Balances de radiación y calor de la superficie terrestre. Enciclopedia Vea qué es el "equilibrio de calor de la superficie terrestre" en otros diccionarios

La fuente de calor y energía luminosa de la Tierra es la radiación solar. Su valor depende de la latitud del lugar, ya que el ángulo de incidencia de los rayos del sol disminuye desde el ecuador hacia los polos. Cuanto menor es el ángulo de incidencia de los rayos del sol, más gran superficie un haz de rayos solares de la misma sección transversal se distribuye y, por tanto, cae menos energía por unidad de superficie.

Debido a que durante el año la Tierra hace 1 revolución alrededor del Sol, moviéndose, manteniendo un ángulo constante de inclinación de su eje con respecto al plano orbital (eclíptica), aparecen las estaciones del año, caracterizadas por diferentes condiciones de calentamiento de la superficie.

El 21 de marzo y el 23 de septiembre, el Sol está en su cenit debajo del ecuador (días de equinoccio). El 22 de junio, el Sol alcanza su cenit sobre el Trópico Norte, el 22 de diciembre, sobre el Trópico Sur. En la superficie de la Tierra se distinguen zonas claras y zonas térmicas (a lo largo de la isoterma media anual +20 o C hay un límite de zona cálida (caliente); entre la isoterma media anual +20 o C y la isoterma +10 o C hay una zona templada; a lo largo de la isoterma +10 o C - los límites zona fría.

Los rayos del sol atraviesan la atmósfera transparente sin calentarla; llegan a la superficie de la tierra, la calientan y de allí se calienta el aire gracias a la radiación de onda larga. El grado de calentamiento de la superficie, y por tanto del aire, depende, en primer lugar, de la latitud de la zona, así como de 1) la altitud sobre el nivel del mar (a medida que se asciende, la temperatura del aire disminuye en un promedio de 0,6ºC por 100 m; 2) características de la superficie subyacente que pueden ser de diferente color y tener diferente albedo: la capacidad reflectante de las rocas. Además, diferentes superficies tienen diferente capacidad calorífica y transferencia de calor. Debido a su gran capacidad calorífica, el agua se calienta lenta y lentamente, pero la tierra hace lo contrario. 3) desde las costas hacia el interior de los continentes, la cantidad de vapor de agua en el aire disminuye, y cuanto más transparente es la atmósfera, menos rayos solares son esparcidos en ella por las gotas de agua y más rayos solares llegan a la superficie de la tierra.

La totalidad de la materia y energía solar que llega a la Tierra se llama radiación solar. Se divide en directo y difuso. Radiación directa- Se trata de un conjunto de rayos solares directos que penetran en la atmósfera bajo un cielo sin nubes. Radiación dispersa- parte de la radiación se dispersa en la atmósfera, los rayos van en todas direcciones. P + P = Radiación total. La parte de la radiación total reflejada desde la superficie terrestre se llama radiación reflejada. La parte de la radiación total absorbida por la superficie terrestre es radiación absorbida. La energía térmica que se mueve desde la atmósfera calentada a la superficie de la Tierra, en oposición al flujo de calor de la Tierra, se llama contrarradiación de la atmósfera.

Cantidad anual de radiación solar total en kcal/cm 2 año (según T.V. Vlasova).

Radiación efectiva– una cantidad que expresa la transferencia real de calor desde la superficie de la Tierra a la atmósfera. La diferencia entre la radiación de la Tierra y la contraradiación de la atmósfera determina el calentamiento de la superficie. El balance de radiación depende directamente de la radiación efectiva, el resultado de la interacción de dos procesos de llegada y consumo de radiación solar. El valor del saldo está influenciado en gran medida por la nubosidad. Cuando es importante por la noche, intercepta la radiación de onda larga de la Tierra, impidiendo que escape al espacio.

La temperatura de la superficie subyacente y de las capas de aire superficiales y el equilibrio térmico dependen directamente de la afluencia de radiación solar.

El equilibrio térmico determina la temperatura, su magnitud y cambio en la superficie que es calentada directamente por los rayos del sol. Cuando se calienta, esta superficie transfiere calor (en el rango de onda larga) tanto a las capas subyacentes como a la atmósfera. La superficie en sí se llama superficie activa.

Los principales componentes del equilibrio térmico de la atmósfera y de la superficie de la Tierra en su conjunto.

Índice	Valor en %
Energía que llega a la superficie de la Tierra desde el Sol.
Radiación reflejada por la atmósfera hacia el espacio interplanetario, incluida 1) reflejado por las nubes 2) se disipa
Radiación absorbida por la atmósfera, incluyendo: 1) absorbido por las nubes 2) absorbido por el ozono 3) absorbido por el vapor de agua
Radiación que llega a la superficie subyacente (directa + difusa)
De allí: 1) reflejado por la superficie subyacente más allá de la atmósfera 2) absorbido por la superficie subyacente.
De ahí: 1) radiación efectiva 2) intercambio de calor turbulento con la atmósfera 3) consumo de calor para la evaporación

En la variación diaria de la temperatura superficial, seca y desprovista de vegetación, en un día despejado el máximo se produce después de las 14:00 horas, y el mínimo se produce alrededor del momento del amanecer. La nubosidad, la humedad y la vegetación superficial pueden alterar el patrón de temperatura diario.

Las temperaturas máximas diurnas de la superficie terrestre pueden ser de +80 o C o más. Las fluctuaciones diarias alcanzan los 40 grados. La magnitud de los valores extremos y las amplitudes de temperatura dependen de la latitud del lugar, la época del año, la nubosidad, las propiedades térmicas de la superficie, su color, rugosidad, la naturaleza de la cubierta vegetal y la orientación de la pendiente (exposición).

