اجازه دهید به همراه جو، رژیم حرارتی لایه فعال زمین را در نظر بگیریم. لایه فعال لایه ای از خاک یا آب است که دمای آن نوسانات روزانه و سالانه را تجربه می کند. مشاهدات نشان می دهد که در خشکی، نوسانات روزانه تا عمق 1 تا 2 متر گسترش می یابد و نوسانات سالانه تا یک لایه چند ده متری گسترش می یابد. در دریاها و اقیانوس ها ضخامت لایه فعال ده ها برابر بیشتر از خشکی است. ارتباط بین رژیم های حرارتی جو و لایه فعال زمین با استفاده از معادله به اصطلاح تعادل حرارتی انجام می شود. سطح زمین. این معادله اولین بار در سال 1941 برای ساختن نظریه تغییرات روزانه دمای هوا توسط A.A. دورودنیتسین. در سال‌های بعد، معادله تعادل گرمایی به طور گسترده توسط بسیاری از محققان برای مطالعه خواص مختلف لایه سطحی جو، تا ارزیابی تغییراتی که تحت تأثیر تأثیرات فعال، به عنوان مثال در پوشش یخی قطب شمال رخ می‌دهد، مورد استفاده قرار گرفت. . اجازه دهید به استخراج معادله تعادل حرارتی برای سطح زمین بپردازیم. تشعشعات خورشیدی که به سطح زمین می رسد در خشکی در لایه ای نازک جذب می شود که ضخامت آن با (شکل 1) نشان داده شده است. علاوه بر جریان تابش خورشید، سطح زمین گرما را به صورت جریان تابش مادون قرمز از جو دریافت می کند و از طریق تابش خود گرما را از دست می دهد.

برنج. 1.

در خاک، هر یک از این جریان ها دستخوش تغییر می شوند. اگر در یک لایه ابتدایی ضخامت (عمق اندازه گیری شده از سطح تا عمق خاک) جریان Ф به dФ تغییر کند، می توانیم بنویسیم.

جایی که a ضریب جذب است، چگالی خاک است. با ادغام آخرین رابطه در محدوده از به، به دست می آوریم

عمقی که در آن جریان در مقایسه با جریان Ф(0) در آن e بار کاهش می یابد. همراه با تشعشع، انتقال حرارت از طریق تبادل آشفته سطح خاک با جو و تبادل مولکولی با لایه های زیرین خاک صورت می گیرد. تحت تأثیر تبادل متلاطم، خاک مقداری گرما را از دست می دهد یا به دست می آورد

علاوه بر این، آب از سطح خاک تبخیر می شود (یا بخار آب متراکم می شود) که مقداری گرما مصرف می کند.

جریان مولکولی از طریق مرز زیرین لایه به شکل نوشته شده است

ضریب هدایت حرارتی خاک کجاست، ظرفیت گرمایی ویژه آن و ضریب انتشار حرارتی مولکولی است.

تحت تأثیر هجوم گرما، دمای خاک تغییر می کند و در دمای نزدیک به 0، یخ ذوب می شود (یا آب یخ می زند). بر اساس قانون بقای انرژی در ستون عمودی ضخامت خاک می توان نوشت:

در معادله (19)، عبارت اول در سمت چپ نشان دهنده مقدار گرمای صرف شده برای تغییر محتوای حرارتی سانتی متر مکعب خاک در واحد زمان، مقدار دوم گرمای صرف شده برای ذوب یخ (). در سمت راست، تمام جریان های گرمایی که از مرزهای بالا و پایین وارد لایه خاک می شوند با علامت "+" و آنهایی که از لایه خارج می شوند با علامت "-" گرفته می شوند. معادله (19) معادله تعادل حرارتی برای لایه ضخیم خاک است. در چنین نمای کلیاین معادله چیزی نیست جز معادله جریان گرمایی که برای لایه ای با ضخامت محدود نوشته شده است. نمی توان از آن اطلاعات اضافی (در مقایسه با معادله هجوم گرما) در مورد رژیم حرارتی هوا و خاک استخراج کرد. با این حال، می توان چندین مورد خاص از معادله تعادل حرارتی را نشان داد، زمانی که می توان از آن به عنوان مستقل از آن استفاده کرد معادلات دیفرانسیلشرایط مرزی در این حالت، معادله تعادل حرارتی به ما امکان می دهد دمای ناشناخته سطح زمین را تعیین کنیم. چنین مورد خاصی به شرح زیر خواهد بود. در زمینی که پوشیده از برف یا یخ نیست، ارزش، همانطور که قبلاً اشاره شد، بسیار کم است. در عین حال، نسبت به هر یک از کمیت ها، که از مرتبه طول مسیر مولکولی هستند، بسیار زیاد است. در نتیجه، معادله زمین در غیاب فرآیندهای ذوب یخ را می توان با دقت کافی به صورت زیر نوشت:

مجموع سه جمله اول در رابطه (20) چیزی بیش از تعادل تشعشعی R سطح زمین نیست. بنابراین، معادله تعادل حرارتی برای سطح زمین به شکل زیر است:

معادله تعادل حرارتی به شکل (21) به عنوان یک شرط مرزی هنگام مطالعه رژیم حرارتی جو و خاک استفاده می شود.

تعادل حرارتی زمین

تعادل زمین، نسبت ورودی و خروجی 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 جو، هیدروسفر و لایه‌های بالایی لیتوسفر تابش خورشید است، بنابراین توزیع و نسبت اجزای انرژی حرارتی. تغییرات آن را در این پوسته ها مشخص کنید.

T.b. آنها فرمول بندی خاصی از قانون بقای انرژی را نشان می دهند و برای بخشی از سطح زمین (T.b. سطح زمین) جمع آوری شده اند. برای یک ستون عمودی که از جو عبور می کند (اتمسفر T.b.)؛ برای همان ستونی که از اتمسفر و لایه های بالایی لیتوسفر یا هیدروسفر عبور می کند (T. B. سیستم زمین-اتمسفر).

