جغرافیایی گرمسیری زمین بیابان هایی با تبخیر ناچیز وجود دارد. در عرض های جغرافیایی معتدل، هزینه گرما برای تبخیر در اقیانوس ها 2.5 برابر بیشتر از خشکی است. سطح اقیانوس بین 55 تا 97 درصد از تمام تشعشعات تابیده شده بر روی آن را جذب می کند. در کل سیاره، 80 درصد تابش خورشیدی صرف تبخیر و حدود 20 درصد برای انتقال حرارت آشفته می شود.

گرمای صرف شده برای تبخیر آب در حین تراکم بخار به صورت گرمای نهان تبخیر به جو منتقل می شود. این فرآیند نقش عمده ای در گرم کردن هوا و حرکت توده های هوا دارد.

حداکثر مقدار گرما برای کل تروپوسفر از تراکم بخار آب توسط عرض های جغرافیایی استوایی دریافت می شود - تقریباً 100-140 کیلو کالری / سانتی متر مربع در سال. این به دلیل هجوم مقدار زیادی از رطوبت است که توسط بادهای تجاری از آبهای گرمسیری و بالا آمدن هوا از بالای خط استوا به اینجا آورده شده است. در عرض های جغرافیایی خشک استوایی، مقدار گرمای نهان تبخیر به طور طبیعی ناچیز است: کمتر از 10 کیلو کالری در سانتی متر مربع در سال در بیابان های قاره ای و حدود 20 کیلو کالری بر سانتی متر مربع در سال در اقیانوس ها. آب نقش تعیین کننده ای در رژیم حرارتی و دینامیکی جو دارد.

گرمای تابشی نیز از طریق تبادل حرارتی متلاطم هوا وارد جو می شود. هوا رسانای ضعیفی از گرما است، بنابراین، رسانایی حرارتی مولکولی می تواند تنها یک لایه ناچیز (چند متر) پایین تر از جو را گرم کند. تروپوسفر با اختلاط متلاطم، جت، گردابی گرم می شود: هوای لایه زیرین مجاور زمین گرم می شود، به صورت جت بالا می رود و هوای سرد بالایی به جای خود پایین می آید که همچنین گرم می شود. به این ترتیب گرما به سرعت از خاک به هوا و از لایه ای به لایه دیگر منتقل می شود.

جریان گرمای متلاطم بر روی قاره ها بیشتر و در اقیانوس ها کمتر است. در بیابان های گرمسیری به حداکثر 60 کیلو کالری در سانتی متر مربع در سال می رسد، در مناطق استوایی و نیمه گرمسیری به 30-20 کیلو کالری / سانتی متر مربع و در معتدل - 20-10 کیلو کالری / سانتی متر مربع در سال کاهش می یابد. در سطح وسیع تری از اقیانوس ها، آب حدود 5 کیلوکالری در سانتی متر مربع در سال به اتمسفر می دهد و تنها در عرض های جغرافیایی زیر قطبی، هوای گلف استریم و کوروشیوو تا 20-30 کیلو کالری بر سانتی متر مربع در سال گرما دریافت می کند.

برخلاف گرمای نهان تبخیر، جریان متلاطم به طور ضعیفی توسط جو حفظ می شود. از روی بیابان ها به سمت بالا منتقل می شود و از بین می رود، به همین دلیل است که مناطق بیابانی به عنوان مناطق خنک کننده جو عمل می کنند.

رژیم حرارتی قاره ها به دلیل موقعیت جغرافیایی آنها متفاوت است. هزینه گرما برای تبخیر در قاره های شمالی با موقعیت آنها در منطقه معتدل تعیین می شود. در آفریقا و استرالیا - خشکی مناطق بزرگ آنها. در تمام اقیانوس ها، بخش عظیمی از گرما صرف تبخیر می شود. سپس بخشی از این گرما به قاره ها منتقل می شود و آب و هوای عرض های جغرافیایی بالا را عایق می کند.

تجزیه و تحلیل انتقال حرارت بین سطح قاره ها و اقیانوس ها به ما اجازه می دهد تا نتایج زیر را بگیریم:

1. در عرض های جغرافیایی استوایی هر دو نیمکره، جو از اقیانوس های گرم شده تا 40 کیلو کالری / سانتی متر مربع در سال گرما دریافت می کند.

2. تقریباً هیچ گرمایی از بیابان های گرمسیری قاره وارد جو نمی شود.

3. خط تعادل صفر از مناطق نیمه گرمسیری، نزدیک به 40 0 ​​عرض جغرافیایی می گذرد.

4. در عرض های جغرافیایی معتدل، مصرف گرما توسط تابش بیشتر از تابش جذب شده است. این بدان معنی است که دمای هوای آب و هوایی در عرض های جغرافیایی معتدل نه توسط خورشید، بلکه توسط گرمای فرارفتی (از عرض های جغرافیایی کم) تعیین می شود.

5. تعادل تابش زمین-اتمسفر نسبت به صفحه استوایی نامتقارن است: در عرض های جغرافیایی قطبی نیمکره شمالی به 60 می رسد و در عرض های جغرافیایی جنوبی مربوطه - تنها 20 کیلو کالری در سانتی متر مربع در سال. گرما به نیمکره شمالی شدیدتر از نیمکره جنوبی منتقل می شود، تقریباً 3 برابر. تعادل سیستم زمین و جو دمای هوا را تعیین می کند.

