日射量と熱バランス。 地球の表面と大気の熱平衡 地球の熱圧場の概念
大気は、地球の表面と同様に、ほぼすべての熱を太陽から受け取ります。 他の加熱源には地球の深部から来る熱も含まれますが、それは熱の総量のほんの一部にすぎません。
太陽放射は地表の唯一の熱源として機能しますが、地理的エンベロープの熱状況は放射バランスの結果だけではありません。 太陽熱は、陸地要因の影響下で変換および再分配され、主に気流と海流によって変換されます。 これらは、太陽放射が緯度にわたって不均一に分布することによって引き起こされます。 これは、自然界のさまざまな構成要素の密接な世界的なつながりと相互作用を示す最も顕著な例の 1 つです。
地球の生きた性質にとって、異なる緯度間、および海洋と大陸間での熱の再分配は重要です。 このプロセスのおかげで、気流と海流の優れた移動方向に従って、非常に複雑な熱の空間的再分布が地表で発生します。 しかし、総熱伝達は、原則として、低緯度から高緯度へ、また海洋から大陸へ向けられます。
大気中の熱分布は、対流、伝導、放射によって発生します。 熱対流は地球上のあらゆる場所で発生し、風、上昇気流、下降気流が遍在しています。 熱帯地方では特に対流が激しい。
熱伝導率、つまり、大気と地球の暖かいまたは冷たい表面との直接接触による熱の伝達は、空気は熱伝導率が低いため、比較的重要ではありません。 この特性により、二重ガラス窓枠の製造に広く応用されています。
異なる緯度の下層大気における熱の入力と熱の消費は同じではありません。 北緯38度より北。 w。 吸収される熱よりも多くの熱が放出されます。 この損失は、温暖な海流と温帯緯度に向かう気流によって補われます。
太陽エネルギーの受け取りと消費、地球の大気系全体の加熱と冷却のプロセスは、熱バランスによって特徴付けられます。 大気の上層境界への太陽エネルギーの年間供給量を 100% とすると、太陽エネルギーのバランスは次のようになります。 42% は地球から反射されて宇宙空間に戻ります (この値は地球のエネルギーを特徴づけます)アルベド)、38% が大気で反射され、4% が地表で反射されます。 残り (58%) は吸収されます。14% は大気によって、44% は地表によって吸収されます。 加熱された地球の表面は、吸収したすべてのエネルギーを戻します。 同時に、地表からのエネルギー放射は 20% で、24% は空気の加熱と水分の蒸発に費やされます (5.6% は空気の加熱に、18.4% は水分の蒸発に)。
これらは地球全体の熱バランスの一般的な特徴です。 実際、異なる表面の異なる緯度ゾーンでは、熱バランスは同じとは程遠いものになります。 したがって、どの地域の熱バランスも、大気条件（曇り、空気の湿度、粉塵含有量）、地表の性質（水か土地、森林かタマネギ、雪）に応じて、季節の変化とともに日の出と日没時に乱されます。カバーまたは裸地）、海抜高度。 熱のほとんどは夜間、高地の薄くてきれいで乾燥した空気を通して放出されます。 しかし、最終的には、放射線による損失は太陽からの熱によって補われ、地球全体では動的平衡状態が支配します。そうでなければ、地球は加熱したり、逆に冷却したりしてしまいます。
大気温
大気はかなり複雑な方法で加熱されます。 可視赤色光から紫外光までの短い波長の太陽光は、地表でより長い熱波に変換され、後に地表から放出されるときに大気を加熱します。 大気の下層は上層よりも早く加熱されますが、これは地表からの示された熱放射と、下層の密度が高く、水蒸気で飽和しているという事実によって説明されます。
対流圏の温度の垂直分布の特徴は、高度が上がるにつれて温度が低下することです。 平均垂直温度勾配、つまり高さ 100 m ごとに計算された平均温度低下は 0.6 °C です。湿った空気の冷却には湿気の凝縮が伴います。 この場合、一定量の熱が放出され、その熱は蒸気の形成に費やされます。 したがって、湿った空気が上昇すると、その冷却は乾燥した空気のほぼ 2 倍の速度で起こります。 対流圏の乾燥した空気の地熱係数は平均 1 °C です。
加熱された地表や水域から上昇した空気は、低気圧に入ります。 これにより膨張が可能となり、これに伴い一定量の熱エネルギーが運動エネルギーに変換されます。 このプロセスの結果、空気は冷却されます。 同時に、どこからも熱を受け取らず、どこからも熱を放出しない場合、説明されているプロセス全体は断熱または動的冷却と呼ばれます。 逆も同様で、空気は下降して高圧ゾーンに入り、周囲の空気によって圧縮され、機械エネルギーが熱エネルギーに変わります。 このため、空気は断熱加熱を受け、100 m 降下するごとに平均 1 °C 上昇します。
高度が上がると気温が上昇することがあります。 この現象を反転といいます。 この症状が現れる理由はさまざまです: 氷床を越える地球からの放射、冷たい地表の上を暖かい空気の強い流れが通過すること、特に山岳地帯で典型的な現象です: 重い冷たい空気が山岳盆地に流れ込み、そこで停滞し、軽い空気が移動します。暖かい空気を上向きに送ります。