معادله T.b. سطح زمین: R + P + F0 + LE 0 مجموع جبری جریان انرژی بین عنصری از سطح زمین و فضای اطراف است. این شارها شامل تعادل تابشی (یا تابش باقیمانده) R - تفاوت بین تابش خورشیدی موج کوتاه جذب شده و تابش موثر موج بلند از سطح زمین است. ارزش مثبت یا منفی تعادل تشعشعبا چندین جریان گرما جبران می شود. از آنجایی که دمای سطح زمین معمولاً با دمای هوا برابر نیست، یک جریان گرما P بین سطح زیرین و جو رخ می دهد. یک جریان گرمای مشابه F 0 بین سطح زمین و لایه های عمیق تر لیتوسفر یا هیدروسفر مشاهده می شود. . در این حالت، جریان گرما در خاک با هدایت حرارتی مولکولی تعیین می شود، در حالی که در مخازن، تبادل حرارت، به عنوان یک قاعده، ماهیت کم و بیش متلاطم دارد. جریان حرارتی F 0 بین سطح مخزن و لایه‌های عمیق‌تر آن از نظر عددی برابر با تغییر مقدار گرمای مخزن در یک بازه زمانی معین و انتقال گرما توسط جریان‌های موجود در مخزن است. ارزش اساسی در T. b. سطح زمین معمولاً برای تبخیر LE مصرف گرمایی دارد که به عنوان حاصلضرب جرم آب تبخیر شده E و گرمای تبخیر L تعریف می شود. مقدار LE بستگی به مرطوب شدن سطح زمین، دمای آن، رطوبت هوا دارد. و شدت تبادل حرارتی آشفته در لایه هوای سطحی که میزان بخار انتقال آب از سطح زمین به جو را تعیین می کند.

معادله T.b. جو به شکل: Ra + Lr + P + Fa D W است.

T.b. جو از تعادل تشعشعی آن Ra تشکیل شده است. گرمای ورودی یا خروجی Lr در طول تبدیل فاز آب در جو (g - بارش کل). جریان یا خروج گرما P به دلیل تبادل گرمای متلاطم جو با سطح زمین. ورود یا از دست دادن گرما F a ناشی از تبادل حرارت از طریق دیواره های عمودی ستون است که با حرکات منظم جوی و ماکروتوربولانس همراه است. علاوه بر این، در معادله T. b. اتمسفر شامل عبارت DW است که برابر با مقدار تغییر مقدار گرما در داخل ستون است.

معادله T.b. سیستم زمین و جو مطابقت دارد جمع جبریشرایط معادلات T. b. سطح زمین و جو اجزای T. b. سطح زمین و جو برای مناطق مختلف کره زمین توسط مشاهدات هواشناسی (در ایستگاه های اکتینومتری، در ایستگاه های هواشناسی ویژه، در ماهواره های هواشناسی زمین) یا با محاسبات اقلیم شناسی تعیین می شود.

میانگین مقادیر عرض جغرافیایی اجزای T. b. سطح زمین برای اقیانوس ها، زمین و زمین و T. b. اتمسفر در جداول 1، 2 آورده شده است، جایی که مقادیر شرایط T. b. اگر با ورود گرما مطابقت داشته باشند، مثبت در نظر گرفته می شوند. از آنجایی که این جداول به میانگین شرایط سالانه اشاره دارد، اصطلاحاتی را که تغییرات در میزان گرمای جوی را مشخص می کند و لایه های بالاییلیتوسفر، زیرا برای این شرایط آنها نزدیک به صفر هستند.

برای زمین به عنوان یک سیاره، همراه با جو، طرح T. b. در شکل نشان داده شده است. در واحد سطح مرز خارجیاتمسفر شار تابش خورشیدی برابر با میانگین حدود 250 کیلو کالری بر سانتی متر مربع در سال دریافت می کند که از این مقدار حدود فضای جهانو 167 کیلوکالری بر سانتی متر مربع در سال توسط زمین جذب می شود (فلش Q s در شکل). تابش موج کوتاه به سطح زمین برابر با 126 کیلوکالری بر سانتی متر مربع در سال می رسد. 18 کیلوکالری در سانتی متر مربع در سال از این مقدار منعکس می شود و 108 کیلو کالری بر سانتی متر مربع در سال جذب سطح زمین می شود (فلش Q). اتمسفر 59 کیلوکالری بر سانتی متر مربع در سال تابش موج کوتاه را جذب می کند، یعنی به طور قابل توجهی کمتر از سطح زمین. تابش موج بلند موثر سطح زمین 36 کیلو کالری بر سانتی متر مربع در سال است (پیکان I) بنابراین تعادل تابشی سطح زمین 72 کیلو کالری بر سانتی متر مربع در سال است. تشعشعات امواج بلند از زمین به فضای بیرونی برابر با 167 کیلوکالری بر سانتی متر مربع در سال است (فلش است). بنابراین، سطح زمین در هر سال حدود 72 کیلوکالری بر سانتی‌متر مربع انرژی تابشی دریافت می‌کند که بخشی از آن صرف تبخیر آب می‌شود (دایره LE) و تا حدی از طریق انتقال حرارت متلاطم به اتمسفر باز می‌گردد (فلش P).

جدول 1 . - تعادل حرارتی سطح زمین، کیلو کالری بر سانتی متر 2 سال

عرض جغرافیایی، درجه

زمین به طور متوسط

70-60 عرض شمالی

0-10 عرض جغرافیایی جنوبی

زمین به عنوان یک کل

داده های مربوط به اجزای T. b. در توسعه بسیاری از مشکلات در اقلیم شناسی، هیدرولوژی زمین و اقیانوس شناسی استفاده می شود. از آنها برای اثبات مدل های عددی تئوری آب و هوا و آزمایش تجربی نتایج استفاده از این مدل ها استفاده می شود. مطالبی در مورد T. b. نقش مهمی در مطالعه تغییرات اقلیمی ایفا می کنند، همچنین از آنها در محاسبه تبخیر از سطح استفاده می شود حوضه های رودخانهدریاچه ها، دریاها و اقیانوس ها، در مطالعات رژیم انرژی جریان های دریایی، برای مطالعه پوشش های برف و یخ، در فیزیولوژی گیاهی برای مطالعه تعرق و فتوسنتز، در فیزیولوژی جانوری برای مطالعه رژیم حرارتی موجودات زنده. . داده های T. b. همچنین برای مطالعه منطقه بندی جغرافیایی در آثار جغرافیدان شوروی A. A. Grigoriev استفاده شد.

جدول 2. - تعادل حرارتی جو، kcal/cm 2 سال

عرض جغرافیایی، درجه

70-60 عرض شمالی

0-10 عرض جغرافیایی جنوبی

زمین به عنوان یک کل

متن: اطلس تعادل حرارتی کره زمین، ویرایش. M. I. Budyko, M., 1963; Budyko M.I., Climate and Life, L., 1971; گریگوریف A. A.، الگوهای ساختار و توسعه محیط جغرافیایی، M.، 1966.