Cuando se calienta, la superficie transfiere calor al suelo. Se necesita tiempo para transferir el calor de una capa a otra, y los momentos de aparición de los valores de temperatura máxima y mínima durante el día se retrasan unas 3 horas por cada 10 cm. Cuanto más profunda es la capa, menos calor recibe y más débiles son las fluctuaciones de temperatura en ella. A una profundidad de aproximadamente 1 m en promedio, las fluctuaciones diarias en la temperatura del suelo "se extinguen". La capa en la que se detienen se llama capa de temperatura diaria constante.

A una profundidad de 5 a 10 m en latitudes tropicales y 25 m en latitudes altas hay una capa de temperatura anual constante, donde la temperatura es cercana a la temperatura promedio anual del aire sobre la superficie.

El agua se calienta más lentamente y libera calor más lentamente. Además, los rayos del sol pueden penetrar a grandes profundidades, calentando directamente las capas más profundas. La transferencia de calor a las profundidades se produce no tanto por la conductividad térmica molecular, sino en mayor medida por la mezcla de aguas por turbulencias o corrientes. Cuando las capas superficiales de agua se enfrían, se produce convección térmica, acompañada también de mezcla.

A diferencia de la tierra, las fluctuaciones diarias de temperatura en la superficie del océano son menores. En latitudes altas el promedio es de sólo 0,1ºС, en latitudes templadas - 0,4ºС, en latitudes tropicales - 0,5ºС. La profundidad de penetración de estas fluctuaciones es de 15 a 20 m.

Las amplitudes de temperatura anual en la superficie del océano oscilan entre 1ºС en latitudes ecuatoriales y 10,2ºС en latitudes templadas. Las fluctuaciones anuales de temperatura penetran hasta una profundidad de 200-300 m.

Los momentos de máximas de temperatura en los cuerpos de agua se retrasan en comparación con la tierra. El máximo ocurre alrededor de 15 a 16 horas, el mínimo, 2 a 3 horas después del amanecer. La temperatura máxima anual en la superficie del océano en el hemisferio norte ocurre en agosto y la mínima en febrero.

Primero, detengámonos en las condiciones térmicas de la superficie terrestre y las capas superiores del suelo y los embalses. Esto es necesario porque las capas inferiores de la atmósfera se calientan y enfrían principalmente mediante el intercambio de calor radiativo y no radiativo con las capas superiores de suelo y agua. Por lo tanto, los cambios de temperatura en las capas inferiores de la atmósfera están determinados principalmente por cambios en la temperatura de la superficie terrestre y siguen estos cambios.

La superficie de la tierra, es decir, la superficie del suelo o del agua (así como las plantas, la nieve y la capa de hielo), continuamente diferentes caminos gana y pierde calor. A través de la superficie terrestre, el calor se transfiere hacia arriba a la atmósfera y hacia abajo al suelo o al agua.

En primer lugar, la radiación total y la contrarradiación de la atmósfera llegan a la superficie terrestre. Son más o menos absorbidos por la superficie, es decir, van a calentar las capas superiores del suelo y el agua. Al mismo tiempo, la superficie terrestre se irradia y al mismo tiempo pierde calor.

En segundo lugar, el calor llega a la superficie terrestre desde arriba, desde la atmósfera, por conducción térmica. De la misma manera, el calor escapa de la superficie terrestre a la atmósfera. Por conducción térmica, el calor también se mueve desde la superficie terrestre hacia el suelo y el agua, o llega a la superficie terrestre desde las profundidades del suelo y el agua.

En tercer lugar, la superficie terrestre recibe calor cuando el vapor de agua del aire se condensa sobre ella o, por el contrario, pierde calor cuando el agua se evapora. En el primer caso, se libera calor latente, en el segundo, el calor pasa a un estado latente.

En cualquier período de tiempo, la misma cantidad de calor sale de la superficie de la Tierra hacia arriba y hacia abajo que la que recibe desde arriba y desde abajo durante este tiempo. Si fuera de otra manera, la ley de conservación de la energía no se cumpliría: habría que suponer que la energía aparece o desaparece en la superficie terrestre. Sin embargo, es posible que, por ejemplo, suba más calor del que viene desde arriba; en este caso, el exceso de transferencia de calor debe ser cubierto por la llegada de calor a la superficie desde las profundidades del suelo o del agua.

Entonces, la suma algebraica de todas las entradas y salidas de calor en la superficie terrestre debe ser igual a cero. Esto se expresa mediante la ecuación del balance térmico de la superficie terrestre.

Para escribir esta ecuación, primero combinamos la radiación absorbida y la radiación efectiva en un balance de radiación.

Denotemos la llegada de calor del aire o su liberación al aire por conductividad térmica como P. La misma ganancia o flujo a través del intercambio de calor con capas más profundas de suelo o agua se llamará A. La pérdida de calor durante la evaporación o su La llegada durante la condensación a la superficie terrestre se indicará con LE, donde L es el calor específico de evaporación y E es la masa de agua evaporada o condensada.

También podemos decir que el significado de la ecuación es que el equilibrio de radiación en la superficie terrestre se equilibra mediante la transferencia de calor no radiativa (figura 5.1).

La ecuación (1) es válida para cualquier período de tiempo, incluido un período de varios años.