8.16. گرمایش و سرمایش جو در فرآیند برهمکنش سیستم "اقیانوس-جو-قاره"

جذب پرتوهای خورشیدی توسط هوا بیش از 0.1 0 درجه سانتیگراد گرما به لایه کیلومتر پایین تر تروپوسفر نمی دهد. جو بیش از 1/3 گرما را مستقیماً از خورشید دریافت نمی کند و 2/3 از سطح زمین و بالاتر از همه از هیدروسفر جذب می کند که گرما را از طریق بخار آب تبخیر شده از سطح زمین به آن منتقل می کند. پوسته آب

پرتوهای خورشیدی که از پوشش گازی سیاره عبور کرده اند، در بیشتر نقاط سطح زمین با آب برخورد می کنند: در اقیانوس ها، در توده های آبی و باتلاق های خشکی، در خاک مرطوب و در شاخ و برگ گیاهان. انرژی حرارتی تابش خورشیدی در درجه اول صرف تبخیر می شود. مقدار گرمای صرف شده به ازای هر واحد آب تبخیر، گرمای نهان تبخیر نامیده می شود. هنگامی که بخار متراکم می شود، گرمای تبخیر وارد هوا شده و آن را گرم می کند.

جذب گرمای خورشیدی توسط آب با گرمایش زمین متفاوت است. ظرفیت گرمایی آب حدود 2 برابر بیشتر از خاک است. با همان مقدار گرما، آب دو برابر ضعیفتر از خاک گرم می شود. در خنک سازی، نسبت معکوس می شود. اگر یک توده هوای سرد به سطح گرم اقیانوس نفوذ کند، گرما به لایه ای تا 5 کیلومتر نفوذ می کند. گرم شدن تروپوسفر به دلیل گرمای نهان تبخیر است.

اختلاط هوای متلاطم (تصادفی، ناهموار، هرج و مرج) جریان های همرفتی را ایجاد می کند که شدت و جهت آن به ماهیت زمین و گردش سیاره ای توده های هوا بستگی دارد.

مفهوم فرآیند آدیاباتیک نقش مهمی در رژیم حرارتی هوا متعلق به فرآیند آدیاباتیک است.

مفهوم فرآیند آدیاباتیک مهمترین نقش در رژیم حرارتی جو مربوط به فرآیند آدیاباتیک است. گرمایش و سرمایش آدیاباتیک هوا در یک جرم و بدون تبادل حرارت با سایر رسانه ها اتفاق می افتد.

هنگامی که هوا از لایه های بالایی یا میانی تروپوسفر یا در امتداد دامنه کوه ها پایین می آید، از لایه های کمیاب وارد لایه های متراکم تری می شود، مولکول های گاز به یکدیگر نزدیک می شوند، برخورد آنها تشدید می شود و انرژی جنبشی حرکت مولکول های هوا به گرما تبدیل می شود. . هوا بدون دریافت گرما از سایر توده های هوا و یا از سطح زمین گرم می شود. گرمایش آدیاباتیک، به عنوان مثال، در مناطق گرمسیری، بر روی بیابان ها و بر روی اقیانوس ها در عرض های جغرافیایی یکسان رخ می دهد. گرمایش آدیاباتیک هوا با خشک شدن آن (که دلیل اصلی تشکیل بیابان ها در منطقه گرمسیری است) همراه است.

در جریان های صعودی، هوا به صورت آدیاباتیک سرد می شود. از تروپوسفر تحتانی متراکم، به تروپوسفر میانی و فوقانی کمیاب می رسد. در همان زمان، چگالی آن کاهش می یابد، مولکول ها از یکدیگر دور می شوند، کمتر با هم برخورد می کنند، انرژی حرارتی دریافت شده توسط هوا از سطح گرم شده به انرژی جنبشی تبدیل می شود، برای کار مکانیکی برای گسترش گاز صرف می شود. این سرد شدن هوا را در هنگام بالا آمدن توضیح می دهد.

هوای خشک به صورت آدیاباتیک 10 درجه سانتیگراد در هر 100 متر ارتفاع خنک می شود، این یک فرآیند آدیاباتیک است. با این حال، هوای طبیعی حاوی بخار آب است که متراکم می شود و گرما را آزاد می کند. بنابراین، در واقع، دما 0.6 0 درجه سانتیگراد در هر 100 متر (یا 6 0 درجه سانتیگراد در هر 1 کیلومتر ارتفاع) کاهش می یابد. این یک فرآیند آدیاباتیک مرطوب است.

هنگام پایین آوردن، هوای خشک و مرطوب هر دو به یک اندازه گرم می شوند، زیرا در این حالت تراکم رطوبت رخ نمی دهد و گرمای نهان تبخیر آزاد نمی شود.

واضح ترین ویژگی های معمولی رژیم حرارتی زمین در بیابان ها آشکار می شود: بخش زیادی از تابش خورشیدی از سطح روشن آنها منعکس می شود ، گرما برای تبخیر صرف نمی شود و به سمت گرم کردن سنگ های خشک می رود. از آنها در طول روز هوا به درجه حرارت بالا گرم می شود. در هوای خشک، گرما باقی نمی ماند و آزادانه به اتمسفر فوقانی و فضای بین سیاره ای تابش می کند. بیابان ها همچنین به عنوان پنجره های خنک کننده برای جو در مقیاس سیاره ای عمل می کنند.

به منظور ارزیابی صحیح درجه گرمایش و سرمایش سطوح مختلف زمین، محاسبه تبخیر برای، تعیین تغییرات رطوبت در خاک، توسعه روش‌هایی برای پیش‌بینی یخ زدگی و همچنین ارزیابی تأثیر کار احیا بر شرایط اقلیمی خاک. لایه هوای سطحی، داده هایی در مورد تعادل حرارتی سطح زمین مورد نیاز است.