M. I. بودیکو.

دایره المعارف بزرگ شوروی، TSB. 2012

همچنین به تفسیرها، مترادف ها، معانی کلمه و آنچه که تعادل حرارتی زمین به زبان روسی در فرهنگ لغت ها، دایره المعارف ها و کتاب های مرجع است، مراجعه کنید:

• زمین
  کشاورزی - اراضی برای نیازهای کشاورزییا برای اینها در نظر گرفته شده است ...
• زمین در فرهنگ اصطلاحات اقتصادی:
  هدف تفریحی - زمین هایی که طبق روال تعیین شده اختصاص داده شده و برای تفریح ​​و گردشگری انبوه سازماندهی شده در نظر گرفته شده و مورد استفاده قرار می گیرد. به آنها …
• زمین در فرهنگ اصطلاحات اقتصادی:
  استفاده از محیط زیست - اراضی ذخایر طبیعی (به جز برای شکار). مناطق حفاظتی ممنوعه و تخم ریزی؛ زمین های اشغال شده توسط جنگل هایی که عملکردهای حفاظتی را انجام می دهند. دیگر …
• زمین در فرهنگ اصطلاحات اقتصادی:
  صندوق ذخیره طبیعی - اراضی ذخایر طبیعی، آثار طبیعی، باغ های طبیعی (ملی) و درخت شناسی، گیاه شناسی. ترکیب Z.p.-z.f. شامل زمین با ...
• زمین در فرهنگ اصطلاحات اقتصادی:
  DAMAGE - رجوع کنید به DAMAGE OF the Earth...
• زمین در فرهنگ اصطلاحات اقتصادی:
  اهداف بهداشتی - زمین هایی با فاکتورهای طبیعی شفابخش (چشمه های معدنی، رسوبات گل و لای دارویی، شرایط اقلیمی و سایر شرایط)، مساعد...
• زمین در فرهنگ اصطلاحات اقتصادی:
  استفاده عمومی - در شهرها، شهرستانها و مناطق روستایی مناطق پرجمعیت- زمین های مورد استفاده به عنوان راه های ارتباطی (میدان، خیابان ها، کوچه ها، ...
• زمین در فرهنگ اصطلاحات اقتصادی:
  قیمت استاندارد - قیمت استاندارد زمین را ببینید...
• زمین در فرهنگ اصطلاحات اقتصادی:
  سکونتگاه ها - اراضی شهر را ببینید...
• زمین در فرهنگ اصطلاحات اقتصادی:
  شهرداری - به شهرداری سازی زمین مراجعه کنید ...
• زمین در فرهنگ اصطلاحات اقتصادی:
  صندوق جنگل - زمین های پوشیده از جنگل و غیره. پوشیده از جنگل نیست، اما برای نیازهای جنگلداری و جنگلداری تامین می شود...
• زمین در فرهنگ اصطلاحات اقتصادی:
  اهمیت تاریخی و فرهنگی - زمین هایی که در آنها (و در آنها) آثار تاریخی و فرهنگی، مکان های دیدنی، از جمله مواردی که اعلام شده است ...
• زمین در فرهنگ اصطلاحات اقتصادی:
  رزرو - تمام زمین هایی که برای مالکیت، تملک، استفاده و اجاره ارائه نشده اند. شامل زمین، مالکیت، تملک...
• زمین در فرهنگ اصطلاحات اقتصادی:
  حمل و نقل راه آهن - زمین های دارای اهمیت فدرال به طور رایگان برای استفاده دائمی (نامحدود) به شرکت ها و موسسات ارائه می شود. حمل و نقل ریلیبرای انجام امور محوله ...
• زمین در فرهنگ اصطلاحات اقتصادی:
  برای نیازهای دفاعی - زمین های ارائه شده برای اقامت و فعالیت های دائمی واحدهای نظامی، موسسات، موسسات آموزشی نظامیشرکت ها و سازمان های نیروهای مسلح ...
• زمین در فرهنگ اصطلاحات اقتصادی:
  URBAN - اراضی شهری را ببینید...
• زمین در فرهنگ اصطلاحات اقتصادی:
  صندوق آب - زمین های اشغال شده توسط مخازن، یخچال های طبیعی، باتلاق ها، به استثنای مناطق تندرا و جنگل-توندرا، مهندسی هیدرولیک و سایر سازه های مدیریت آب. آ …
• تعادل در فرهنگ اصطلاحات اقتصادی:
  منابع کار - تعادل در دسترس بودن و استفاده از منابع کار، با در نظر گرفتن پر کردن و بازنشستگی آنها، اشتغال، بهره وری ...
• تعادل در فرهنگ اصطلاحات اقتصادی:
  TRADING PASIVE - به تراز تجاری PASIVE مراجعه کنید...
• تعادل در فرهنگ اصطلاحات اقتصادی:
  TRADING ACTIVE - به تجارت فعال مراجعه کنید…
• تعادل در فرهنگ اصطلاحات اقتصادی:
  تجارت - تراز تجاری را ببینید. تجارت خارجی…
• تعادل در فرهنگ اصطلاحات اقتصادی:
  عملیات جاری - ترازنامه ای که صادرات خالص دولت برابر با حجم صادرات کالا و خدمات منهای واردات به اضافه خالص ...
• تعادل در فرهنگ اصطلاحات اقتصادی:
  تلفیقی - ترازنامه تلفیقی را ببینید...
• تعادل در فرهنگ اصطلاحات اقتصادی:
  ترازو - تعادل تعادل را ببینید...
• تعادل در فرهنگ اصطلاحات اقتصادی:
  تخمینی - سانتی متر تخمینی...
• تعادل در فرهنگ اصطلاحات اقتصادی:
  SEPARATION - به تعادل جدایی مراجعه کنید...
• تعادل در فرهنگ اصطلاحات اقتصادی:
  زمان کار - تعادلی که منابع زمان کار کارکنان شرکت و استفاده از آنها را مشخص می کند انواع متفاوتآثار ارائه شده به عنوان ...
• تعادل در فرهنگ اصطلاحات اقتصادی:
  پرداخت فعلی به موجودی فعلی مراجعه کنید...
• تعادل در فرهنگ اصطلاحات اقتصادی:
  مانده پرداخت برای عملیات جاری - به مانده پرداخت برای عملیات جاری مراجعه کنید...
• تعادل در فرهنگ اصطلاحات اقتصادی:
  پرداخت غیرفعال. تراز پرداخت غیرفعال را ببینید...
• تعادل در فرهنگ اصطلاحات اقتصادی:
  پرداخت های تجارت خارجی - تراز پرداخت های تجارت خارجی را ببینید...
• تعادل در فرهنگ اصطلاحات اقتصادی:
  پرداخت فعال - موجودی پرداخت فعال را ببینید...
• تعادل در فرهنگ اصطلاحات اقتصادی:
  پرداخت - پرداخت را ببینید...
• تعادل در فرهنگ اصطلاحات اقتصادی:
  پرداخت ها برای تسویه تسویه حساب - مانده تسویه های غیر نقدی برای تعهدات پرداخت یا مطالبات متقابل...
• تعادل در فرهنگ اصطلاحات اقتصادی:
  تجارت منفعل (پرداخت) - به تجارت منفعل (پرداخت) مراجعه کنید ...
• تعادل در فرهنگ اصطلاحات اقتصادی:
  دارایی های ثابت - ترازنامه ای که دارایی های ثابت موجود را با در نظر گرفتن استهلاک و دفع آنها و دارایی های تازه معرفی شده مقایسه می کند.
• تعادل در فرهنگ اصطلاحات اقتصادی:
  بین صنعت - بین صنعت را ببینید ...
• تعادل در فرهنگ اصطلاحات اقتصادی:
  مواد - به مواد مراجعه کنید...
• تعادل در فرهنگ اصطلاحات اقتصادی:
  انحلال - رجوع کنید به انحلال ...
• تعادل در فرهنگ اصطلاحات اقتصادی:
  درآمد و هزینه - ترازنامه مالی که بخش های آن منابع و میزان درآمد و هزینه های یک دوره معین را نشان می دهد.
• تعادل در بزرگ دایره المعارف شوروی، TSB:
  (ترازوی فرانسوی به معنای واقعی - ترازو، از لاتین bilanx - داشتن دو کاسه توزین)، 1) تعادل، متعادل کننده. 2) سیستمی از شاخص ها که ...
• زمین
  مناطق قدیمی روسیه در نزدیکی شهرهای قدیمی شکل گرفت. ز.، اغلب در فاصله بسیار قابل توجهی از شهر، دارایی ساکنان آن بود و همیشه ...
• تعادل V فرهنگ لغت دایره المعارفیبروکهاوس و یوفرون:
  مانده حسابداری در حسابداری ب بین بدهکاری و بستانکاری تعادل برقرار می شود و بین حساب ورودی ب در صورتی که دفاتر تجاری با آنها افتتاح شود تمایز قائل می شود و ...
• تعادل در فرهنگ لغت دایره المعارف:
  من a، جمع نه، m. 1. نسبت شاخص های مرتبط متقابل برخی از فعالیت ها یا فرآیندها. ب. تولید و مصرف. تراز تجاری ...