Del hecho de que el equilibrio térmico de la superficie terrestre sea cero, no se sigue que la temperatura de la superficie no cambie. Cuando la transferencia de calor se dirige hacia abajo, el calor que llega a la superficie desde arriba y se adentra en ella, permanece en gran medida en la capa superior de suelo o agua (en la llamada capa activa). La temperatura de esta capa, y por tanto la temperatura de la superficie terrestre, aumenta. Por el contrario, cuando el calor se transfiere a través de la superficie terrestre de abajo hacia arriba hacia la atmósfera, el calor sale principalmente de la capa activa, como resultado de lo cual la temperatura de la superficie desciende.

De un día a otro y de un año a otro, la temperatura media de la capa activa y de la superficie terrestre en cualquier lugar cambia poco. Esto significa que durante el día penetra profundamente en el suelo o en el agua casi tanto calor como el que sale durante la noche. Pero aún así, durante los días de verano, el calor baja un poco más que el que viene desde abajo. Por tanto, las capas de suelo y agua, y por tanto su superficie, se calientan día a día. En invierno ocurre el proceso inverso. Estos cambios estacionales en el flujo y flujo de calor en el suelo y el agua están casi equilibrados a lo largo del año, y la temperatura media anual de la superficie terrestre y la capa activa cambia poco de un año a otro.

Balance térmico de la Tierra.- la relación entre la energía entrante y saliente (radiante y térmica) en la superficie terrestre, en la atmósfera y en el sistema Tierra-atmósfera. La principal fuente de energía para la gran mayoría de los procesos físicos, químicos y biológicos en la atmósfera, la hidrosfera y las capas superiores de la litosfera es la radiación solar, por lo que la distribución y proporción de los componentes del equilibrio térmico caracterizan sus transformaciones en estos. conchas.

El balance de calor es una formulación particular de la ley de conservación de la energía y se compila para una sección de la superficie terrestre (balance de calor de la superficie terrestre); para una columna vertical que atraviesa la atmósfera (equilibrio térmico de la atmósfera); para una misma columna que atraviesa la atmósfera y las capas superiores de la litosfera o hidrosfera (equilibrio térmico del sistema Tierra-atmósfera).

Ecuación del balance de calor de la superficie terrestre:

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

Representa la suma algebraica de los flujos de energía entre un elemento de la superficie terrestre y el espacio circundante. En esta fórmula:

R - balance de radiación, la diferencia entre la radiación solar de onda corta absorbida y la radiación efectiva de onda larga de la superficie terrestre.

P es el flujo de calor que surge entre la superficie subyacente y la atmósfera;

F0: se observa un flujo de calor entre la superficie de la tierra y las capas más profundas de la litosfera o hidrosfera;

LE - consumo de calor por evaporación, que se define como el producto de la masa de agua evaporada E y el calor de evaporación L balance de calor

Estos flujos incluyen el equilibrio de radiación (o radiación residual) R: la diferencia entre la radiación solar de onda corta absorbida y la radiación efectiva de onda larga de la superficie terrestre. Un valor positivo o negativo del balance de radiación se compensa mediante varios flujos de calor. Dado que la temperatura de la superficie terrestre generalmente no es igual a la temperatura del aire, se produce un flujo de calor P entre la superficie subyacente y la atmósfera. Un flujo de calor similar F0 se observa entre la superficie terrestre y las capas más profundas de la litosfera o la hidrosfera. En este caso, el flujo de calor en el suelo está determinado por la conductividad térmica molecular, mientras que en los depósitos el intercambio de calor suele ser de naturaleza más o menos turbulenta. El flujo de calor F0 entre la superficie de un depósito y sus capas más profundas es numéricamente igual al cambio en el contenido de calor del depósito durante un intervalo de tiempo dado y a la transferencia de calor por las corrientes en el depósito. De gran importancia en el equilibrio térmico de la superficie terrestre suele ser el consumo de calor para la evaporación LE, que se define como el producto de la masa de agua evaporada E por el calor de evaporación L. El valor de LE depende de la humectación de la la superficie de la Tierra, su temperatura, la humedad del aire y la intensidad del intercambio de calor turbulento en la capa superficial del aire, que determina la tasa de transferencia de vapor de agua desde la superficie de la Tierra a la atmósfera.

La ecuación del balance de calor atmosférico tiene la forma:

Ra + Lr + P + Fa = ΔW, (16)

donde ΔW es la magnitud del cambio en el contenido de calor dentro de la pared vertical de la columna atmosférica.

El balance térmico de la atmósfera está compuesto por su balance de radiación Ra; calor entrante o saliente Lr durante las transformaciones de fase del agua en la atmósfera (g - precipitación total); entrada o salida de calor P debido al intercambio de calor turbulento de la atmósfera con la superficie terrestre; la llegada o pérdida de calor Fa provocada por el intercambio de calor a través de las paredes verticales de la columna, que está asociada a movimientos atmosféricos ordenados y macroturbulencias. Además, la ecuación del balance de calor atmosférico incluye el término ΔW, igual al cambio en el contenido de calor dentro de la columna.

La ecuación del balance térmico del sistema Tierra-atmósfera corresponde a la suma algebraica de los términos de las ecuaciones del balance térmico de la superficie terrestre y la atmósfera. Los componentes del balance térmico de la superficie y la atmósfera de la Tierra para varias regiones del mundo están determinados por observaciones meteorológicas (en estaciones actinométricas, en estaciones especiales de balance térmico, en satélites meteorológicos de la Tierra) o por cálculos climatológicos.

Los valores de latitud promedio de los componentes del balance térmico de la superficie terrestre para los océanos, la tierra y la Tierra y el balance térmico de la atmósfera se dan en las tablas, donde los valores de los miembros del balance térmico se consideran positivos. si corresponden a la llegada del calor. Dado que estas tablas se refieren a condiciones promedio anuales, no incluyen términos que caractericen los cambios en el contenido de calor de la atmósfera y las capas superiores de la litosfera, ya que para estas condiciones son cercanos a cero.