سطح زمین به طور پیوسته گرما را در اثر قرار گرفتن در معرض انواع جریان های تابش موج کوتاه و بلند دریافت می کند و از دست می دهد. سطح زمین با جذب کم و بیش تابش کل و تشعشعات متقابل، گرم می شود و تابش موج بلند ساطع می کند، به این معنی که گرما را از دست می دهد. مقداری که از دست دادن گرمای زمین را مشخص می کند
سطح تابش موثر است. برابر است با تفاوت بین تابش خود سطح زمین و تابش متضاد جو. از آنجایی که تابش ضد اتمسفر همیشه تا حدودی کمتر از تابش زمین است، این تفاوت مثبت است. در طول روز، تابش موثر توسط تابش موج کوتاه جذب شده مسدود می شود. در شب، در غیاب تابش خورشیدی موج کوتاه، تابش موثر دمای سطح زمین را کاهش می دهد. در هوای ابری، به دلیل افزایش تابش متقابل جو، تابش موثر بسیار کمتر از هوای صاف است. خنک شدن کمتر و شبانه سطح زمین. در عرض های جغرافیایی میانی، سطح زمین از طریق تشعشعات موثر حدود نیمی از گرمای دریافتی از تابش جذب شده را از دست می دهد.

ورود و مصرف انرژی تابشی با مقدار تعادل تشعشعی سطح زمین تخمین زده می شود. برابر است با تفاوت بین تابش جذب شده و موثر، وضعیت حرارتی سطح زمین به آن بستگی دارد - گرمایش یا خنک کردن آن. در طول روز، تقریباً همیشه مثبت است، یعنی گرمای ورودی بیش از مصرف است. در شب، تعادل تشعشع منفی و برابر با تابش موثر است. مقادیر سالانه تعادل تابش سطح زمین، به استثنای بالاترین عرض های جغرافیایی، همه جا مثبت است. این گرمای اضافی برای گرم کردن اتمسفر توسط هدایت گرمای متلاطم، در تبخیر و تبادل حرارت با لایه‌های عمیق‌تر خاک یا آب صرف می‌شود.

اگر شرایط دما را برای یک دوره طولانی (یک سال یا بهتر چند سال) در نظر بگیریم، سطح زمین، جو به طور جداگانه و سیستم "زمین-اتمسفر" در حالت تعادل گرمایی قرار دارند. میانگین دمای آنها از سال به سال کمی متفاوت است. بر اساس قانون بقای انرژی، می توان فرض کرد که مجموع جبری شارهای حرارتی که به سطح زمین می آیند و از آن خارج می شوند، برابر با صفر است. این معادله تعادل حرارتی سطح زمین است. معنی آن این است که تعادل تابشی سطح زمین با انتقال حرارت غیر تشعشعی متعادل می شود. معادله تعادل حرارتی، به عنوان یک قاعده، جریان هایی مانند گرمای حمل شده توسط بارش، مصرف انرژی برای فتوسنتز، گرما حاصل از اکسیداسیون زیست توده و همچنین مصرف گرما برای ذوب یخ یا برف را در نظر نمی گیرد. ، دریافت گرما از انجماد آب.

تعادل حرارتی سیستم "زمین-اتمسفر" برای یک دوره طولانی نیز برابر با صفر است، یعنی زمین به عنوان یک سیاره در تعادل حرارتی است: تابش خورشیدی که به مرز بالایی جو می رسد با تابش خروجی متعادل می شود. جو از مرز بالایی جو.

اگر هوای ورودی به مرز بالایی را 100 درصد در نظر بگیریم، 32 درصد از این مقدار در جو پخش می شود. از این تعداد، 6 درصد به فضای جهانی باز می گردد. در نتیجه، 26٪ به صورت تابش پراکنده به سطح زمین می آید. 18 درصد تابش توسط ازن، ذرات معلق در هوا جذب می شود و برای گرم کردن جو استفاده می شود. 5٪ توسط ابرها جذب می شود. 21 درصد از تشعشعات در اثر انعکاس از ابرها به فضا می گریزند. بنابراین، تشعشعاتی که به سطح زمین می‌آیند 50 درصد است که 24 درصد آن تابش مستقیم است. 47٪ توسط سطح زمین جذب می شود و 3٪ از تشعشعات ورودی به فضا منعکس می شود. در نتیجه 30 درصد تابش خورشیدی از مرز بالایی جو به فضای بیرونی می گریزد. این مقدار آلبدوی سیاره ای زمین نامیده می شود. برای سیستم زمین-اتمسفر، 30 درصد تابش خورشیدی منعکس شده و پراکنده، 5 درصد تابش زمینی و 65 درصد تابش جو، یعنی تنها 100 درصد، از طریق مرز بالایی جو به فضا باز می گردد.

اجازه دهید ابتدا شرایط حرارتی سطح زمین و بالاترین لایه های خاک و آب را در نظر بگیریم. این امر ضروری است زیرا لایه‌های پایینی جو بیشتر از همه با تبادل حرارت تابشی و غیر تشعشعی با لایه‌های بالایی خاک و آب گرم و سرد می‌شوند. بنابراین تغییرات دما در لایه های زیرین جو در درجه اول با تغییرات دمای سطح زمین تعیین می شود و این تغییرات را به دنبال دارد.

سطح زمین، یعنی سطح خاک یا آب (و همچنین پوشش گیاهی، برف، پوشش یخی) به طور مداوم گرما را به طرق مختلف دریافت و از دست می دهد. از طریق سطح زمین، گرما به سمت بالا - به جو و پایین - به خاک یا آب منتقل می شود.

ابتدا تابش کل و تابش متضاد جو وارد سطح زمین می شود. آنها کم و بیش جذب سطح می شوند، یعنی برای گرم کردن لایه های بالایی خاک و آب می روند. در همان زمان، خود سطح زمین تابش می کند و در این فرآیند گرما را از دست می دهد.