تعادل تشعشعنشان دهنده تفاوت بین ورودی و خروجی انرژی تابشی جذب شده و ساطع شده از سطح زمین است.

تعادل تابشی مجموع جبری از شار تابش در یک حجم معین یا در یک سطح معین است. هنگامی که در مورد تعادل تشعشعی جو یا سیستم زمین-اتمسفر صحبت می شود، بیشتر به معنای تعادل تابشی سطح زمین است که تبادل گرما را در مرز پایین جو تعیین می کند. این نشان دهنده تفاوت بین تابش کل جذب شده خورشید و تابش موثر سطح زمین است.

تعادل تابشی تفاوت بین ورودی و خروجی انرژی تابشی جذب شده و ساطع شده از سطح زمین است.

تعادل تشعشع مهمترین عامل اقلیمی است، زیرا توزیع دما در خاک و لایه های هوای مجاور آن به شدت به مقدار آن بستگی دارد. به او بستگی دارد مشخصات فیزیکیتوده های هوا در حال حرکت در سراسر زمین، و همچنین شدت تبخیر و ذوب برف.

توزیع مقادیر سالانه تعادل تابش در سطح کره زمین یکسان نیست: در عرض های جغرافیایی گرمسیری این مقادیر به 100 ... 120 کیلو کالری / (cm2 سال) و حداکثر (تا 140 کیلو کالری) می رسد. /(cm2 year)) در سواحل شمال غربی استرالیا مشاهده می شود). در مناطق بیابانی و خشک، مقادیر تعادل تشعشع در مقایسه با مناطق دارای رطوبت کافی و بیش از حد در همان عرض های جغرافیایی کمتر است. علت این امر افزایش آلبدو و افزایش تشعشعات موثر به دلیل خشکی زیاد هوا و ابری کم است. در عرض های جغرافیایی معتدل، مقادیر تعادل تشعشع به سرعت با افزایش عرض جغرافیایی به دلیل کاهش تابش کل کاهش می یابد.

به طور متوسط، در سال، مجموع تعادل تشعشعات برای کل سطح کره زمین مثبت است، به استثنای مناطق دارای پوشش یخی دائمی (قطب جنوب، گرینلند مرکزی و غیره).

انرژی که با تعادل تشعشع اندازه گیری می شود، تا حدی صرف تبخیر می شود، تا حدی به هوا منتقل می شود و در نهایت مقدار معینی انرژی به خاک می رود و برای گرم کردن آن می رود. بنابراین، مجموع گرمای ورودی و خروجی برای سطح زمین که تعادل حرارتی نامیده می شود، می تواند به صورت معادله زیر نمایش داده شود:

در اینجا B تعادل تابش است، M جریان گرما بین سطح زمین و جو، V مصرف گرما برای تبخیر (یا آزاد شدن گرما در طول تراکم)، T تبادل حرارت بین سطح خاک و لایه‌های عمیق است.

شکل 16 - تاثیر تابش خورشید بر سطح زمین

به طور متوسط، در طول یک سال، خاک عملاً به اندازه دریافت گرما به هوا می دهد، بنابراین، در نتیجه گیری سالانه، گردش حرارت در خاک صفر است. گرمای از دست رفته از طریق تبخیر بسیار نابرابر در سطح کره زمین توزیع می شود. در اقیانوس ها به کمیت بستگی دارند انرژی خورشیدیرسیدن به سطح اقیانوس و همچنین در طبیعت جریان های اقیانوسی. جریان های گرم مصرف گرما را برای تبخیر افزایش می دهند، در حالی که جریان های سرد آن را کاهش می دهند. در قاره ها، مصرف گرما برای تبخیر نه تنها با میزان تابش خورشید، بلکه با ذخایر رطوبت موجود در خاک نیز تعیین می شود. هنگامی که کمبود رطوبت وجود دارد که باعث کاهش تبخیر می شود، مصرف گرما برای تبخیر کاهش می یابد. بنابراین در بیابان ها و نیمه بیابانی ها کاهش چشمگیری پیدا می کند.

تقریباً تنها منبع انرژی برای تمام فرآیندهای فیزیکی در حال توسعه در جو، تابش خورشید است. ویژگی اصلیرژیم تشعشعی جو به اصطلاح. اثر گلخانه ای: جو تابش خورشیدی موج کوتاه را ضعیف جذب می کند (بیشتر آن به سطح زمین می رسد)، اما تابش موج بلند (کاملاً مادون قرمز) را حفظ می کند. تابش حرارتیسطح زمین که انتقال حرارت زمین را به طور قابل توجهی کاهش می دهد فضاو دمای آن را افزایش می دهد.