気温の毎日および年間変化は、地表の熱状態を反映しています。 空気の表層では、1日の最大値は14〜15時間に確立され、最小値は日の出後に観察されます。 日振幅が最も大きくなるのは亜熱帯緯度 (30 °C) で、最も小さいのは極緯度 (5 °C) です。 気温の年間変動は、緯度、地表の性質、海面上の場所の高さ、起伏、海からの距離によって異なります。
地表の年間気温の分布には、特定の地理的パターンが確認されています。
1. 両半球において、平均気温は極に向かって低下します。 しかし、熱赤道（年間平均気温 27 °C の温暖な緯線）は、北半球の緯度約 15 ～ 20 ° に位置しています。 これは、ここの土地が地理的な赤道よりも広い面積を占めているという事実によって説明されます。
2. 赤道から北と南では、気温が不均一に変化します。 赤道と北緯 25 度の間では、気温は非常にゆっくりと下がり、緯度 10 度ごとに 2 度未満です。 両半球の緯度 25 度から 80 度の間では、気温は非常に急速に低下します。 場所によっては、この低下は 10 °C を超えます。さらに極に近づくと、温度低下率は再び減少します。
3. 南半球のすべての緯線の年間平均気温は、北半球の対応する緯線の気温よりも低くなります。 主に「本土」である北半球の平均気温は、1月で+8.6℃、7月で+22.4℃です。 南半球の「海洋」半球では、7月の平均気温は+11.3℃、1月は+17.5℃です。北半球の気温変動の年間振幅が2倍であることは、気温の分布の特殊性によって説明されます。対応する緯度にある陸地と海、そして南極の壮大な氷のドームが南半球の気候に及ぼす冷却効果。
地球上の気温分布の重要な特徴は、等温線マップによって提供されます。 したがって、地球の表面上の 7 月の等温線の分布の分析に基づいて、次の主な結論を定式化できます。
1. 両半球の温帯地域では、大陸上の等温線は窓上の位置に対して北に曲がります。 北半球では、これは陸地が海よりも暑いという事実によるものですが、南半球では関係が逆で、現時点では陸地は海よりも寒いです。
2. 海洋上の 7 月の等温線は、寒気の温度流の影響を反映しています。 これは、カリフォルニアとカナリアの冷たい海流に洗われる北米とアフリカの西海岸沿いで特に顕著です。 南半球では、やはり寒流の影響を受けて、等温線は北とは逆の方向に曲がります。
3. 7 月の平均気温が最も高くなるのは、赤道の北に位置する砂漠です。 この時期、カリフォルニア、サハラ砂漠、アラビア、イラン、アジア内陸部は特に暑いです。
1 月の等温線の分布にも独自の特徴があります。
1. 北の海洋と南の陸地上の等温線の曲がりがさらに顕著になり、対照的になります。 これは北半球で最も顕著です。 北極に向かう等温線の強い曲がりは、大西洋のメキシコ湾流と太平洋の黒潮の海流の熱的役割の増加を反映しています。
2. 両半球の温帯地域では、大陸上の等温線が著しく南に曲がっています。 これは、北半球では陸地が寒く、南半球では海よりも暖かいという事実によって説明されます。
3. 1 月の平均気温が最も高くなるのは、南半球の熱帯地域の砂漠です。
4. 1 月に地球上で 7 月と同様に最も寒冷化が進む地域は、南極とグリーンランドです。
一般に、一年を通じて南半球の等温線は、より線形（緯度方向）の走向パターンを持っていると言えます。 ここでの等温線の過程に重大な異常が存在しないことは、陸地よりも水面が大きく優勢であることによって説明されます。 等温線の経過を分析すると、温度は太陽放射量だけでなく、海流や気流による熱の再分配にも密接に依存していることがわかります。
放射線バランス地球の表面で吸収および放出される放射エネルギーの流入と流出の差を表します。
放射線バランスは、特定の体積または特定の表面上の放射線束の代数的合計です。 大気または地球と大気系の放射バランスについて話すとき、それらはほとんどの場合、大気の下限での熱交換を決定する地表の放射バランスを意味します。 これは、吸収される総太陽放射量と地表の有効放射量との差を表します。
放射バランスは、地表で吸収および放出される放射エネルギーの流入と流出の差です。
土壌および隣接する空気層の温度分布はその値に大きく依存するため、放射バランスは最も重要な気候要因です。 地球上を移動する気団の物理的特性、および雪の蒸発と融解の強さはそれに依存します。
地球の表面上の放射線収支の年間値の分布は同じではありません。熱帯緯度では、これらの値は100...120 kcal/（cm2年）に達し、最大（最大140 kcal）になります。 /(cm2 年)) はオーストラリア北西海岸沖で観察されます。 砂漠や乾燥地帯では、同じ緯度の十分な湿気や過度の湿気がある地域と比較して、放射線バランスの値が低くなります。 これは、空気の乾燥度が高く曇りが少ないため、アルベドが増加し、実効放射線が増加することが原因です。 温帯緯度では、緯度が高くなるにつれて総放射線量が減少するため、放射線バランスの値は急速に減少します。
年平均すると、永久氷に覆われた地域（南極大陸、グリーンランド中央部など）を除いて、地球の表面全体の放射線収支の合計はプラスであることがわかります。
放射バランスによって測定されるエネルギーは、一部は蒸発に消費され、一部は空気に伝達され、最後に一定量のエネルギーが土壌に入り、土壌を加熱します。 したがって、熱収支と呼ばれる地球表面の熱の総入出力は次の方程式で表すことができます。