Para la Tierra como planeta, junto con la atmósfera, el diagrama de balance de calor se presenta en la Fig. Una unidad de superficie del límite exterior de la atmósfera recibe un flujo de radiación solar igual a una media de unas 250 kcal/cm2 por año, de las cuales aproximadamente 1/3 se refleja en el espacio, y 167 kcal/cm2 por año. año es absorbido por la Tierra

De intercambio de calor un proceso espontáneo irreversible de transferencia de calor en el espacio, causado por un campo de temperatura no uniforme. En general, la transferencia de calor también puede deberse a la falta de homogeneidad de los campos de otras cantidades físicas, por ejemplo, una diferencia en las concentraciones (efecto térmico de difusión). Hay tres tipos de transferencia de calor: conductividad térmica, convección y transferencia de calor radiante (en la práctica, la transferencia de calor suele realizarse mediante los 3 tipos a la vez). El intercambio de calor determina o acompaña a muchos procesos en la naturaleza (por ejemplo, el curso de la evolución de estrellas y planetas, procesos meteorológicos en la superficie de la Tierra, etc.). en la tecnología y en la vida cotidiana. En muchos casos, por ejemplo, al estudiar los procesos de secado, enfriamiento por evaporación, difusión, la transferencia de calor se considera junto con la transferencia de masa. El intercambio de calor entre dos refrigerantes a través de una pared sólida que los separa o a través de la interfaz entre ellos se llama transferencia de calor.

Conductividad térmica uno de los tipos de transferencia de calor (energía del movimiento térmico de micropartículas) de partes del cuerpo más calientes a otras menos calientes, lo que conduce a la igualación de temperaturas. Con la conducción térmica, la transferencia de energía en un cuerpo se produce como resultado de la transferencia directa de energía de partículas (moléculas, átomos, electrones) con mayor energía a partículas con menor energía. Si el cambio relativo en la temperatura de la conductividad térmica a una distancia del camino libre medio de las partículas l es pequeño, entonces se cumple la ley básica de la conductividad térmica (ley de Fourier): la densidad del flujo de calor q es proporcional al gradiente de temperatura grad T , es decir (17)

donde λ es el coeficiente de conductividad térmica, o simplemente la conductividad térmica, no depende del grado T [λ depende del estado de agregación de la sustancia (ver tabla), su estructura atómico-molecular, temperatura y presión, composición (en el caso de una mezcla o solución).

El signo menos en el lado derecho de la ecuación indica que la dirección del flujo de calor y el gradiente de temperatura son mutuamente opuestos.

La relación entre el valor Q y el área de la sección transversal F se denomina flujo de calor específico o carga de calor y se denota con la letra q.

(18)

Valores del coeficiente de conductividad térmica λ para algunos gases, líquidos y sólidos a una presión atmosférica de 760 mmHg se selecciona de las tablas.

Transferencia de calor. Intercambio de calor entre dos refrigerantes a través de una pared sólida que los separa o a través de la interfaz entre ellos. La transferencia de calor incluye la transferencia de calor desde un fluido más caliente a la pared, la transferencia de calor en la pared y la transferencia de calor desde la pared a un medio en movimiento más frío. La intensidad de la transferencia de calor durante la transferencia de calor se caracteriza por el coeficiente de transferencia de calor k, numéricamente igual a la cantidad de calor que se transfiere a través de una unidad de superficie de pared por unidad de tiempo con una diferencia de temperatura entre líquidos de 1 K; dimensión k - W/(m2․K) [kcal/m2․°С)]. El valor de R, el recíproco del coeficiente de transferencia de calor, se denomina resistencia térmica total de transferencia de calor. Por ejemplo, R de una pared de una sola capa.

,

donde α1 y α2 son los coeficientes de transferencia de calor desde el líquido caliente a la superficie de la pared y desde la superficie de la pared al líquido frío; δ - espesor de pared; λ - coeficiente de conductividad térmica. En la mayoría de los casos que se encuentran en la práctica, el coeficiente de transferencia de calor se determina experimentalmente. En este caso, los resultados obtenidos se procesan utilizando métodos similares a la teoría.

Transferencia de calor radiante - El intercambio de calor por radiación se lleva a cabo como resultado de los procesos de convertir la energía interna de una sustancia en energía de radiación, transferir la energía de radiación y su absorción por la sustancia. Se determina el curso de los procesos de transferencia de calor radiante. posición relativa en el espacio de los cuerpos que intercambian calor, las propiedades del medio que separa estos cuerpos. Una diferencia significativa entre la transferencia de calor radiante y otros tipos de transferencia de calor (conducción de calor, transferencia de calor convectiva) es que puede ocurrir en ausencia de un medio material que separe las superficies de transferencia de calor, ya que ocurre como resultado de la propagación de ondas electromagnéticas. radiación.

La energía radiante que cae durante el intercambio de calor radiante sobre la superficie de un cuerpo opaco y se caracteriza por el valor del flujo de radiación incidente Qpad, es parcialmente absorbida por el cuerpo y parcialmente reflejada desde su superficie (ver figura).