ثانیاً، گرما از بالا، از جو، با رسانایی به سطح زمین می آید. به همین ترتیب، گرما از سطح زمین به جو خارج می شود. گرما نیز با رسانایی از سطح زمین به داخل خاک و آب خارج می شود و یا از اعماق خاک و آب به سطح زمین می آید.

ثالثاً، سطح زمین وقتی گرما می گیرد که بخار آب از هوا روی آن متراکم شود یا برعکس، با تبخیر آب از آن، گرما را از دست می دهد. در حالت اول گرمای نهان آزاد می شود، در حالت دوم گرما به حالت نهان می رسد.

در هر دوره زمانی، همان مقدار گرمایی که در این مدت از بالا و پایین دریافت می کند، از سطح زمین بالا و پایین می رود. اگر غیر از این بود، قانون بقای انرژی محقق نمی شد: لازم بود فرض کنیم که انرژی در سطح زمین پدید می آید یا ناپدید می شود. با این حال، ممکن است، برای مثال، گرمای بیشتری نسبت به آنچه از بالا آمده افزایش یابد. در این حالت انتقال حرارت اضافی باید با ورود گرما به سطح از اعماق خاک یا آب پوشش داده شود.

پس مجموع جبری تمام درآمدها و هزینه های گرما در سطح زمین باید برابر با صفر باشد. این با معادله تعادل حرارتی سطح زمین بیان می شود.

برای نوشتن این معادله، ابتدا تابش جذب شده و تابش موثر را در یک تعادل تشعشع ترکیب می کنیم.

ورود گرما از هوا یا برگشت آن به هوا توسط هدایت حرارتی با P نشان داده می شود. همان درآمد یا مصرف با تبادل حرارت با لایه های عمیق تر خاک یا آب را A می نامند. از دست دادن گرما در هنگام تبخیر یا آن ورود در هنگام تراکم به سطح زمین با LE نشان داده می شود، که در آن L گرمای ویژه تبخیر و E جرم آب تبخیر شده یا متراکم شده است.

همچنین می توان گفت که معنای معادله این است که تعادل تابشی در سطح زمین با انتقال حرارت غیر تابشی متعادل می شود (شکل 5.1).

معادله (1) برای هر دوره زمانی از جمله برای چندین سال معتبر است.

صفر بودن تعادل حرارتی سطح زمین به این معنی نیست که دمای سطح زمین تغییر نمی کند. هنگامی که انتقال حرارت به سمت پایین هدایت می شود، گرمایی که از بالا به سطح می آید و آن را در اعماق خود رها می کند تا حد زیادی در بالاترین لایه خاک یا آب (در اصطلاح لایه فعال) باقی می ماند. دمای این لایه و در نتیجه دمای سطح زمین نیز افزایش می یابد. برعکس، هنگامی که گرما از طریق سطح زمین از پایین به بالا به جو منتقل می شود، گرما در درجه اول از لایه فعال خارج می شود و در نتیجه دمای سطح کاهش می یابد.

از روز به روز و از سال به سال، میانگین دمای لایه فعال و سطح زمین در هر مکان کمی متفاوت است. این بدان معناست که در طول روز تقریباً به همان اندازه گرما وارد اعماق خاک یا آب می شود که در شب از آن خارج می شود. اما با این حال، در طول روزهای تابستان، گرما کمی بیشتر از پایین می آید. بنابراین لایه های خاک و آب و در نتیجه سطح آنها روز به روز گرم می شود. در زمستان، روند معکوس رخ می دهد. این تغییرات فصلی در گرمای ورودی - مصرف گرما در خاک و آب تقریباً در طول سال متعادل می شود و میانگین دمای سالانه سطح زمین و لایه فعال از سال به سال کمی متفاوت است.

تعادل حرارتی زمین- نسبت درآمد و مصرف انرژی (تابشی و حرارتی) در سطح زمین، در جو و در سیستم زمین - جو. منبع اصلی انرژی برای اکثریت قریب به اتفاق فرآیندهای فیزیکی، شیمیایی و بیولوژیکی در اتمسفر، هیدروسفر و در لایه‌های بالایی لیتوسفر تابش خورشید است، بنابراین توزیع و نسبت اجزای تعادل حرارتی، دگرگونی‌های آن را در این موارد مشخص می‌کند. پوسته ها

تعادل حرارتی فرمول خاصی از قانون بقای انرژی است و برای بخشی از سطح زمین (موازنه حرارتی سطح زمین) تدوین شده است. برای یک ستون عمودی که از جو عبور می کند (توازن حرارتی جو). برای همان ستونی که از جو و لایه های بالایی لیتوسفر یا هیدروسفر می گذرد (تعادل حرارتی سیستم زمین-اتمسفر).

معادله تعادل حرارتی سطح زمین:

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

مجموع جبری جریان انرژی بین عنصری از سطح زمین و فضای اطراف را نشان می دهد. در این فرمول:

R - تعادل تابش، تفاوت بین تابش خورشیدی موج کوتاه جذب شده و تابش موثر موج بلند از سطح زمین.

P شار حرارتی است که بین سطح زیرین و جو رخ می دهد.

F0 - جریان گرما بین سطح زمین و لایه های عمیق تر لیتوسفر یا هیدروسفر مشاهده می شود.

LE - مصرف گرما برای تبخیر، که به عنوان حاصلضرب جرم آب تبخیر شده E و گرمای تبخیر L تعادل حرارتی تعریف می شود.