ここで、B は放射バランス、M は地球の表面と大気の間の熱流、V は蒸発のための熱消費 (または凝縮時の熱放出)、T は土壌表面と深層の間の熱交換です。
図 16 - 地表への太陽放射の影響
平均して、1 年にわたって、土壌は受け取った熱と同じくらいの量の熱を空気に放出しているため、毎年の結論として、土壌内の熱代謝回転はゼロになります。 蒸発によって失われる熱は、地球の表面に非常に不均一に分布します。 海洋では、海流の性質だけでなく、海面に到達する太陽エネルギーの量にも依存します。 暖流は蒸発のための熱消費量を増加させますが、寒流は蒸発熱消費量を減らします。 大陸では、蒸発のための熱消費は日射量だけでなく、土壌に含まれる水分の埋蔵量によっても決まります。 水分が不足すると蒸発量が減少し、蒸発に必要な熱量が減少します。 したがって、砂漠や半砂漠では、それらは大幅に減少します。
大気中で発達するすべての物理的プロセスのほぼ唯一のエネルギー源は太陽放射です。 大気の放射線体制の主な特徴は、いわゆるものです。 温室効果: 大気は短波の太陽放射を弱く吸収しますが (そのほとんどは地表に到達します)、地表からの長波 (完全に赤外線) の熱放射を保持し、地球から宇宙空間への熱伝達を大幅に減少させます。そしてその温度が上昇します。
大気中に入る太陽放射は、主に水蒸気、二酸化炭素、オゾン、エアロゾルによって部分的に大気中に吸収され、エアロゾル粒子や大気の密度変動によって散乱されます。 大気中での太陽の放射エネルギーの分散により、直接太陽放射だけでなく散乱放射も観測され、それらが合わせて総放射を構成します。 地表に到達すると、全放射線は部分的に地表から反射されます。 反射される放射線の量は、いわゆるその下にある表面の反射率によって決まります。 アルベド。 吸収された放射線により、地表は加熱され、大気中に向けられるそれ自体の長波放射線の発生源となります。 次に、大気は、地表に向けて（いわゆる大気の逆放射）、宇宙空間に向けて（いわゆる外向き放射）長波放射も放射します。 地表と大気の間の合理的な熱交換は、有効放射、つまり地表自身の放射とそれに吸収される大気の逆放射との差によって決まります。 地表で吸収される短波放射線と有効放射線との差は、放射線バランスと呼ばれます。
地表および大気中で吸収された後の太陽放射エネルギーの変換は、地球の熱平衡を構成します。 大気の主な熱源は地表であり、太陽放射の大部分を吸収します。 大気中の太陽放射の吸収は、長波放射による大気から宇宙への熱の損失よりも少ないため、放射熱の消費は、乱流の形で地表から大気への熱の流入によって補充されます。熱交換と、大気中の水蒸気の凝縮の結果としての熱の到達。 大気全体の凝結の総量は、降水量および地表からの蒸発量に等しいため、大気中に到達する凝結熱は、地球上で蒸発のために失われる熱と数値的に等しくなります。表面。
地表の熱平衡
地表の熱平衡は、地表に出入りする熱流の代数和です。 方程式で表すと次のようになります。
どこ R- 地表の放射線バランス。 P- 地表と大気の間の乱流の熱流。 L.E.- 蒸発のための熱消費量; で- 地表から土壌または水の深部へ、またはその逆への熱の流れ。 バランス成分の比率は、下にある表面の特性とその場所の地理的緯度に応じて時間の経過とともに変化します。 地表の熱平衡の性質とそのエネルギーレベルは、ほとんどの外因性プロセスの特性と強度を決定します。 地表の熱収支に関するデータは、気候変動、地理的帯性、生物の熱体制の研究において重要な役割を果たします。
生態学の百科事典。 - キシナウ: モルダビア・ソビエト百科事典の主要編集局。 I.I. デドゥ。 1989年。
- 熱放射
- 地球-大気系の熱平衡
他の辞書で「地球表面の熱平衡」が何であるかを見てください。
地表の熱バランス- 地表に到達し、地表から放出される熱流の代数的合計... 地理辞典
地球の熱平衡、地球の表面、大気中、および地球の大気系における入ってくるエネルギーと出ていくエネルギー（放射エネルギーと熱エネルギー）の比率。 物理的、化学的、生物学的エネルギーの大部分の主なエネルギー源です。
ヒートバランス- 地球の表面は、地球の表面に出入りする熱流の代数和です。 方程式で表されます: R + P + LE + B=0。ここで、R は地表の放射バランスです。 P 地球と地球の間の乱流熱流... ... 生態辞典
I 熱収支は、さまざまな熱プロセスにおける熱の収入と消費 (有益に使用されたものと失われたもの) を比較したものです (熱プロセスを参照)。 テクノロジーにおいては、T. b. 蒸気内で発生する熱プロセスを分析するために使用されます... ソビエト大百科事典
大百科事典
熱プロセスの解析における熱エネルギーの収入と消費の比較。 それは、自然プロセス（大気、海洋、地表、地球全体の熱平衡など）の研究と、さまざまな熱科学の技術の両方で編集されています。 百科事典
熱プロセスの解析における熱エネルギーの収入と消費の比較。 それは、自然プロセス（大気、海洋、地表、地球全体など）の研究と、さまざまな方法でのテクノロジーの両方で編集されています。 熱機器…… 自然科学。 百科事典