تابش خورشیدی که وارد جو می شود تا حدی در جو عمدتاً توسط بخار آب جذب می شود. دی اکسید کربن، ازن و آئروسل ها و توسط ذرات آئروسل و نوسانات چگالی اتمسفر پراکنده می شود. به دلیل پراکندگی انرژی تابشی خورشید در جو، نه تنها تابش مستقیم خورشید مشاهده می شود، بلکه تابش پراکنده نیز مشاهده می شود؛ آنها با هم کل تابش را تشکیل می دهند. رسیدن به سطح زمین، تابش کلتا حدی از آن منعکس شده است. مقدار تابش منعکس شده توسط بازتاب سطح زیرین تعیین می شود، به اصطلاح. albedo در اثر تابش جذب شده، سطح زمین گرم می شود و منبع تابش امواج بلند خود به سمت جو می شود. به نوبه خود، اتمسفر نیز تشعشعات موج بلندی را منتشر می کند که به سمت سطح زمین (به اصطلاح تابش ضد اتمسفر) و به فضای بیرونی (به اصطلاح تابش خروجی) هدایت می شود. تبادل حرارتی منطقی بین سطح زمین و جو توسط تابش مؤثر تعیین می شود - تفاوت بین تابش خود سطح زمین و تابش متضاد جو جذب شده توسط آن. تفاوت بین تشعشعات موج کوتاه جذب شده توسط سطح زمین و تابش موثر را موازنه تشعشع می گویند.

تبدیل انرژی تابش خورشید پس از جذب آن در سطح زمین و در جو، تعادل حرارتی زمین را تشکیل می دهد. منبع اصلی گرما برای جو سطح زمین است که بخش عمده ای از تابش خورشید را جذب می کند. از آنجایی که جذب تابش خورشید در جو کمتر از اتلاف گرما از جو به فضا توسط تابش امواج بلند است، مصرف گرمای تابشی با هجوم گرما به جو از سطح زمین به صورت آشفته جبران می شود. تبادل حرارت و ورود گرما در نتیجه تراکم بخار آب در جو. از آنجایی که مقدار کل چگالش در کل اتمسفر برابر با مقدار بارندگی و همچنین میزان تبخیر از سطح زمین است، ورود گرمای تراکم به جو از نظر عددی برابر با گرمای از دست رفته برای تبخیر در زمین است. سطح

تفاوت بین تابش خورشیدی جذب شده و تابش موثر، تعادل تشعشعی یا تابش باقیمانده سطح زمین (B) را تشکیل می دهد. توازن تشعشعی که در کل سطح زمین به طور میانگین محاسبه می شود را می توان به صورت فرمول B = Q * (1 – A) - E eff یا B = Q - R k - E eff نوشت. شکل 24 درصد تقریبی انواع مختلف تشعشع درگیر در تعادل تابش و حرارت را نشان می دهد. واضح است که سطح زمین 47 درصد از کل تشعشعات ورودی به سیاره را جذب می کند و تابش مؤثر 18 درصد است. بنابراین، تعادل تشعشع به طور متوسط ​​در سطح کل زمین مثبت است و به 29٪ می رسد.

برنج. 24. طرح تعادل تابش و حرارت سطح زمین (طبق نظر K. Ya. Kondratiev)

توزیع تعادل تشعشعی بر روی سطح زمین بسیار پیچیده است. درک الگوهای این توزیع بسیار مهم است، زیرا تحت تأثیر تشعشعات باقیمانده، رژیم دمایی سطح زیرین و تروپوسفر و به طور کلی آب و هوای زمین شکل می گیرد. تجزیه و تحلیل نقشه های تعادل تابشی سطح زمین در طول یک سال (شکل 25) به نتایج زیر منجر می شود.

مجموع سالانه تعادل تشعشعات سطح زمین تقریباً در همه جا مثبت است، به استثنای فلات های یخی قطب جنوب و گرینلند. مقادیر سالانه آن به صورت منطقه ای و طبیعی از استوا به قطب ها مطابق با عامل اصلی - تابش کل کاهش می یابد. علاوه بر این، تفاوت در مقادیر تعادل تابش بین استوا و قطب ها بیشتر از تفاوت در مقادیر تابش کل است. بنابراین، منطقه ای بودن تعادل تشعشع به وضوح بیان می شود.

نظم بعدی تعادل تشعشعی افزایش آن در هنگام انتقال از خشکی به اقیانوس با ناپیوستگی و اختلاط خطوط ایزوله در طول ساحل است. این ویژگی در عرض های جغرافیایی استوایی-حوایی بهتر بیان می شود و به تدریج به سمت عرض های قطبی هموار می شود.توازن تشعشعی بیشتر بر روی اقیانوس ها با کاهش ارتفاع آب به ویژه در عرض های جغرافیایی استوایی-حوایی و کاهش تشعشعات موثر به دلیل دمای پایین سطح اقیانوس توضیح داده می شود. و رطوبت قابل توجهی در هوا و ابری به دلیل افزایش مقادیر توازن تشعشع و مساحت وسیع اقیانوس روی سیاره (71%)، نقش اصلی را در رژیم حرارتی زمین ایفا می کند. و تفاوت در تعادل تشعشعی اقیانوس ها و قاره ها تأثیر متقابل ثابت و عمیق آنها را در تمام عرض های جغرافیایی بر یکدیگر تعیین می کند.

برنج. 25. تعادل تابشی سطح زمین برای سال [MJ/(m 2 Xyear)] (طبق گفته S.P. Khromov و M.A. Petrosyants)

تغییرات فصلی در تعادل تابش در عرض های جغرافیایی استوایی-حوایی اندک است (شکل 26، 27). پیامد این امر نوسانات جزئی دما در طول سال است. بنابراین، فصول سال نه با دوره دما، بلکه با رژیم بارش سالانه تعیین می شود. در عرض های جغرافیایی خارج از حاره، تغییرات کیفی در تعادل تابش از مثبت به رخ می دهد مقادیر منفیدر طول یک سال در تابستان، در مناطق وسیعی از عرض های جغرافیایی معتدل و تا حدی بالا، مقادیر تعادل تشعشع قابل توجه است (به عنوان مثال، در ماه ژوئن در خشکی نزدیک دایره قطب شمال مانند بیابان های گرمسیری است) و نوسانات آن در عرض های جغرافیایی بسیار زیاد است. نسبتا کوچک. این در رژیم دما و بر این اساس در تضعیف گردش بین عرضی در این دوره منعکس می شود. در زمستان، در گستره های بزرگ، تعادل تشعشع منفی است: خط صفر تعادل تشعشعی سردترین ماه تقریباً در امتداد 40 درجه عرض جغرافیایی بر روی زمین و در امتداد 45 درجه بر روی اقیانوس ها می گذرد. شرایط مختلف گرماباریک منجر به فعال شدن فرآیندهای جوی در مناطق معتدل و نیمه گرمسیری در عرض جغرافیایی در زمستان می شود. تعادل تابش منفی در زمستان در عرض های جغرافیایی معتدل و قطبی تا حدودی با هجوم گرما با توده های هوا و آب از عرض های جغرافیایی استوایی-حوایی جبران می شود. بر خلاف عرض های جغرافیایی کم، در عرض های جغرافیایی معتدل و بالا، فصل های سال عمدتاً با شرایط حرارتی، بسته به تعادل تابش تعیین می شود.