این جریان ها شامل تعادل تابشی (یا تابش باقیمانده) R - تفاوت بین تابش خورشیدی موج کوتاه جذب شده و تابش موثر موج بلند از سطح زمین است. مقدار مثبت یا منفی تراز تشعشعی توسط چندین شار حرارتی جبران می شود. از آنجایی که دمای سطح زمین معمولاً با دمای هوا برابر نیست، یک شار حرارتی P بین سطح زیرین و اتمسفر ایجاد می‌شود. یک شار گرمایی مشابه F0 بین سطح زمین و لایه‌های عمیق‌تر لیتوسفر یا هیدروسفر مشاهده می‌شود. در این مورد، شار گرما در خاک با هدایت حرارتی مولکولی تعیین می شود، در حالی که در آب، انتقال حرارت، به عنوان یک قاعده، دارای یک شخصیت آشفته به میزان بیشتر یا کمتر است. شار حرارتی F0 بین سطح مخزن و لایه‌های عمیق‌تر آن از نظر عددی برابر با تغییر محتوای حرارتی مخزن در یک بازه زمانی معین و انتقال حرارت توسط جریان‌های موجود در مخزن است. در تعادل حرارتی سطح زمین معمولاً مصرف گرما برای تبخیر LE از اهمیت قابل توجهی برخوردار است که به عنوان حاصلضرب جرم آب تبخیر شده E و گرمای تبخیر L تعریف می شود. مقدار LE بستگی به مرطوب شدن آب دارد. سطح زمین، دمای آن، رطوبت هوا و شدت انتقال حرارت متلاطم در لایه هوای سطحی که میزان انتقال بخار آب از سطح زمین به جو را تعیین می کند.

معادله تعادل گرمایی جو به شکل زیر است:

Ra + Lr + P + Fa = ΔW، (16)

که در آن ΔW تغییر مقدار گرما در داخل دیواره عمودی ستون جوی است.

تعادل گرمایی جو از تعادل تابشی آن Ra تشکیل شده است. گرمای ورودی یا خروجی Lr در طول تبدیل فاز آب در جو (r مجموع بارش است). ورود یا مصرف گرمای P به دلیل تبادل گرمای متلاطم جو با سطح زمین. افزایش یا از دست دادن حرارت فا ناشی از تبادل حرارت از طریق دیواره های عمودی ستون، که با حرکات منظم جوی و ماکروتوربولانس همراه است. علاوه بر این، معادله تعادل حرارتی جو شامل عبارت ΔW است که برابر با تغییر مقدار گرما در داخل ستون است.

معادله تعادل حرارتی برای سیستم زمین-اتمسفر با مجموع جبری معادلات تعادل حرارتی سطح زمین و جو مطابقت دارد. اجزای تعادل حرارتی سطح زمین و جو برای مناطق مختلف کره زمین با مشاهدات هواشناسی (در ایستگاه های اکتینومتری، در ایستگاه های تعادل حرارتی ویژه، در ماهواره های هواشناسی زمین) یا با محاسبات اقلیم شناسی تعیین می شود.

میانگین مقادیر عرضی اجزای تعادل حرارتی سطح زمین برای اقیانوس ها، زمین و زمین و تعادل گرمایی جو در جداول آورده شده است که در آن مقادیر شرایط تعادل حرارتی در نظر گرفته شده است. اگر با ورود گرما مطابقت داشته باشند مثبت است. از آنجایی که این جداول به میانگین شرایط سالانه اشاره دارند، اصطلاحاتی را که تغییرات در محتوای گرمای جو و لایه‌های بالایی لیتوسفر را مشخص می‌کنند، شامل نمی‌شوند، زیرا برای این شرایط آنها نزدیک به صفر هستند.

برای زمین به عنوان یک سیاره، همراه با جو، نمودار تعادل گرمایی در شکل نشان داده شده است. یک واحد سطح از مرز بیرونی جو، شار تابشی خورشیدی برابر با میانگین حدود 250 کیلو کالری بر سانتی متر مربع در سال دریافت می کند که حدود 1/3 آن به فضای جهان منعکس می شود و 167 کیلو کالری بر سانتی متر مربع در سال. جذب زمین می شود

تبادل حرارتفرآیند غیرقابل برگشت انتقال حرارت در فضا، به دلیل یک میدان دمایی غیر یکنواخت. در حالت کلی، انتقال حرارت می تواند ناشی از ناهمگنی میدان های دیگر کمیت های فیزیکی، به عنوان مثال، تفاوت در غلظت ها (اثر حرارتی انتشار) باشد. سه نوع انتقال حرارت وجود دارد: هدایت حرارتی، همرفت و انتقال حرارت تابشی (در عمل، انتقال حرارت معمولاً توسط هر 3 نوع به طور همزمان انجام می شود). انتقال حرارت بسیاری از فرآیندها را در طبیعت تعیین یا همراهی می کند (به عنوان مثال، تکامل ستارگان و سیارات، فرآیندهای هواشناسی در سطح زمین و غیره). در تکنولوژی و زندگی روزمره در بسیاری از موارد، به عنوان مثال، هنگام مطالعه فرآیندهای خشک کردن، سرمایش تبخیری، انتشار، انتقال حرارت همراه با انتقال جرم در نظر گرفته می شود. انتقال حرارت بین دو خنک کننده از طریق دیوار جامدی که آنها را از هم جدا می کند یا از طریق رابط بین آنها انتقال حرارت نامیده می شود.

رسانایی گرمایییکی از انواع انتقال حرارت (انرژی حرکت حرارتی ریزذرات) از قسمت‌های گرم‌تر بدن به قسمت‌هایی که حرارت کمتری دارند، منجر به یکسان شدن دما می‌شود. با هدایت حرارتی، انتقال انرژی در بدن در نتیجه انتقال مستقیم انرژی از ذرات (مولکول ها، اتم ها، الکترون ها) که انرژی بیشتری دارند به ذرات با انرژی کمتر انجام می شود. اگر تغییر نسبی دمای هدایت حرارتی در فاصله میانگین مسیر آزاد ذرات l کم باشد، قانون اساسی هدایت حرارتی (قانون فوریه) برآورده می شود: چگالی شار گرمایی q با گرادیان دما T متناسب است. ، یعنی (17)

جایی که λ رسانایی گرمایی یا به سادگی هدایت حرارتی است، به درجه T بستگی ندارد [λ به حالت کل ماده (به جدول مراجعه کنید)، ساختار اتمی و مولکولی آن، دما و فشار، ترکیب (در مورد یک ماده بستگی دارد) مخلوط یا محلول).