- (フランスのバランス、バランサーからダウンロードまで)。 1) バランス。 2) 会計では、状況を明確にするために、入ってくる金額と出ていく金額のバランスを計算します。 3) ある国の輸出入貿易の比較の結果。 外来語辞典も収録… ロシア語外来語辞典
大気とその下にある表面。大気とその下にある表面によって吸収および放出される放射エネルギーの流入と流出の合計 (「下にある表面」を参照)。 R.b.の雰囲気に合わせて。 吸収された入力部分で構成されます... ... ソビエト大百科事典
地球 (一般的なスラブの地球の床から、下)、太陽系の太陽から順番に 3 番目の惑星、天文記号 Å または ♀。 I. はじめに 地球は、大きな惑星の中で、しかしいわゆる惑星の中で、大きさと質量において第 5 位にランクされます。 地上波グループでは…… ソビエト大百科事典
まず、地球の表面、土壌と貯水池の最上層の熱状態について考えてみましょう。 これが必要なのは、大気の下層が土壌や水の上層との放射熱交換および非放射熱交換によって最も加熱および冷却されるためです。 したがって、大気の下層の温度変化は主に地表の温度変化によって決まり、その変化に追従します。
地球の表面、つまり土壌または水の表面 (植物、雪、氷の覆いも同様) は、さまざまな方法で熱を受け取り、失い続けます。 熱は地表を通って上向きに大気中に伝達され、下向きに土壌または水中に伝達されます。
まず、大気からの全放射線と逆放射線が地表に到達します。 それらは多かれ少なかれ表面に吸収され、土壌と水の上層を加熱します。 同時に、地球の表面は自らを放射し、同時に熱を失います。
第二に、熱は熱伝導によって上空、大気から地表に伝わります。 同様に、熱は地表から大気中に逃げます。 熱伝導によって、熱は地表から土や水に移動したり、土や水の深部から地表に到達したりすることもあります。
第三に、地表は空気中の水蒸気が地表で凝結するときに熱を受け取り、逆に水が蒸発するときに熱を失います。 前者の場合、潜熱が放出され、後者の場合、熱は潜熱状態に入ります。
どの時期においても、この期間中に上下から受け取る熱量と同じ量の熱が地表から上下に放出されます。 そうでなければ、エネルギー保存則は成り立たず、エネルギーは地表に現れるか消えると仮定する必要があります。 ただし、たとえば、上から来るよりも多くの熱が上に向かう可能性があります。 この場合、過剰な熱伝達は、土壌または水の深部から地表に到達する熱によってカバーされなければなりません。
したがって、地表上のすべての熱の流入と流出の代数的合計はゼロに等しくなければなりません。 これは地表の熱平衡方程式で表されます。
この方程式を書くには、まず、吸収された放射線と有効放射線を放射線バランスに結合します。
空気からの熱の到達、または熱伝導率による空気中への熱の放出を P とします。土壌または水のより深い層との熱交換による同じ利得または流れを A と呼びます。蒸発またはその熱の損失中の熱の損失地表での凝縮中に到達する水は LE で表されます。ここで、L は蒸発の比熱、E は蒸発または凝縮した水の質量です。
この方程式の意味は、地表の放射バランスが非放射熱伝達によってバランスが取れていることを意味しているとも言えます（図5.1）。
式 (1) は、複数年の期間を含む任意の期間に有効です。
地球表面の熱収支がゼロであるという事実から、表面温度が変化しないということにはなりません。 熱伝達が下向きの場合、上から地表に来て深部に向かう熱は、大部分が土壌または水の最上層（いわゆる活性層）に残ります。 この層の温度、つまり地球の表面の温度が上昇します。 逆に、熱が地球の表面を下から上に通って大気中に伝達されるとき、熱は主に活性層から放出され、その結果として表面温度が低下します。
日ごと、また年ごとに、どこの場所でも活性層と地表の平均温度はほとんど変化しません。 これは、日中に、夜間に土壌や水から出る熱とほぼ同じ量の熱が土壌や水の奥深くに入るということを意味します。 しかし、それでも、夏の日中は、下から来る熱よりもわずかに多くの熱が下に降ります。 したがって、土と水の層、ひいてはその表面は日に日に加熱されます。 冬には逆のプロセスが起こります。 このような土壌や水中の熱の流れや熱の流れの季節変化は、年間を通じてほぼ均衡しており、地表や活動層の年平均気温は毎年ほとんど変化しません。
地球の熱平衡- 地球の表面、大気中、地球-大気系における入ってくるエネルギーと出ていくエネルギー（放射エネルギーと熱エネルギー）の比率。 大気、水圏、岩石圏の上層における物理的、化学的、生物学的プロセスの大部分の主なエネルギー源は太陽放射であるため、熱平衡の成分の分布と比率は、これらの中でのその変化を特徴づけます。貝殻。
熱収支は、エネルギー保存の法則を特別に定式化したもので、地球の表面の一部について編集されています (地表の熱収支)。 大気中を通過する垂直柱の場合（大気の熱平衡）。 同じ柱が大気と岩石圏または水圏の上層を通過する場合（地球-大気系の熱平衡）。
地球表面の熱平衡の方程式:
R + P + F0 + LE = 0. (15)
は、地表の要素と周囲の空間の間のエネルギーの流れの代数和を表します。 この式では次のようになります。