برنج. 26. تعادل تابشی سطح زمین برای ژوئن [در 10 2 MJ/(m 2 x M es.)|

در کوه‌های تمام عرض‌های جغرافیایی، توزیع تعادل تشعشع به دلیل تأثیر ارتفاع، مدت پوشش برف، قرار گرفتن در معرض تابش شیب‌ها، ابری و غیره پیچیده است. تعادل تشعشع در آنجا به دلیل آلبدوی برف و یخ و افزایش نسبت تشعشعات مؤثر و عوامل دیگر کمتر است.

جو زمین تعادل تشعشعی خاص خود را دارد. ورود تابش به اتمسفر به دلیل جذب تابش خورشیدی موج کوتاه و تابش امواج بلند زمینی رخ می دهد. تشعشعات توسط اتمسفر به دلیل تشعشعات متقابل که کاملاً توسط تشعشعات زمینی جبران می شود و به دلیل تشعشعات خروجی مصرف می شود. بر اساس محاسبات متخصصان، تعادل تشعشعی جو منفی است (-29%).

به طور کلی، تعادل تابشی سطح زمین و جو 0 است، یعنی زمین در حالت تعادل تابشی قرار دارد. با این حال، بیش از حد تشعشع در سطح زمین و فقدان آن در اتمسفر ما را مجبور می کند این سوال را بپرسیم: چرا با تابش بیش از حد، سطح زمین سوزانده نمی شود و چرا جو با کمبود خود، تا دمای صفر مطلق منجمد نمی شود؟ واقعیت این است که بین سطح زمین و جو (و همچنین بین سطح و لایه های عمیق زمین و آب) روش های غیر تشعشعی انتقال حرارت وجود دارد. اولین مورد هدایت حرارتی مولکولی و تبادل حرارت آشفته (H) است که در طی آن اتمسفر گرم می شود و گرما به صورت عمودی و افقی در آن توزیع می شود. لایه های عمیق زمین و آب نیز گرم می شوند. دوم تبادل گرمای فعال است که هنگام انتقال آب از یک حالت فازی به حالت دیگر رخ می دهد: در طی تبخیر، گرما جذب می شود و در هنگام تراکم و تصعید بخار آب، گرمای نهان تبخیر (LE) آزاد می شود.

این روش های غیر تشعشعی انتقال حرارت است که تعادل تشعشعی سطح زمین و جو را متعادل می کند و هر دو را به صفر می رساند و از گرم شدن بیش از حد سطح و سرد شدن بیش از حد جو زمین جلوگیری می کند. سطح زمین در نتیجه تبخیر آب 24 درصد تشعشعات را از دست می دهد (و بر این اساس اتمسفر به دلیل متراکم شدن بعدی و تصعید بخار آب به شکل ابر و مه به همین میزان تابش دریافت می کند) و 5 درصد تابش در هنگام جو. از سطح زمین گرم می شود. در مجموع، این میزان برابر با همان 29 درصد تشعشعات مازاد بر سطح زمین و کمبود آن در جو است.

برنج. 27. تعادل تشعشع سطح زمین برای دسامبر [در 10 2 مگا ژول/(m2 x M s.)]

برنج. 28. اجزای تعادل حرارتی سطح زمین در طول روز (طبق گفته S.P. Khromov)

مجموع جبری تمام گرمای ورودی و خروجی در سطح زمین و در جو، تعادل حرارتی نامیده می شود. بنابراین تعادل تشعشع مهمترین جزء تعادل حرارتی است. معادله تعادل حرارتی برای سطح زمین به شکل زیر است:

B – LE – P±G = 0,

جایی که B تعادل تابشی سطح زمین است، LE اتلاف حرارت برای تبخیر است (L- گرمای ویژهتبخیر، £ – جرم آب تبخیر شده)، P – تبادل حرارت متلاطم بین سطح زیرین و جو، G – تبادل حرارت با سطح زیرین (شکل 28). از دست دادن گرما توسط سطح برای گرم کردن لایه فعال در طول روز و تابستان تقریباً به طور کامل با برگشت آن از اعماق به سطح در شب و در زمستان جبران می شود، بنابراین میانگین دمای طولانی مدت سالانه لایه های فوقانی خاک و آب اقیانوس جهانی ثابت و G تقریباً برای هر سطحی را می توان برابر با صفر در نظر گرفت. بنابراین، در یک نتیجه گیری بلندمدت، تعادل گرمایی سالانه سطح زمین و اقیانوس جهانی صرف تبخیر و تبادل حرارت بین سطح زیرین و جو می شود.

توزیع تعادل حرارتی بر روی سطح زمین پیچیده تر از تعادل تابشی است، زیرا عوامل متعددی بر آن تأثیر می گذارد: ابری، بارش، گرمای سطح و غیره. عرض های جغرافیایی مختلفمقادیر تعادل حرارتی از 0 در یک جهت یا جهت دیگر متفاوت است: در عرض های جغرافیایی بالا منفی است و در عرض های جغرافیایی پایین مثبت است. کمبود گرما در مناطق قطبی شمالی و جنوبی با انتقال آن از عرض های جغرافیایی گرمسیری عمدتاً با کمک جریان های اقیانوسی و توده های هوا جبران می شود و در نتیجه تعادل حرارتی بین عرض های جغرافیایی مختلف سطح زمین برقرار می شود.

تعادل حرارتی جو به صورت زیر نوشته می شود: –B + LE + P = 0.

بدیهی است که رژیم های حرارتی مکمل سطح زمین و جو یکدیگر را متعادل می کنند: تمام تابش خورشیدی وارد شده به زمین (100٪) با از دست دادن تابش زمین در اثر بازتاب (30٪) و تابش (70٪) متعادل می شود. بنابراین به طور کلی تراز حرارتی زمین مانند تعادل تشعشعی برابر با 0 است. زمین در تعادل تابشی و حرارتی است و هر گونه نقض آن می تواند منجر به گرم شدن یا سرد شدن سیاره ما شود.