علامت منفی در سمت راست معادله نشان می دهد که جهت جریان گرما و گرادیان دما متقابل هستند.

نسبت مقدار Q به سطح مقطع F را شار حرارتی ویژه یا بار گرمایی می نامند و با حرف q نشان داده می شود.

(18)

مقادیر ضریب هدایت حرارتی λ برای برخی از گازها، مایعات و جامدات در فشار اتمسفر 760 میلی متر جیوه از جداول انتخاب شده است.

انتقال حرارت.انتقال حرارت بین دو خنک کننده از طریق یک دیوار جامد که آنها را از هم جدا می کند یا از طریق رابط بین آنها. انتقال حرارت شامل انتقال حرارت از سیال داغتر به دیوار، هدایت حرارتی در دیوار، انتقال حرارت از دیوار به محیط متحرک سردتر است. شدت انتقال حرارت در حین انتقال حرارت با یک ضریب انتقال حرارت k مشخص می شود که عددی برابر با مقدار حرارتی است که از طریق یک واحد سطح دیوار در واحد زمان در اختلاف دمایی بین مایعات 1 K منتقل می شود. بعد k - W/(m2․K) [kcal/m2․°C)]. مقدار R، متقابل ضریب انتقال حرارت، انتقال حرارت مقاومت حرارتی کل نامیده می شود. به عنوان مثال، R یک دیوار تک لایه

,

که α1 و α2 ضرایب انتقال حرارت از مایع داغ به سطح دیوار و از سطح دیوار به مایع سرد هستند. δ - ضخامت دیوار؛ λ ضریب هدایت حرارتی است. در بیشتر مواردی که در عمل با آن مواجه می شویم، ضریب انتقال حرارت به صورت تجربی تعیین می شود. در این حالت، نتایج به‌دست‌آمده با روش‌های تئوری شباهت پردازش می‌شوند

انتقال حرارت تابشی -انتقال حرارت تابشی در نتیجه فرآیندهای تبدیل انرژی داخلی ماده به انرژی تابشی، انتقال انرژی تشعشع و جذب آن توسط ماده انجام می شود. سیر فرآیندهای انتقال حرارت تابشی با آرایش متقابل در فضای اجسام مبادله کننده گرما تعیین می شود، ویژگی های محیطی که این اجسام را از هم جدا می کند. تفاوت اساسی بین انتقال حرارت تابشی و سایر انواع انتقال حرارت (رسانای حرارتی، انتقال حرارت همرفتی) در این است که می تواند در غیاب ماده ای که سطوح انتقال حرارت را جدا می کند نیز رخ دهد، زیرا در نتیجه این انتقال حرارت انجام می شود. انتشار تابش الکترومغناطیسی

تابش انرژی تابشی در فرآیند انتقال حرارت تابشی بر روی سطح یک جسم مات و مشخصه آن مقدار شار تابشی فرودی Qinc تا حدی توسط بدن جذب شده و تا حدی از سطح آن منعکس می شود (شکل را ببینید).

شار تابش جذب شده قاب با این رابطه تعیین می شود:

Qabs \u003d A Qpad، (20)

که در آن A ظرفیت جذب بدن است. با توجه به اینکه برای بدن مات

Qfall \u003d Qab + Qotr، (21)

در جایی که Qotr شار تابش منعکس شده از سطح بدن است، این مقدار آخر برابر است با:

Qotr \u003d (1 - A) Qpad، (22)

که در آن 1 - A \u003d R بازتاب بدن است. اگر قابلیت جذب جسمی 1 باشد و در نتیجه بازتابش 0 باشد یعنی جسم تمام انرژی وارده به آن را جذب کند آن جسم کاملا سیاه نامیده می شود هر جسمی که دمای آن با صفر مطلق متفاوت باشد انرژی ناشی از آن منتشر می کند. به گرم شدن بدن این تابش را تشعشع خود بدن می نامند و با شار تابش خود به نام Qe مشخص می شود. خود تابش، مربوط به سطح واحد بدن، چگالی شار تابش خود یا گسیل پذیری بدن نامیده می شود. دومی، مطابق با قانون تابش استفان - بولتزمن، متناسب با دمای بدن به توان چهارم است. نسبت گسیل پذیری یک جسم به گسیل پذیری یک جسم کاملاً سیاه در همان دما را درجه سیاهی می گویند. برای همه اجسام، درجه سیاهی کمتر از 1 است. اگر برای برخی از جسمها به طول موج تابش بستگی نداشته باشد، چنین جسمی خاکستری نامیده می شود. ماهیت توزیع انرژی تابش یک جسم خاکستری بر طول موج ها مانند یک جسم کاملا سیاه است، یعنی با قانون تابش پلانک توصیف شده است. درجه سیاهی یک جسم خاکستری برابر با ظرفیت جذب آن است.