R - 放射バランス、吸収された短波太陽放射と地表からの長波有効放射の差。
P は、下にある表面と大気との間で生じる熱流です。
F0 - 地球の表面とリソスフェアまたは水圏のより深い層の間で熱流が観察されます。
LE - 蒸発による熱消費量。蒸発した水の質量 E と蒸発熱 L の積として定義されます。
これらの光束には、吸収された短波太陽放射と地表からの長波有効放射との差である放射バランス（または残留放射）R が含まれます。 放射バランスの正または負の値は、いくつかの熱流によって補正されます。 通常、地表の温度は気温と等しくないため、地表と大気との間に熱流 P が発生し、同様の熱流 F0 が地表とリソスフェアまたは水圏の深層との間に観察されます。 この場合、土壌内の熱流は分子の熱伝導率によって決まりますが、貯水池では、一般に熱交換は本質的に多かれ少なかれ乱流になります。 貯留層の表面とその深層との間の熱流 F0 は、一定の時間間隔における貯留層の熱量の変化と貯留層内の電流による熱の伝達に数値的に等しくなります。 地表の熱収支において非常に重要なのは、通常、蒸発による熱消費量 LE です。これは、蒸発した水の質量 E と蒸発熱 L の積として定義されます。LE の値は、地表の湿り具合に依存します。地球の表面、その温度、空気の湿度、および空気の表層での乱流熱交換の強さによって、地表から大気への水蒸気の移動速度が決まります。
大気の熱平衡方程式は次の形式になります。
Ra + Lr + P + Fa = ΔW、(16)
ここで、ΔW は大気柱の垂直壁内部の熱量の変化の大きさです。
大気の熱バランスは、その放射バランス Ra で構成されます。 大気中の水の相変態中に流入または流出する熱 Lr (g - 総降水量)。 大気と地表の乱流熱交換による熱 P の流入または流出。 柱の垂直壁を通した熱交換によって引き起こされる熱 Fa の到達または損失。これは、秩序ある大気の動きと巨大乱流に関連しています。 さらに、大気熱平衡方程式には、塔内の熱量の変化に等しいΔW という項が含まれています。
地球 - 大気系の熱平衡方程式は、地球の表面と大気の熱平衡方程式の項の代数和に対応します。 地球のさまざまな地域の地表と大気の熱平衡の成分は、気象観測（光線測定ステーション、特別な熱平衡ステーション、地球の気象衛星）または気候計算によって決定されます。
海洋、陸地、地球の地表の熱収支と大気の熱収支の構成要素の平均緯度値が表に示されており、熱収支メンバーの値は正とみなされます。熱の到来に対応する場合。 これらの表は平均的な年間条件を参照しているため、大気およびリソスフェアの上層の熱量の変化を特徴付ける用語は含まれていません。これらの条件では熱量はゼロに近いためです。
惑星としての地球と大気の熱平衡図を図に示します。 大気の外側境界の単位表面積は、年間平均約 250 kcal/cm2 に等しい太陽放射束を受け取り、その約 1/3 が宇宙に反射され、1 年あたり 167 kcal/cm2 になります。年は地球に吸収される
熱交換不均一な温度場によって引き起こされる、宇宙における自発的な不可逆的な熱伝達プロセス。 一般に、熱伝達は、他の物理量の場の不均一性、たとえば濃度の違いによっても引き起こされることがあります (拡散熱効果)。 熱伝達には、熱伝導率、対流熱伝達、放射熱伝達の 3 つのタイプがあります (実際には、熱伝達は通常、3 つのタイプすべてによって同時に行われます)。 熱交換は、自然界の多くのプロセス (たとえば、星や惑星の進化の過程、地表の気象プロセスなど) を決定するか、それに伴います。 テクノロジーでも日常生活でも。 たとえば、乾燥、蒸発冷却、拡散のプロセスを研究する場合、多くの場合、物質移動とともに熱伝達が考慮されます。 2 つの冷却剤を分離する固体壁またはそれらの間の界面を介した 2 つの冷却剤間の熱交換は、熱伝達と呼ばれます。
熱伝導率体のより加熱された部分からそれほど加熱されない部分への熱伝達のタイプの 1 つ (微粒子の熱移動エネルギー)、温度の均一化につながります。 熱伝導では、より高いエネルギーを持つ粒子（分子、原子、電子）からより低いエネルギーを持つ粒子へのエネルギーの直接伝達の結果として、体内のエネルギー伝達が発生します。 粒子の平均自由行程 l の距離における熱伝導率温度の相対変化が小さい場合、熱伝導率の基本法則 (フーリエの法則) が満たされます。熱流束密度 q は温度勾配 grad T に比例します。 、つまり (17)
ここで、 λ は熱伝導率の係数、または単に熱伝導率であり、grad T には依存しません [λ は、物質の凝集状態 (表を参照)、その原子分子構造、温度と圧力、組成 (物質の組成に依存します) に依存します。混合物または溶液の場合）。
式の右側のマイナス記号は、熱流の方向と温度勾配が互いに逆であることを示します。
値 Q と断面積 F の比は比熱流束または熱負荷と呼ばれ、文字 q で表されます。
(18)
760 mm Hgの大気圧におけるいくつかの気体、液体、固体の熱伝導率係数 λ の値は表から選択されています。