ماهیت تعادل حرارتی و آن سطح انرژیتعیین ویژگی ها و شدت بیشتر فرآیندهای رخ داده در پوشش جغرافیایی و مهمتر از همه رژیم حرارتی تروپوسفر.

اجازه دهید ابتدا به شرایط حرارتی سطح زمین و بالاترین لایه های خاک و مخازن بپردازیم. این امر ضروری است زیرا لایه‌های پایینی جو بیشتر از طریق تبادل حرارتی 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، برفی و یخی) به طور مداوم گرما را به روش های مختلف دریافت و از دست می دهد. از طریق سطح زمین، گرما به سمت بالا به جو و به سمت پایین به خاک یا آب منتقل می شود.

اولاً، کل تشعشعات و تشعشعات متضاد جو به سطح زمین می رسد. آنها کم و بیش جذب سطح می شوند، یعنی برای گرم کردن لایه های بالایی خاک و آب می روند. در همان زمان، سطح زمین خود را تشعشع می کند و در عین حال گرما را از دست می دهد.

ثانیاً، گرما از بالا، از جو، با هدایت حرارتی به سطح زمین می آید. به همین ترتیب، گرما از سطح زمین به جو خارج می شود. با هدایت حرارتی، گرما نیز از سطح زمین به سمت پایین به داخل خاک و آب حرکت می کند یا از اعماق خاک و آب به سطح زمین می آید.

ثالثاً، سطح زمین وقتی گرما می گیرد که بخار آب هوا روی آن متراکم شود یا برعکس، با بخار شدن 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 رود.

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

بنابراین، مجموع جبری تمام ورودی و خروجی 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.

اجازه دهید ورود گرما از هوا یا آزاد شدن آن به هوا را با هدایت حرارتی P نشان دهیم. همان افزایش یا مصرف از طریق تبادل حرارت با لایه‌های عمیق‌تر خاک یا آب A نامیده می‌شود. از دست دادن گرما در طول تبخیر یا آن ورود در هنگام تراکم به سطح زمین با LE نشان داده می شود که 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 تشعشعی در سطح زمین با انتقال حرارت غیر تابشی متعادل می شود (شکل 5.1).

معادله (1) برای هر دوره زمانی از جمله یک دوره چند ساله معتبر است.

از صفر بودن توازن حرارتی سطح زمین نتیجه نمی‌شود که دمای سطح زمین تغییر نمی‌کند. هنگامی که انتقال حرارت به سمت پایین هدایت می شود، گرمایی که از بالا به سطح می آید و از آن به عمق می رود، تا حد زیادی در بالاترین لایه خاک یا آب (در به اصطلاح لایه فعال) باقی می ماند. دمای این لایه و در نتیجه دمای سطح زمین افزایش می یابد. برعکس، هنگامی که گرما از طریق سطح زمین از پایین به بالا به جو منتقل می شود، گرما عمدتاً از لایه فعال خارج می شود و در نتیجه دمای سطح کاهش می یابد.

روز به روز و سال به سال میانگین دمای لایه فعال و سطح زمین در هر مکانی کمی تغییر می کند. این بدان معنی است که در طول روز تقریباً به همان اندازه گرما وارد عمق خاک یا آب در طول روز می شود که در شب از آن خارج می شود. اما با این حال، در طول روز تابستان، گرمای کمی بیشتر از گرما به سمت پایین می رود. 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 جریان و جریان گرما در خاک و آب در طول سال تقریباً متعادل است و میانگین دمای سالانه سطح زمین و لایه فعال از سال به سال کمی تغییر می کند.

تعادل حرارتی زمین- نسبت انرژی ورودی و خروجی (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 خورشیدی است، بنابراین توزیع و نسبت اجزای تراز حرارتی، دگرگونی‌های آن را در اینها مشخص می‌کند. پوسته ها

تعادل حرارتی فرمول خاصی از قانون بقای انرژی است و برای بخشی از سطح زمین (تعادل 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 (توازن 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 جریان گرمایی است که بین سطح زیرین و جو ایجاد می شود.

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 شارها 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 تعادل تشعشع با چندین جریان گرما جبران می شود. از آنجایی که دمای سطح زمین معمولاً با دمای هوا برابر نیست، یک جریان حرارتی P بین سطح زیرین و جو اتفاق می افتد.جریان گرمایی F0 مشابهی بین سطح زمین و لایه های عمیق تر لیتوسفر یا هیدروسفر مشاهده می شود. در این حالت، جریان گرما در خاک با هدایت حرارتی مولکولی تعیین می شود، در حالی که در مخازن، تبادل حرارت، به عنوان یک قاعده، ماهیت کم و بیش متلاطم دارد. جریان حرارتی F0 بین سطح مخزن و لایه‌های عمیق‌تر آن از نظر عددی برابر با تغییر مقدار گرمای مخزن در یک بازه زمانی معین و انتقال گرما توسط جریان‌های موجود در مخزن است. از اهمیت قابل توجهی در تعادل حرارتی سطح زمین معمولاً مصرف گرما برای تبخیر LE 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، درجه حرارت آن، رطوبت هوا و شدت تبادل حرارت متلاطم در لایه سطحی هوا که میزان انتقال بخار آب از سطح زمین به جو را تعیین می کند.

معادله موازنه حرارت اتمسفر به شکل زیر است:

Ra + Lr + P + Fa = ΔW، (16)

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

تعادل حرارتی جو از تعادل تشعشعی آن Ra تشکیل شده است. گرمای ورودی یا خروجی Lr در طول تبدیل فاز آب در جو (g - بارش کل). جریان یا خروج گرما P به دلیل تبادل گرمای متلاطم جو با سطح زمین. ورود یا از دست دادن گرما 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 اتمسفر شامل عبارت ΔW است که برابر با تغییر مقدار حرارت در داخل ستون است.

معادله تعادل حرارتی سیستم زمین - جو 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 عرض جغرافیایی اجزای تعادل حرارتی سطح زمین برای اقیانوس ها، خشکی و زمین و تعادل گرمایی جو در جداول آورده شده است که در آن مقادیر اعضای تعادل حرارتی مثبت در نظر گرفته شده است. اگر با ورود گرما مطابقت دارند. از آنجایی که این جداول به میانگین شرایط سالانه اشاره دارد، اصطلاحاتی را که تغییرات در محتوای گرمای جو و لایه‌های بالایی لیتوسفر را مشخص می‌کنند، در بر نمی‌گیرند، زیرا برای این شرایط آنها نزدیک به صفر هستند.