سطح هر جسمی که وارد سیستم می شود، شارهایی از تشعشعات منعکس شده Qotr و تشعشعات خود Qcob ساطع می کند. مقدار کل انرژی خروجی از سطح بدن را شار موثر تشعشع قف می نامند و با این رابطه تعیین می شود:

Qeff \u003d Qotr + Qcob. (23)

بخشی از انرژی جذب شده توسط بدن به شکل تابش خود به سیستم باز می گردد، بنابراین نتیجه انتقال حرارت تابشی را می توان به عنوان تفاوت بین شار تابش خود و تابش جذب شده نشان داد. ارزش

Qpez \u003d Qcob - Qabs (24)

شار تابشی حاصل نامیده می شود و نشان می دهد که بدن در واحد زمان چه مقدار انرژی دریافت یا از دست می دهد در نتیجه انتقال حرارت تابشی. شار تابش حاصل را نیز می توان به صورت بیان کرد

Qpez \u003d Qeff - Qpad، (25)

یعنی به عنوان تفاوت بین کل مصرف و ورود کل انرژی تابشی به سطح بدن. از این رو، با توجه به اینکه

Qpad = (Qcob - Qpez) / الف، (26)

ما عبارتی را بدست می آوریم که به طور گسترده در محاسبات انتقال حرارت تابشی استفاده می شود:

وظیفه محاسبه انتقال حرارت تابشی، به عنوان یک قاعده، یافتن شارهای تابشی حاصل در تمام سطوح موجود در یک سیستم معین است، در صورتی که دما و مشخصات نوری همه این سطوح مشخص باشد. برای حل این مشکل، علاوه بر آخرین رابطه، لازم است که رابطه بین شار Qinc در یک سطح معین و شار قف در تمام سطوح موجود در سیستم تبادل حرارت تابشی پیدا شود. برای یافتن این رابطه، از مفهوم میانگین ضریب زاویه‌ای تابش استفاده می‌شود، که نشان می‌دهد تابش نیمکره (یعنی در تمام جهات در نیمکره ساطع شده) از یک سطح خاص که در سیستم تبادل حرارت تابشی قرار دارد، بر روی چه نسبتی قرار می‌گیرد. این سطح بنابراین، شار Qfall در هر سطحی که در سیستم تبادل حرارت تابشی گنجانده شده است به عنوان مجموع محصولات قف تمام سطوح (از جمله سطح داده شده، اگر مقعر باشد) و ضرایب زاویه ای مربوط به تابش تعریف می شود.

انتقال حرارت تابشی نقش مهمی در فرآیندهای انتقال حرارتی که در دماهای حدود 1000 درجه سانتیگراد و بالاتر رخ می‌دهند، ایفا می‌کند. این به طور گسترده ای در زمینه های مختلف فناوری استفاده می شود: در متالورژی، مهندسی انرژی حرارتی، مهندسی انرژی هسته ای، فناوری موشک، فناوری شیمیایی، فناوری خشک کردن و فناوری خورشیدی.

زمین با جذب تابش خورشیدی موج کوتاه در جو و به ویژه در سطح زمین گرما را دریافت می کند. تابش خورشید عملا تنها منبع گرما در سیستم «اتمسفر-زمین» است. سایر منابع گرمایی (گرمای آزاد شده در هنگام فروپاشی عناصر رادیواکتیو در داخل زمین، گرمای گرانشی و غیره) در مجموع تنها یک پنج هزارم گرمایی را که از تابش خورشید به مرز بالایی جو وارد می شود و در هنگام تنظیم تعادل حرارتی ایجاد می کنند. معادله، آنها را می توان نادیده گرفت.

گرما با تابش موج کوتاهی که از فضای جهان خارج می شود، از اتمسفر Soa و از SOP سطح زمین منعکس می شود و به دلیل تابش موثر تابش موج بلند Ee توسط سطح زمین و تابش جو Ea است.

بنابراین، در مرز بالایی جو، تعادل حرارتی زمین به عنوان یک سیاره از انتقال حرارت تابشی (تابشی) تشکیل شده است:

SO - Soa - Sop - Ee - Ea = ?Se, (1)

تغییر در محتوای گرمایی سیستم "اتمسفر - زمین" در یک دوره زمانی؟

شرایط این معادله را برای دوره سالانه در نظر بگیرید. شار تابش خورشید در فاصله متوسط ​​زمین از خورشید تقریباً برابر با 42.6-10 درجه J/(m2-year) است. از این جریان، زمین مقداری انرژی برابر با حاصلضرب ثابت خورشیدی I0 و سطح مقطع زمین pR2 دریافت می کند، یعنی I0 pR2، که در آن R شعاع متوسط ​​زمین است. تحت تأثیر چرخش زمین، این انرژی در تمام سطح کره زمین برابر با 4pR2 توزیع می شود. در نتیجه، مقدار متوسط ​​شار تابش خورشید به سطح افقی زمین، بدون در نظر گرفتن تضعیف آن توسط جو، Io р2/4рR3 = Io/4 یا 0.338 کیلووات بر متر مربع است. برای یک سال، حدود 10.66-109 J یا 10.66 GJ انرژی خورشیدی، به طور متوسط ​​برای هر متر مربع از سطح مرز خارجی جو دریافت می شود، یعنی Io = 10.66 GJ / (m2 * سال).

سمت مخارج معادله (1) را در نظر بگیرید. تابش خورشیدی که به مرز بیرونی جو رسیده است تا حدی به جو نفوذ می کند و تا حدی توسط جو و سطح زمین به فضای جهان منعکس می شود. بر اساس آخرین داده ها، میانگین آلبدوی زمین 33٪ تخمین زده می شود: این مجموع بازتاب از ابرها (26٪) و بازتاب از سطح زیرین (7:٪) است. سپس تابش منعکس شده توسط ابرها Soa = 10.66 * 0.26 = 2.77 GJ / (m2 * سال)، سطح زمین - SOP = 10.66 * 0.07 = 0.75 GJ / (m2 * سال) و به طور کلی، زمین 3.52 GJ/. (m2 * سال).