熱伝達。 2 つの冷却剤を分離する固体壁またはそれらの間の界面を介した 2 つの冷却剤間の熱交換。 熱伝達には、より熱い流体から壁への熱伝達、壁内の熱伝達、壁からより冷たい移動媒体への熱伝達が含まれます。 熱伝達中の熱伝達の強さは、熱伝達係数 k によって特徴付けられます。これは、液体間の温度差が 1 K である場合に、単位時間当たりに単位壁面を通って伝達される熱量に数値的に等しくなります。 寸法 k - W/(m2․K) [kcal/m2․°С)]。 熱伝達係数の逆数である R の値は、熱伝達の全熱抵抗と呼ばれます。 例えば単層壁のR
,
ここで、α1 と α2 は、熱い液体から壁面への熱伝達係数、および壁面から冷たい液体への熱伝達係数です。 δ - 壁の厚さ。 λ - 熱伝導率。 実際に遭遇するほとんどの場合、熱伝達係数は実験的に決定されます。 この場合、得られた結果は理論と同様の方法を使用して処理されます。
輻射熱伝達 -放射熱伝達は、物質の内部エネルギーを放射エネルギーに変換し、放射エネルギーを伝達し、その物質による吸収のプロセスの結果として発生します。 放射熱伝達プロセスの過程は、熱を交換する物体の空間内の相対位置と、これらの物体を分離する媒体の特性によって決まります。 放射熱伝達と他のタイプの熱伝達 (熱伝導、対流熱伝達) の大きな違いは、放射熱伝達は電磁波の伝播の結果として発生するため、熱伝達面を分離する材料媒体が存在しない場合でも発生する可能性があることです。放射線。
不透明な物体の表面への放射熱交換の過程で降下し、入射放射線束 Qpad の値によって特徴付けられる放射エネルギーは、物体によって部分的に吸収され、その表面から部分的に反射されます (図を参照)。
吸収される放射線束 Qabs は次の関係によって決まります。
Qabs = Qpad、(20)
ここで、A は体の吸収能力です。 不透明なボディのため、
Qpad = Qab + Qotp、(21)
ここで、Qotr は物体の表面から反射される放射線束であり、この最後の値は次と等しくなります。
Qotr = (1 - A) Qpad、(22)
ここで、1 - A = R はボディの反射率です。 物体の吸収率が 1 であるため、その反射率が 0 である場合、つまり、物体に入射するすべてのエネルギーが吸収される場合、その物体は絶対黒体と呼ばれます。温度が絶対零度から異なる物体は、次のようなエネルギーを放出します。体の暖房に。 この放射線は身体自身の放射線と呼ばれ、身体自体の放射線束 Qgeneral によって特徴付けられます。 物体の単位表面積当たりの固有放射線は、固有放射線の束密度、または物体の放射率と呼ばれます。 後者は、シュテファン・ボルツマンの放射の法則に従って、体温の 4 乗に比例します。 同じ温度における物体の放射率と完全な黒体の放射率の比は、放射率と呼ばれます。 すべての物体について、黒さの度合いは 1 未満です。ある物体について、それが放射線の波長に依存しない場合、そのような物体は灰色と呼ばれます。 波長にわたる灰色体の放射エネルギー分布の性質は、完全な黒体のそれと同じです。つまり、プランクの放射の法則によって説明されます。 灰色の体の黒さの度合いは、その吸収能力と同じです。
システムに含まれる物体の表面は、反射放射線束 Qotр とそれ自体の放射線束 Qcob を放出します。 物体の表面から出るエネルギーの総量は有効放射線束 Qeff と呼ばれ、次の関係によって決まります。
Qeff = Qotr + Qcob。 (23)
人体に吸収されたエネルギーの一部は、自身の放射の形でシステムに戻るため、放射熱伝達の結果は、自身の放射と吸収された放射のフラックスの差として表すことができます。 マグニチュード
Qpez = Qcob - Qabl (24)
は結果として生じる放射のフラックスと呼ばれ、放射熱伝達の結果として物体が単位時間あたりにどれだけのエネルギーを受け取るか、または失うかを示します。 結果として得られる放射束は、次の形式でも表すことができます。
Qpez = Qeff - Qpad、(25)
つまり、放射エネルギーの総支出と体表面への到達総量の差として表されます。 したがって、それを考慮すると、
Qpad = (Qcob - Qpe) / あ、(26)
放射熱伝達の計算に広く使用されている式が得られます。
放射熱伝達を計算するタスクは、原則として、特定のシステムに含まれるすべての表面の温度と光学特性がわかっている場合に、その結果生じる放射束を見つけることです。 この問題を解決するには、最後の関係に加えて、特定の表面上の磁束 Qpad と輻射熱伝達システムに含まれるすべての表面上の磁束 Qeff との関係を明らかにする必要があります。 この関係を見つけるために、平均角放射係数の概念が使用されます。これは、放射熱交換システムに含まれる特定の表面の半球状の（つまり、半球内のすべての方向に放射される）放射のどの部分がこの表面に当たるかを示します。 したがって、放射熱伝達システムに含まれる任意の表面上の流束 Qpad は、すべての表面 (凹面の場合はこの表面も含む) の Qeff と対応する角放射係数の積の合計として決定されます。