El flujo de radiación absorbida Qabs está determinado por la relación:

Qabs = Un Qpad, (20)

donde A es la capacidad de absorción del cuerpo. Debido a que para un cuerpo opaco

Qpad = Qab + Qotp, (21)

donde Qotr es el flujo de radiación reflejada desde la superficie del cuerpo, este último valor es igual a:

Qotr = (1 - A) Qpad, (22)

donde 1 - A = R es la reflectividad del cuerpo. Si la absortividad de un cuerpo es 1, y por tanto su reflectividad es 0, es decir, el cuerpo absorbe toda la energía que incide sobre él, entonces se llama cuerpo absolutamente negro. Cualquier cuerpo cuya temperatura sea diferente del cero absoluto emite energía debida. al calentamiento del cuerpo. Esta radiación se llama propia radiación cuerpo y se caracteriza por el flujo de su propia radiación Qsob. La radiación intrínseca por unidad de superficie de un cuerpo se denomina densidad de flujo de radiación intrínseca o emisividad del cuerpo. Este último, de acuerdo con la ley de radiación de Stefan-Boltzmann, es proporcional a la temperatura corporal elevado a la cuarta potencia. La relación entre la emisividad de un cuerpo y la emisividad de un cuerpo absolutamente negro a la misma temperatura se llama grado de emisividad. Para todos los cuerpos, el grado de oscuridad es inferior a 1. Si para un cuerpo no depende de la longitud de onda de la radiación, entonces dicho cuerpo se llama gris. La naturaleza de la distribución de la energía de radiación de un cuerpo gris en longitudes de onda es la misma que la de un cuerpo absolutamente negro, es decir, está descrita por la ley de radiación de Planck. El grado de negrura de un cuerpo gris es igual a su capacidad de absorción.

La superficie de cualquier cuerpo incluido en el sistema emite flujos de radiación reflejada Qotр y su propia radiación Qcob; la cantidad total de energía que sale de la superficie del cuerpo se llama flujo de radiación efectivo Qeff y está determinada por la relación:

Qeff = Qotr + Qcob. (23)

Parte de la energía absorbida por el cuerpo regresa al sistema en forma de su propia radiación, por lo que el resultado de la transferencia de calor radiante se puede representar como la diferencia entre los flujos de radiación propia y absorbida. Magnitud

Qpez = Qcob - Qabl (24)

Se llama flujo de radiación resultante y muestra cuánta energía recibe o pierde un cuerpo por unidad de tiempo como resultado de la transferencia de calor radiante. El flujo de radiación resultante también se puede expresar en la forma

Qpez = Qeff - Qpad, (25)

es decir, como la diferencia entre el gasto total y la llegada total de energía radiante a la superficie del cuerpo. Por lo tanto, considerando que

Qpad = (Qcob - Qpe) / Un, (26)

obtenemos una expresión muy utilizada en cálculos de transferencia de calor radiante:

La tarea de calcular la transferencia de calor radiante es, por regla general, encontrar los flujos de radiación resultantes en todas las superficies incluidas en un sistema determinado, si se conocen las temperaturas y las características ópticas de todas estas superficies. Para solucionar este problema, además de la última relación, es necesario aclarar la relación entre el flujo Qpad en una superficie determinada y los flujos Qeff en todas las superficies incluidas en el sistema de transferencia de calor radiante. Para encontrar esta relación se utiliza el concepto de coeficiente de radiación angular promedio, que muestra qué fracción de radiación hemisférica (es decir, emitida en todas las direcciones dentro del hemisferio) de una determinada superficie incluida en el sistema de intercambio de calor radiante cae sobre esta superficie. Así, el flujo Qpad en cualquier superficie incluida en el sistema de transferencia de calor radiante se determina como la suma de los productos de Qeff de todas las superficies (incluida ésta, si es cóncava) y los correspondientes coeficientes de radiación angular.

La transferencia de calor radiante juega un papel importante en los procesos de transferencia de calor que ocurren a temperaturas de aproximadamente 1000 °C y superiores. Se utiliza ampliamente en diversos campos de la tecnología: metalurgia, ingeniería térmica, energía nuclear, tecnología de cohetes, tecnología química, tecnología de secado, tecnología solar.

balance térmico ns La Tierra, la relación entre la entrada y salida de energía (radiante y térmica) en la superficie terrestre, en la atmósfera y en el sistema Tierra-atmósfera. La principal fuente de energía para la gran mayoría de los procesos físicos, químicos y biológicos en la atmósfera, la hidrosfera y las capas superiores de la litosfera es radiación solar, por lo tanto, la distribución y proporción de los componentes de T. b. caracterizar sus transformaciones en estos caparazones.

Tuberculosis. Representan formulaciones particulares de la ley de conservación de la energía y están compiladas para una sección de la superficie terrestre (T.b. de la superficie terrestre); para una columna vertical que atraviesa la atmósfera (atmósfera T.b.); para la misma columna que atraviesa la atmósfera y las capas superiores de la litosfera o hidrosfera (T. B. Sistema Tierra-atmósfera).

Ecuación T.b. superficie de la Tierra: R+PAG+F 0+L.E.= 0 representa la suma algebraica de los flujos de energía entre un elemento de la superficie terrestre y el espacio circundante. Estas corrientes incluyen equilibrio de radiación (o radiación residual) R- la diferencia entre la radiación solar de onda corta absorbida y la radiación efectiva de onda larga de la superficie terrestre. Un valor positivo o negativo del balance de radiación se compensa mediante varios flujos de calor. Dado que la temperatura de la superficie terrestre generalmente no es igual a la temperatura del aire, entre superficie subyacente y la atmósfera crea un flujo de calor r. Flujo de calor similar F 0 se observa entre la superficie terrestre y las capas más profundas de la litosfera o hidrosfera. En este caso, el flujo de calor en el suelo está determinado por la fuerza molecular. conductividad térmica, mientras que en los embalses el intercambio de calor suele ser de naturaleza más o menos turbulenta. Flujo de calor F 0 entre la superficie de un yacimiento y sus capas más profundas es numéricamente igual al cambio en el contenido de calor del yacimiento durante un intervalo de tiempo determinado y a la transferencia de calor por las corrientes en el yacimiento. Valor esencial en T. b. La superficie terrestre suele tener una pérdida de calor por evaporación. L.E. que se define como el producto de la masa de agua evaporada mi sobre el calor de la evaporación l. Magnitud L.E. Depende de la humidificación de la superficie terrestre, su temperatura, la humedad del aire y la intensidad del intercambio de calor turbulento en la capa superficial del aire, lo que determina la tasa de transferencia de vapor de agua desde la superficie terrestre a la atmósfera.