سطح زمین که در نتیجه جذب تابش خورشیدی گرم می شود، به منبع تشعشعات موج بلندی تبدیل می شود که جو را گرم می کند. سطح هر جسمی که دمای آن بالاتر از صفر مطلق باشد، به طور مداوم انرژی گرمایی ساطع می کند. سطح زمین و جو نیز از این قاعده مستثنی نیستند. طبق قانون استفان بولتزمن، شدت تابش به دمای بدن و میزان انتشار آن بستگی دارد:

E = wT4، (2)

که در آن E شدت تابش یا خود تابش W / m2 است. c میزان انتشار بدن نسبت به یک جسم کاملا سیاه است که برای آن c = 1 است. y - ثابت استفان - بولتزمن، برابر با 5.67 * 10-8 W / (m2 * K4)؛ T دمای مطلق بدن است.

مقادیر برای سطوح مختلف از 0.89 (سطح آب صاف) تا 0.99 (چمن سبز متراکم) متغیر است. به طور متوسط ​​برای سطح زمین، v برابر با 0.95 در نظر گرفته می شود.

دمای مطلق سطح زمین بین 190 تا 350 کلوین است. در چنین دماهایی، تابش ساطع شده دارای طول موج های 4-120 میکرون است و بنابراین، همه مادون قرمز است و با چشم قابل درک نیست.

تابش ذاتی سطح زمین - E3 که با فرمول (2) محاسبه می شود، برابر با 12.05 GJ / (m2 * سال) است که 1.39 GJ / (m2 * سال) یا 13٪ بیشتر از تابش خورشیدی رسیده است. در مرز بالایی جو S0. اگر با جذب تابش خورشیدی و اتمسفر توسط سطح زمین از این امر جلوگیری نمی شد، چنین بازگشت بزرگ تابش توسط سطح زمین منجر به سرد شدن سریع آن می شد. تشعشعات زمینی مادون قرمز یا تشعشعات خود از سطح زمین در محدوده طول موج 4.5 تا 80 میکرون به شدت توسط بخار آب اتمسفر جذب می شود و تنها در محدوده 8.5 تا 11 میکرون از جو عبور کرده و به فضای جهان می رود. به نوبه خود، بخار آب اتمسفر نیز تشعشعات مادون قرمز نامرئی ساطع می کند که بیشتر آن به سمت سطح زمین هدایت می شود و بقیه به فضای جهان می رود. تشعشعات جوی که به سطح زمین می آیند، تشعشعات ضد جو نامیده می شوند.

از تابش متقابل جو، سطح زمین 95 درصد قدر خود را جذب می کند، زیرا طبق قانون کیرشهوف، تابش جسم برابر با جذب تابشی آن است. بنابراین، تابش متقابل جو علاوه بر تابش خورشیدی جذب شده، منبع مهم گرما برای سطح زمین است. تابش ضد اتمسفر را نمی توان به طور مستقیم تعیین کرد و با روش های غیر مستقیم محاسبه می شود. تابش متقابل جو جذب شده توسط سطح زمین Eza = 10.45 GJ / (m2 * سال). با توجه به S0، 98٪ است.

تابش ضد همیشه کمتر از تابش زمین است. بنابراین، سطح زمین به دلیل اختلاف مثبت بین تابش خود و تابش متضاد، گرما را از دست می دهد. تفاوت بین خود تابش سطح زمین و ضد تابش جو را تابش موثر (Ee) می گویند:

Ee \u003d Ez - Eza (3)

تبادل حرارت خورشیدی در زمین

تشعشع موثر عبارت است از از دست دادن خالص انرژی تشعشعی و در نتیجه گرما از سطح زمین. این گرمای خارج شده به فضا 1.60 GJ / (m2 * سال)، یا 15٪ از تابش خورشیدی است که به مرز بالایی جو رسیده است (پیکان E3 در شکل 9.1). در عرض های جغرافیایی معتدل، سطح زمین از طریق تشعشعات مؤثر حدود نیمی از گرمای دریافتی از تشعشعات جذب شده را از دست می دهد.

تابش جو پیچیده تر از تابش سطح زمین است. اولاً، طبق قانون کیرشهوف، انرژی تنها از گازهایی که آن را جذب می کنند، ساطع می شود، یعنی بخار آب، دی اکسید کربن و ازن. ثانیا، تابش هر یک از این گازها دارای ویژگی انتخابی پیچیده ای است. از آنجایی که میزان بخار آب با ارتفاع کاهش می یابد، قوی ترین لایه های اتمسفر در ارتفاعات 6-10 کیلومتری قرار دارند. تابش موج بلند اتمسفر به فضای جهان Ea=5.54 GJ/(m2*year) که 52 درصد هجوم تابش خورشیدی به مرز بالایی جو است. تابش موج بلند سطح زمین و اتمسفر ورودی به فضا را تابش خروجی اتحادیه اروپا می نامند. در مجموع برابر با 7.14 GJ/(m2*year) یا 67 درصد هجوم تابش خورشیدی است.

با جایگزینی مقادیر یافت شده So, Soa, Sop, Ee و Ea به معادله (1) می گیریم - ?Sz = 0، یعنی تابش خروجی همراه با تابش موج کوتاه بازتابی و پراکنده Soz، جبران می کند. هجوم تشعشعات خورشیدی به زمین به عبارت دیگر، زمین همراه با اتمسفر، به همان اندازه تشعشعات دریافتی خود را از دست می دهد و در نتیجه در حالت تعادل تابشی قرار می گیرد.

تعادل حرارتی زمین توسط مشاهدات طولانی مدت دما تأیید می شود: میانگین دمای زمین از سالی به سال دیگر کمی تغییر می کند و تقریباً از یک دوره طولانی مدت به دوره دیگر تقریباً بدون تغییر باقی می ماند.