放射熱伝達は、約 1000 °C 以上の温度で発生する熱伝達プロセスにおいて重要な役割を果たします。 冶金、火力発電工学、原子力エネルギー、ロケット技術、化学技術、乾燥技術、太陽技術など、さまざまな技術分野で広く使用されています。
太陽の放射エネルギーを吸収することにより、地球自体が放射線源になります。 しかし、太陽の放射線と地球の放射線は大きく異なります。 太陽からの直接放射、散乱放射、および反射放射の波長は 0.17 ～ 2 ～ 4 です。 mkさんそして呼ばれます 短波放射線。 加熱された地球の表面は、その温度に応じて、主に 2 ～ 4 ～ 40 の波長範囲の放射線を放出します。 mkそして呼ばれます 長波。一般的に言えば、太陽からの放射と地球からの放射は両方ともあらゆる波長の波を持っています。 しかし、エネルギーの大部分 (99.9%) は指定された波長範囲内にあります。 太陽と地球からの放射線の波長の違いは、地表の熱状態に大きな影響を与えます。
したがって、太陽の光によって加熱されると、私たちの惑星自体が放射線源になります。 地表から放射され、下から上に向かう長波または熱線は、波長に応じて、妨げられずに大気中を通過するか、または大気によって遅延されます。 長さ 9 ～ 12 の波が放射されることが確立されています。 mk星間空間に自由に移動し、その結果、地球の表面は熱の一部を失います。
地球の表面と大気の熱バランスの問題を解決するには、どれだけの太陽エネルギーが地球のさまざまな地域に入り込み、このエネルギーのどれだけが他の種類に変換されるかを決定する必要がありました。
地表に入る太陽エネルギーの量を計算する試みは中間段階にある XIX最初の光量測定装置が作成されてから 1 世紀。 ただし40代限定 XX世紀になると、熱平衡の研究という問題の広範な発展が始まりました。 これは、戦後、特に国際地球物理年の準備中に、観測所の光線測定ネットワークが広範に開発されたことによって促進されました。 ソ連だけでも、IGY の開始までに光量測定ステーションの数は 200 に達し、同時にこれらのステーションでの観測量も大幅に増加しました。 太陽の短波放射の測定に加えて、地表の放射バランス、つまり吸収された短波放射と下層表面の長波有効放射の差が決定されました。 多くの光量測定ステーションで、高地の気温と湿度の観察が組織されました。 これにより、蒸発と乱流熱伝達の熱コストを計算できるようになりました。
同じ種類のプログラムに従って地上の光量測定ステーションのネットワークで実行される体系的な光量測定観測に加えて、近年、自由大気中の放射線束を研究するための実験作業が行われています。 この目的のために、対流圏のさまざまな高度における長波放射のバランスの体系的な測定が、特殊なラジオゾンデを使用して多くの観測点で行われます。 これらの観測と、自由気球、飛行機、地球物理ロケット、人工地球衛星を使用して得られた自由大気中の放射線束に関するデータにより、熱平衡の構成要素の状況を研究することが可能になりました。
実験研究で得られた材料を使用し、計算手法を広く使用していることから、主地球物理観測所の職員にちなんで命名されました。 A.I.ヴォエイコワ T.G.ベルリアンド、N.A.エフィモワ、L.I.ズベノク、L.A.ストロキナ、K.Ya.ヴィンニコフらは、1950年代初頭に初めてM.I.ブディコの指導の下で、地球全体の熱平衡要素の一連のマップを構築した。 この一連の地図は 1955 年に初めて発行されました。発行されたアトラスには、各月および各年の平均の日射量の総分布、放射線バランス、蒸発による熱損失、および乱流熱伝達の地図が含まれていました。 その後、特に IGY 期間の新しいデータの受信に関連して、熱収支の構成要素に関するデータが明確になり、新しい一連の地図が作成され、1963 年に発行されました。
地球-大気系への熱の流入と放出を考慮した地球の表面と大気の熱バランスは、エネルギー保存の法則を反映しています。 地球と大気の熱平衡方程式を構成するには、一方では地球全体と大気によって、もう一方ではその下にある地球の表面によって受け取られ消費されるすべての熱を考慮する必要があります(水圏と岩石圏）および大気。 太陽の放射エネルギーを吸収すると、地表は放射によってこのエネルギーの一部を失います。 残りは、この表面と大気の下層の加熱と蒸発に費やされます。 下層表面の加熱は土壌への熱伝達を伴い、土壌が湿っている場合は同時に土壌水分の蒸発のために熱が失われます。
したがって、地球全体の熱収支は 4 つの要素から構成されます。
放射線バランス ( R). それは、太陽から吸収される短波放射線の量と長波の有効放射線との差によって決定されます。
土壌の熱交換。土壌の表層と深層の間の熱伝達プロセスを特徴づけます。 (A)。この熱交換は土壌の熱容量と熱伝導率に依存します。
地表と地球の間の乱流熱交換 雰囲気 (R)。これは、下にある表面と大気の温度との関係に応じて、下にある表面が大気中に受け取るか、または大気中に放出する熱量によって決まります。
蒸発に費やされる熱( L.E.). 蒸発潜熱の積によって決まります。 ( L) 蒸発用(E)。
熱バランスのこれらのコンポーネントは、次の関係によって相互に接続されています。
R= あ+ P+ L.E.