Ecuación T.b. la atmósfera tiene la forma: ra+ lr+PAG+ F un=D w.

Tuberculosis. La atmósfera está compuesta por su balance de radiación. R a ; entrada o salida de calor lr durante las transformaciones de fase del agua en la atmósfera (g - precipitación total); entrada o salida de calor P debido al intercambio de calor turbulento de la atmósfera con la superficie terrestre; entrada o salida de calor F a, causada por la transferencia de calor a través de las paredes verticales de la columna, que está asociada con movimientos atmosféricos ordenados y macroturbulencias. Además, en la ecuación T. b. La atmósfera incluye el término D W, igual al cambio en el contenido de calor dentro de la columna.

Ecuación T.b. El sistema Tierra-atmósfera corresponde a la suma algebraica de los términos de las ecuaciones de T. b. la superficie terrestre y la atmósfera. Componentes de T. b. La superficie de la Tierra y la atmósfera para diferentes regiones del mundo están determinadas por observaciones meteorológicas (en estaciones actinométricas, en estaciones meteorológicas especiales, en satélites meteorológicos de la Tierra) o por cálculos climatológicos.

Valores medios de latitud de los componentes de T. b. la superficie terrestre para los océanos, la tierra y la Tierra y T. b. atmósfera se dan en las Tablas 1, 2, donde los valores de los términos de T. b. se consideran positivos si corresponden a la llegada de calor. Dado que estas tablas se refieren a condiciones promedio anuales, no incluyen términos que caractericen los cambios en el contenido de calor de la atmósfera y las capas superiores de la litosfera, ya que para estas condiciones son cercanos a cero.

Para la Tierra como planeta, junto con la atmósfera, el esquema T. b. mostrado en la Fig. Una unidad de superficie del límite exterior de la atmósfera recibe un flujo de radiación solar igual a una media de unos 250 calorías/cm 2 por año, de los cuales aproximadamente se reflejan en el espacio mundial, y 167 calorías/cm 2 por año es absorbido por la Tierra (flecha q está encendido arroz. ). La radiación de onda corta llega a la superficie terrestre igual a 126 calorías/cm 2 por año; 18 calorías/cm 2 por año de esta cantidad se refleja, y 108 calorías/cm 2 por año es absorbido por la superficie terrestre (flecha q). La atmósfera absorbe 59 calorías/cm 2 por año de radiación de onda corta, es decir, significativamente menos que la superficie terrestre. La radiación efectiva de onda larga de la superficie de la Tierra es 36 calorías/cm 2 por año (flecha I), por lo tanto el balance de radiación de la superficie terrestre es 72 calorías/cm 2 por año. La radiación de onda larga de la Tierra al espacio exterior es de 167 calorías/cm 2 por año (flecha Es). Así, la superficie de la Tierra recibe alrededor de 72 calorías/cm 2 por año de energía radiante, que se gasta parcialmente en la evaporación del agua (círculo L.E.) y regresa parcialmente a la atmósfera a través de transferencia de calor turbulenta (flecha R).

Mesa 1.- Balance térmico de la superficie terrestre, calorías/cm 2 años

Latitud, grados			Tierra en promedio
	R LE P F oh	R LE P	R LE P F 0
70-60 latitud norte 0-10 latitud sur La Tierra en su conjunto

Datos sobre los componentes de T. b. se utilizan en el desarrollo de muchos problemas de climatología, hidrología terrestre y oceanología; se utilizan para fundamentar modelos numéricos de la teoría del clima y para probar empíricamente los resultados del uso de estos modelos. Materiales sobre T. b. Desempeñan un papel importante en el estudio del cambio climático, también se utilizan para calcular la evaporación de la superficie de cuencas fluviales, lagos, mares y océanos, en estudios del régimen energético de las corrientes marinas, para estudiar las capas de nieve y hielo, en plantas. fisiología para estudiar la transpiración y la fotosíntesis, en fisiología animales para estudiar el régimen térmico de los organismos vivos. Datos sobre T. b. También se utilizaron para estudiar la zonificación geográfica en las obras del geógrafo soviético A. A. Grigoriev.

Mesa 2.- Balance térmico de la atmósfera, calorías/cm 2 años

Latitud, grados
70-60 latitud norte 0-10 latitud sur La Tierra en su conjunto

Iluminado.: Atlas del balance térmico del globo, ed. M. I. Budyko, M., 1963; Budyko M.I., Clima y vida, L., 1971; Grigoriev A. A., Patrones de estructura y desarrollo del entorno geográfico, M., 1966.

La principal fuente de energía para todos los procesos que ocurren en la biosfera es la radiación solar. La atmósfera que rodea la Tierra absorbe débilmente la radiación de onda corta del Sol, que llega principalmente a la superficie de la Tierra. Parte de la radiación solar es absorbida y dispersada por la atmósfera. La absorción de la radiación solar incidente se debe a la presencia de ozono, dióxido de carbono, vapor de agua y aerosoles en la atmósfera.[...]