برای زمین به عنوان یک سیاره، همراه با جو، نمودار تعادل حرارتی در شکل 1 ارائه شده است. یک واحد سطح از مرز خارجی اتمسفر، شار تابش خورشیدی برابر با میانگین حدود 250 کیلو کالری در سانتی متر مربع در سال دریافت می کند که حدود 1/3 آن به فضا منعکس می شود و 167 کیلو کالری در سانتی متر مربع در هر سال. سال جذب زمین می شود

تبادل حرارتیک فرآیند غیرقابل برگشت انتقال حرارت در فضا که توسط یک میدان دمایی غیریکنواخت ایجاد می شود. که در مورد کلیانتقال حرارت همچنین می تواند ناشی از ناهمگنی میدان های مقادیر فیزیکی دیگر باشد، به عنوان مثال، تفاوت در غلظت ها (اثر حرارتی انتشار). 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). تبادل گرما بسیاری از فرآیندها را در طبیعت تعیین یا همراهی می کند (به عنوان مثال، سیر 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. تبادل 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 نامیده می شود.

رسانایی گرمایییکی از انواع انتقال حرارت (انرژی). حرکت حرارتیمیکروذرات) از قسمت‌های گرم‌تر بدن به قسمت‌هایی که حرارت کمتری دارند، منجر به یکسان شدن دما می‌شود. با هدایت حرارتی، انتقال انرژی در یک جسم در نتیجه انتقال مستقیم انرژی از ذرات (مولکول‌ها، اتم‌ها، الکترون‌ها) با انرژی بالاتر به ذرات با انرژی کمتر صورت می‌گیرد. اگر تغییر نسبی در دمای هدایت حرارتی در فاصله میانگین مسیر آزاد ذرات l کم باشد، قانون اساسی هدایت حرارتی (قانون فوریه) برآورده می شود: چگالی. جریان دما q متناسب با گرادیان دما T است، یعنی (17)

جایی که λ ضریب هدایت حرارتی یا به سادگی هدایت حرارتی است، به درجه T بستگی ندارد [λ بستگی به حالت تجمعماده (به جدول مراجعه کنید)، ساختار اتمی و مولکولی آن، دما و فشار، ترکیب (در مورد 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 حرارتی می نامند و با حرف q نشان داده می شود.

(18)

مقادیر ضریب هدایت حرارتی λ برای برخی از گازها، مایعات و مواد جامددر فشار جو 760 میلی متر جیوه از جداول انتخاب شده است.

انتقال حرارت.تبادل 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، انتقال حرارت در دیوار، انتقال حرارت از دیوار به محیط متحرک سردتر است. شدت انتقال حرارت در حین انتقال حرارت با ضریب انتقال حرارت k مشخص می شود که عددی برابر با مقدار حرارتی است که از طریق یک واحد سطح دیوار در واحد زمان با اختلاف دمایی بین مایعات 1 K منتقل می شود. بعد k - W/(m2․K) [kcal/m2․°C)]. مقدار R، متقابل ضریب انتقال حرارت، مقاومت حرارتی کل انتقال حرارت 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. 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 استفاده از روش‌های مشابه تئوری پردازش می‌شوند

انتقال حرارت تابشی -انتقال حرارت تشعشعی در نتیجه فرآیندهای تبدیل انرژی داخلی یک ماده به انرژی تابشی، انتقال انرژی تشعشع و جذب آن توسط ماده اتفاق می افتد. سیر فرآیندهای انتقال حرارت تابشی تعیین می شود موقعیت نسبیدر فضای اجسام مبادله کننده گرما، خواص محیطی که این اجسام را از هم جدا می کند. تفاوت قابل توجه بین انتقال حرارت تابشی و سایر انواع انتقال حرارت (رسانش گرما، انتقال حرارت همرفتی) این است که می تواند در غیاب رخ دهد. محیط مادی، جداسازی سطوح تبادل حرارتی، زیرا در نتیجه انتشار تابش الکترومغناطیسی رخ می دهد.

انرژی تابشی که در فرآیند تبادل حرارت تابشی بر روی سطح یک جسم مات می‌افتد و با مقدار شار تابشی فرودی Qpad مشخص می‌شود تا حدی توسط بدن جذب شده و تا حدی از سطح آن منعکس می‌شود (شکل را ببینید).

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

Qabs = A Qpad، (20)

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

Qpad = Qab + Qotp، (21)

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

Qotr = (1 - A) Qpad، (22)

که در آن 1 - A = 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 تابش خود بدن می نامند و با شار تابش Qgeneral خود مشخص می شود. تابش ذاتی در واحد سطح بدن را چگالی شار تابش ذاتی یا گسیل پذیری بدن می گویند. 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 انتشار می گویند. برای همه اجسام، درجه سیاهی کمتر از 1 است. اگر برای بعضی از جسمها به طول موج تابش بستگی نداشته باشد، چنین جسمی خاکستری نامیده می شود. ماهیت توزیع انرژی تشعشع یک جسم خاکستری بر طول موج ها مانند یک جسم کاملا سیاه است، یعنی توسط قانون تابش پلانک توضیح داده شده است. درجه سیاهی یک جسم خاکستری برابر با ظرفیت جذب آن است.

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

قف = قطر + قکوب. (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. اندازه

Qpez = Qcob - Qabl (24)

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

Qpez = قف - Qpad، (25)

یعنی به عنوان تفاوت بین کل هزینه و رسیدن کل انرژی تابشی به سطح بدن. از این رو با توجه به اینکه

Qpad = (Qcob - Qpe) / 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 شار تابشی حاصل در تمام سطوح موجود در یک سیستم معین است، اگر دما و ویژگی های نوریهمه این سطوح برای حل این مشکل، علاوه بر آخرین رابطه، لازم است که رابطه بین شار Qpad در یک سطح معین و شارهای قف در تمام سطوح موجود در سیستم انتقال حرارت تابشی روشن شود. برای یافتن این رابطه، از مفهوم میانگین ضریب تابش زاویه‌ای استفاده می‌شود که نشان می‌دهد چه کسری از تابش نیم‌کره (یعنی در تمام جهات در نیمکره ساطع شده) از یک سطح خاص که در سیستم تبادل حرارت تابشی قرار دارد، روی این سطح می‌افتد. بنابراین، شار Qpad بر روی هر سطحی که در سیستم انتقال حرارت تابشی قرار می‌گیرد، به عنوان مجموع محصولات قف تمام سطوح (از جمله این، اگر مقعر باشد) با مقادیر مربوطه تعیین می‌شود. دامنه هاتابش - تشعشع.

انتقال حرارت تابشی نقش مهمی در فرآیندهای انتقال حرارتی که در دماهای حدود 1000 درجه سانتیگراد و بالاتر رخ می‌دهند، ایفا می‌کند. گسترده است در مناطق مختلففناوری: در متالورژی، مهندسی انرژی حرارتی، انرژی هسته ای، موشک، فناوری شیمیایی، فناوری خشک کردن، فناوری خورشیدی.