熱収支の成分を計算することで、入ってくる太陽エネルギーが地表や大気中でどのように変換されるかを判断することができます。 中緯度および高緯度では、日射量は夏はプラス、冬はマイナスになります。 北緯 39 度以南の計算によると。 w。 放射エネルギーのバランスは年間を通じてプラスであり、ソ連のヨーロッパ領土の緯度約 50 度では、3 月から 11 月まではプラス、冬の 3 か月間はマイナスになります。 緯度 80°では、5 月から 8 月の期間にのみプラスの放射線バランスが観察されます。
地球の熱収支の計算によると、地球の表面全体で吸収される太陽放射の総量は、大気の外側境界に到達する太陽放射の 43% です。 地表からの有効放射はこの値の 15%、放射バランス - 28%、蒸発による熱損失 - 23%、乱流熱伝達 - 5% に等しくなります。
ここで、地球-大気系の熱収支の成分を計算した結果をいくつか考えてみましょう。 以下に 4 つのマップを示します。年間の総放射線量、放射線バランス、蒸発による熱消費量、および乱流熱交換による空気の加熱による熱消費量です。Atlas of the Heat Balance of the Globe (M. I. Budyko 編集) から借用しました。 図 10 に示す地図から、総放射線量の年間最高値は地球の乾燥地帯で発生することがわかります。 特にサハラ砂漠やアラビア砂漠では年間総放射線量が200を超えています。 kcal/cm2、そして両半球の高緯度では60〜80を超えません。kcal/cm2。
図 11 に放射線収支のマップを示します。 高緯度および中緯度では、放射線バランスが低緯度に向かって増加し、これが総放射線量と吸収放射線量の増加に関連していることが容易にわかります。 総放射線の等値線とは対照的に、海洋から大陸に移動するときに放射線バランスの等値線が崩れることに注目するのは興味深いことです。これはアルベドと有効放射線の違いによるものです。 後者は水面に対して小さいため、海洋の放射線バランスは大陸の放射線バランスを上回ります。
年間最低額（約60ドル） kcal/cm2)これは、曇りが優勢な地域や、高いアルベド値と有効放射線によって放射線バランスが低下する乾燥地域の特徴です。 年間放射線収支の最大量（80～90 kcal/cm2)これは、曇りは少ないが比較的湿気の多い熱帯林やサバンナに典型的であり、放射線の流入はかなりではありますが、アルベドと有効放射線は地球の砂漠地域よりも大きくなります。
年間蒸発値の分布を図 12 に示します。蒸発に伴う熱消費量は、蒸発値と蒸発潜熱の積に等しくなります (LE) は、自然条件下での蒸発潜熱はわずかな範囲内で変化し、平均で 600 に等しいため、主に蒸発量によって決まります。 糞便蒸発した水1グラムあたり。
上の図からわかるように、陸上からの蒸発は主に熱と水分の蓄えに依存します。 したがって、地表からの年間蒸発量の最大値（最大1000 んん）熱帯緯度で発生し、顕著な熱が発生します。
資源をより多くの水分補給と組み合わせることができます。 しかし、海洋は最も重要な蒸発源です。 ここでの最大値は2500〜3000に達します んん。この場合、最も多くの蒸発が起こるのは、地表水の温度が比較的高い地域、特に暖流域（メキシコ湾流、クロシボ川など）です。 逆に、寒流の領域では蒸発値は小さくなります。 中緯度では毎年蒸発サイクルが起こります。 さらに、陸上とは対照的に、海洋での最大の蒸発は、空気湿度の大きな垂直勾配と風速の増加が組み合わさる寒い季節に観察されます。
下の表面と大気の間の乱流熱交換は、放射線と湿気の状態に依存します。 したがって、大量の放射線の流入が乾燥した空気と結合する陸地の地域では、最大の乱流熱伝達が発生します。 乱流熱交換の年間値の地図（図13）からわかるように、これらはその値が60に達する砂漠地帯です。 kcal/cm2。乱流熱交換の規模は、海洋と同様に、両半球の高緯度地域では小さい。 年間最大値は暖海流域（30以上）で見られます。 kcal/cm 2年）、水と空気の間に大きな温度差が生じる場所。 したがって、海洋からの熱伝達が最も大きくなるのは、一年の寒い時期です。
大気の熱平衡は、太陽からの短波および粒子放射線の吸収、長波放射線、放射熱交換および乱流熱交換、熱移流、断熱過程などによって決定されます。 太陽熱の到達と消費に関するデータは、大気と水圏の複雑な循環、熱と水分の循環、および地球の大気と水の殻で起こる他の多くのプロセスと現象を説明するために気象学者によって使用されます。
- ソース-
ポゴシアン、Kh.P. 地球の大気 / H.P. ポゴシアン[その他]。 – M.: 教育、1970.- 318 p.
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