Bajo la influencia del flujo solar incidente como resultado de su absorción, la superficie terrestre se calienta y se convierte en una fuente de radiación de onda larga (LW) dirigida hacia la atmósfera. La atmósfera, por otro lado, también es una fuente de radiación LW dirigida hacia la Tierra (la llamada contraradiación de la atmósfera). En este caso, se produce un intercambio mutuo de calor entre la superficie terrestre y la atmósfera. La diferencia entre la radiación HF absorbida por la superficie terrestre y la radiación efectiva se denomina balance de radiación. La transformación de la energía de la radiación solar HF al ser absorbida por la superficie terrestre y la atmósfera, el intercambio de calor entre ellas constituye el equilibrio térmico de la Tierra.[...]

Caracteristica principal El régimen de radiación de la atmósfera es el efecto invernadero, que consiste en que la radiación HF llega mayoritariamente a la superficie terrestre provocando su calentamiento, y la radiación LW de la Tierra es retardada por la atmósfera, reduciendo así la transferencia de calor de la atmósfera. Tierra al espacio. La atmósfera es una especie de capa aislante del calor que evita que la Tierra se enfríe. Un aumento del porcentaje de CO2, vapor de H20, aerosoles, etc. potenciará el efecto invernadero, lo que provocará un aumento de la temperatura media de la atmósfera inferior y un calentamiento climático. La principal fuente de radiación térmica de la atmósfera es la superficie terrestre.[...]

La intensidad de la radiación solar absorbida por la superficie terrestre y la atmósfera es de 237 W/m2, de los cuales 157 W/m2 son absorbidos por la superficie terrestre y 80 W/m2 por la atmósfera. El balance de calor de la Tierra en vista general mostrado en la Fig. 6.15.[...]

El balance de radiación de la superficie terrestre es de 105 W/m2, y la radiación efectiva de ella es igual a la diferencia entre la radiación absorbida y el balance de radiación y es de 52 W/m2. La energía del balance de radiación se gasta en el turbulento intercambio de calor de la Tierra con la atmósfera, que es de 17 W/m2, y en el proceso de evaporación del agua, que es de 88 W/m2.[...]

El diagrama del intercambio de calor atmosférico se muestra en la Fig. 6.16. Como se puede observar en este diagrama, la atmósfera recibe energía térmica de tres fuentes: del Sol, en forma de radiación HF absorbida con una intensidad de aproximadamente 80 W/m2; calor procedente de la condensación del vapor de agua procedente de la superficie terrestre e igual a 88 W/m2; intercambio de calor turbulento entre la Tierra y la atmósfera (17 W/m2).[...]

La suma de los componentes del intercambio de calor (185 W/m) es igual a las pérdidas térmicas de la atmósfera en forma de radiación LW al espacio exterior. Una pequeña parte de la radiación solar incidente, que es significativamente menor que los componentes indicados del balance térmico, se gasta en otros procesos que tienen lugar en la atmósfera.[...]

La diferencia en la evaporación de los continentes y las superficies de los mares y océanos se compensa con los procesos de intercambio masivo de vapor de agua a través de las corrientes de aire y la escorrentía de los ríos que desembocan en las zonas acuáticas del mundo.

La Tierra recibe calor absorbiendo la radiación solar de onda corta en la atmósfera, y especialmente en la superficie terrestre. La radiación solar es prácticamente la única fuente de calor que ingresa al sistema atmósfera-Tierra. Otras fuentes de calor (calor liberado durante la desintegración de elementos radiactivos dentro de la Tierra, calor gravitacional, etc.) en total proporcionan solo una cinco milésima parte del calor que llega al límite superior de la atmósfera debido a la radiación solar. Elaboración de la ecuación del balance de calor.

El calor se pierde por la radiación de onda corta que se escapa al espacio exterior, reflejada por la atmósfera Soa y por la superficie terrestre SOP, y por la emisión efectiva de radiación de onda larga Ee por la superficie terrestre y la radiación atmosférica Ea.

Así, en el límite superior de la atmósfera, el equilibrio térmico de la Tierra como planeta consiste en el intercambio de calor radiante (radiativo):

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

¿dónde?Se, cambio en el contenido de calor del sistema “atmósfera-Tierra” durante un período de tiempo?t.

Consideremos los términos de esta ecuación durante un período anual. El flujo de radiación solar a la distancia media de la Tierra al Sol es de aproximadamente 42,6-10° J/(m2-año). De este flujo la Tierra recibe una cantidad de energía igual al producto de la constante solar I0 por el área sección transversal Tierra ðR2, es decir, I0 ðR2, donde R es el radio medio de la Tierra. Bajo la influencia de la rotación de la Tierra, esta energía se distribuye por toda la superficie del globo, igual a 4рR2. En consecuencia, el valor medio del flujo de radiación solar sobre la superficie horizontal de la Tierra, sin tener en cuenta su atenuación por la atmósfera, es Iо рR2/4рR3 = Iо/4, o 0,338 kW/m2. A lo largo de un año, cada metro cuadrado de la superficie del límite exterior de la atmósfera recibe una media de entre 10,66 y 109 J, o 10,66 GJ de energía solar, es decir, I® = 10,66 GJ/(m2*año).

Consideremos la parte de consumo de la ecuación (1). La radiación solar que llega al límite exterior de la atmósfera penetra parcialmente en la atmósfera y es parcialmente reflejada por la atmósfera y la superficie terrestre hacia el espacio exterior. Según los últimos datos, el albedo medio de la Tierra se estima en un 33%: se compone de la reflexión de las nubes (26%) y la reflexión de la superficie subyacente (7%). Entonces la radiación reflejada por las nubes es Soa = 10,66*0,26 = 2,77 GJ/(m2*año), por la superficie terrestre - SOP = 10,66*0,07 = 0,75 GJ/(m2*año) y en general, la Tierra refleja 3,52 GJ/(m2*año).

La superficie terrestre, calentada como resultado de la absorción de la radiación solar, se convierte en una fuente de radiación de onda larga que calienta la atmósfera. La superficie de cualquier cuerpo que tenga una temperatura superior al cero absoluto emite continuamente energía térmica. La superficie y la atmósfera de la Tierra no son una excepción. Según la ley de Stefan-Boltzmann, la intensidad de la radiación depende de la temperatura del cuerpo y de su emisividad:

E = vuT4, (2)

donde E es la intensidad de la radiación, o radiación intrínseca, W/m2; β es la emisividad del cuerpo con respecto a un cuerpo absolutamente negro, para el cual β = 1; y - constante de Stefan-Boltzmann, igual a 5,67*10-8 W/(m2*K4); T es la temperatura corporal absoluta.

Los valores para diferentes superficies oscilan entre 0,89 (superficie de agua lisa) y 0,99 (hierba verde y densa). En promedio para la superficie terrestre, se considera igual a 0,95.

Las temperaturas absolutas de la superficie terrestre se sitúan entre 190 y 350 K. A tales temperaturas, la radiación emitida tiene longitudes de onda de 4 a 120 micras y, por tanto, toda ella es infrarroja y no es percibida por el ojo.

La radiación intrínseca de la superficie terrestre - E3, calculada según la fórmula (2), es igual a 12,05 GJ/(m2*año), es decir, 1,39 GJ/(m2*año), o un 13% superior a la radiación solar recibida. en el límite superior de la atmósfera S0. Una liberación tan grande de radiación por parte de la superficie terrestre conduciría a su rápido enfriamiento si esto no fuera impedido por el proceso de absorción de la radiación solar y atmosférica por la superficie terrestre. La radiación infrarroja terrestre, o radiación intrínseca de la superficie terrestre, en el rango de longitud de onda de 4,5 a 80 micrones es absorbida intensamente por el vapor de agua atmosférico y sólo en el rango de 8,5 a 11 micrones atraviesa la atmósfera y sale al espacio exterior. A su vez, el vapor de agua atmosférico también emite radiación infrarroja invisible, la mayor parte de la cual se dirige hacia la superficie terrestre y el resto al espacio exterior. La radiación atmosférica que llega a la superficie terrestre se denomina contraradiación de la atmósfera.

De la radiación entrante de la atmósfera, la superficie terrestre absorbe el 95% de su valor, ya que, según la ley de Kirchhoff, la capacidad de emisión de radiación de un cuerpo es igual a su capacidad de absorción de radiación. Por tanto, la contrarradiación de la atmósfera es una fuente importante de calor para la superficie terrestre, además de la radiación solar absorbida. La contrarradiación de la atmósfera no se puede determinar directamente y se calcula mediante métodos indirectos. La contrarradiación de la atmósfera absorbida por la superficie terrestre es Eza = 10,45 GJ/(m2 * año). En relación con S0 es del 98%.

La contraradiación es siempre menor que la terrestre. Por tanto, la superficie terrestre pierde calor debido a la diferencia positiva entre la radiación propia y la contraria. La diferencia entre la radiación propia de la superficie terrestre y la radiación a contracorriente de la atmósfera se denomina radiación efectiva (Ee):

Ee = Ez - Eza (3)

intercambio de calor solar terrestre

La radiación efectiva es la pérdida neta de energía radiante y, por tanto, de calor, de la superficie terrestre. Este calor que se escapa al espacio es de 1,60 GJ/(m2 * año), o el 15% de la radiación solar recibida en el límite superior de la atmósfera (flecha Ez en la Fig. 9.1). En latitudes templadas, la superficie terrestre pierde mediante radiación efectiva aproximadamente la mitad de la cantidad de calor que recibe de la radiación absorbida.

La radiación atmosférica transporta más naturaleza compleja que la radiación de la superficie terrestre. En primer lugar, según la ley de Kirchhoff, la energía la emiten únicamente los gases que la absorben, es decir, el vapor de agua, el dióxido de carbono y el ozono. En segundo lugar, la radiación de cada uno de estos gases es compleja y selectiva. Dado que el contenido de vapor de agua disminuye con la altura, las capas de la atmósfera con mayores emisiones se encuentran a altitudes de 6 a 10 km. La radiación de onda larga de la atmósfera hacia el espacio mundial Ea = 5,54 GJ/(m2*año), que es el 52% de la entrada de radiación solar al límite superior de la atmósfera. La radiación de onda larga de la superficie terrestre y la atmósfera que ingresa al espacio se llama radiación saliente UE. En total, equivale a 7,14 GJ/(m2*año), o el 67% del influjo de radiación solar.

Sustituyendo los valores encontrados de So, Soa, Sop, Ee y Ea en la ecuación (1), obtenemos - ?Sз = 0, es decir, la radiación saliente, junto con la radiación de onda corta reflejada y dispersada So, compensa la afluencia de radiación solar a la Tierra. En otras palabras, la Tierra, junto con la atmósfera, pierde tanta radiación como recibe y, por tanto, se encuentra en un estado de equilibrio radiativo.

El equilibrio térmico de la Tierra se confirma mediante observaciones de temperatura a largo plazo: la temperatura media de la Tierra cambia poco de un año a otro y permanece casi sin cambios de un período largo a otro.