รังสีแสงอาทิตย์และสมดุลความร้อน การแผ่รังสีและสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลก บรรยากาศ และโลกโดยรวม ดูว่า "สมดุลความร้อนของพื้นผิวโลก" ในพจนานุกรมอื่นๆ คืออะไร

สมดุลความร้อนของโลก บรรยากาศ และ พื้นผิวโลกในช่วงเวลาที่ยาวนาน สมดุลความร้อนจะเป็นศูนย์ กล่าวคือ โลกอยู่ในสภาวะสมดุลทางความร้อน I - รังสีคลื่นสั้น II - รังสีคลื่นยาว III - การแลกเปลี่ยนที่ไม่ใช่การแผ่รังสี

การแผ่รังสีแม่เหล็กไฟฟ้า การแผ่รังสีหรือการแผ่รังสีเป็นรูปแบบของสสารอื่นที่ไม่ใช่สสาร กรณีพิเศษของรังสีคือแสงที่มองเห็นได้ แต่รังสียังรวมถึงรังสีแกมมาที่ตามองไม่เห็น รังสีเอกซ์ รังสีอัลตราไวโอเลตและอินฟราเรด คลื่นวิทยุ รวมถึงคลื่นโทรทัศน์

ลักษณะของคลื่นแม่เหล็กไฟฟ้า การแผ่รังสีจากแหล่งกำเนิดอีซีแอลในทุกทิศทางในรูปของคลื่นแม่เหล็กไฟฟ้า m ด้วยความเร็วของแสงในสุญญากาศประมาณ 300,000 กม./วินาที ความยาวคลื่นคือระยะห่างระหว่างค่าสูงสุดที่อยู่ติดกัน (หรือค่าต่ำสุด) m ความถี่การสั่นคือจำนวนการสั่นต่อวินาที

ความยาวคลื่น รังสีอัลตราไวโอเลต - ความยาวคลื่น 0.01 ถึง 0.39 ไมครอน เป็นสิ่งที่มองไม่เห็น กล่าวคือ ไม่รับรู้ด้วยตา แสงที่มองเห็นได้ด้วยตา ความยาวคลื่น 0.40 0.76 ไมครอน คลื่นประมาณ 0.40 µm เป็นสีม่วง คลื่นประมาณ 0.76 µm เป็นสีแดง ระหว่าง 0.40 ถึง 0.76 ไมครอนเป็นแสงของสีทั้งหมดของสเปกตรัมที่มองเห็นได้ รังสีอินฟราเรด - คลื่น> 0.76 ไมครอนและสูงถึงหลายร้อยไมครอนไม่สามารถมองเห็นได้ด้วยตามนุษย์ ในอุตุนิยมวิทยา เป็นเรื่องปกติที่จะแยกความแตกต่างของรังสีคลื่นสั้นและคลื่นยาว คลื่นสั้นเรียกว่าการแผ่รังสีในช่วงความยาวคลื่นตั้งแต่ 0.1 ถึง 4 ไมครอน พี

ความยาวคลื่น เมื่อแสงสีขาวสลายตัวโดยปริซึมเป็นสเปกตรัมที่ต่อเนื่องกัน สีในนั้นจะค่อยๆ ผ่านเข้าหากัน เป็นที่ยอมรับกันโดยทั่วไปว่าภายในขอบเขตของความยาวคลื่น (นาโนเมตร) รังสีจะมีสีดังต่อไปนี้: 390-440 - สีม่วง 440-480 สีน้ำเงิน 480-510 - สีน้ำเงิน 510-550 - สีเขียว 550-575 สีเหลืองสีเขียว 575-585 สีเหลือง 585- 620 - ส้ม 630-770 - แดง

การรับรู้ความยาวคลื่น ดวงตาของมนุษย์ไวต่อรังสีสีเขียวแกมเหลืองมากที่สุด โดยมีความยาวคลื่นประมาณ 555 นาโนเมตร มีโซนการแผ่รังสีสามโซน: น้ำเงิน-ม่วง (ความยาวคลื่น 400-490 นาโนเมตร), สีเขียว (ความยาว 490-570 นาโนเมตร) สีแดง (ความยาว 580-720 นาโนเมตร) โซนสเปกตรัมเหล่านี้ยังเป็นโซนของความไวสเปกตรัมเด่นของเครื่องตรวจจับตาและฟิล์มสีสามชั้น

การดูดซับรังสีแสงอาทิตย์ในบรรยากาศ ประมาณ 23% ของรังสีดวงอาทิตย์โดยตรงถูกดูดซับในชั้นบรรยากาศ e การดูดซับเป็นแบบเฉพาะเจาะจง: ก๊าซต่างชนิดกันดูดซับรังสีในส่วนต่าง ๆ ของสเปกตรัมและในระดับที่ต่างกัน ไนโตรเจนดูดซับ R ความยาวคลื่นขนาดเล็กมากในส่วนอัลตราไวโอเลตของสเปกตรัม พลังงานของรังสีดวงอาทิตย์ในส่วนนี้ของสเปกตรัมมีน้อยมาก ดังนั้นการดูดกลืนโดยไนโตรเจนแทบไม่มีผลกระทบต่อฟลักซ์ของรังสีดวงอาทิตย์ ออกซิเจนดูดซับได้มากขึ้น แต่ยังน้อยมาก - ในสองส่วนที่แคบของส่วนที่มองเห็นได้ของสเปกตรัมและในส่วนอัลตราไวโอเลต โอโซนดูดซับรังสีอัลตราไวโอเลตและแสงอาทิตย์ที่มองเห็นได้ ในบรรยากาศมีน้อยมาก แต่ดูดซับรังสีอัลตราไวโอเลตอย่างแรงใน ชั้นบนชั้นบรรยากาศซึ่งในสเปกตรัมสุริยะใกล้พื้นผิวโลกนั้นไม่พบคลื่นที่สั้นกว่า 0.29 ไมครอนเลย การดูดซับรังสีดวงอาทิตย์โดยโอโซนถึง 3% ของรังสีดวงอาทิตย์โดยตรง

การดูดซับรังสีแสงอาทิตย์ในบรรยากาศ CO 2 จะดูดซับคลื่นความถี่อินฟราเรดอย่างมาก แต่เนื้อหาในบรรยากาศมีขนาดเล็กมาก ดังนั้นการดูดกลืนรังสีดวงอาทิตย์โดยตรงจึงมักมีขนาดเล็ก ไอน้ำเป็นตัวดูดซับรังสีหลักที่กระจุกตัวอยู่ในชั้นโทรโพสเฟียร์ ดูดซับรังสีในบริเวณที่มองเห็นและใกล้อินฟราเรดของสเปกตรัม เมฆและสิ่งเจือปนในบรรยากาศ (อนุภาคละอองลอย) ดูดซับรังสีดวงอาทิตย์ในส่วนต่างๆ ของสเปกตรัม ขึ้นอยู่กับองค์ประกอบของสิ่งสกปรก ไอน้ำและละอองลอยดูดซับประมาณ 15% เมฆ 5% ของรังสี

สมดุลความร้อนของโลก รังสีที่กระจัดกระจายผ่านชั้นบรรยากาศและกระจัดกระจายโดยโมเลกุลของแก๊ส รังสีดังกล่าวอยู่ที่ 70% ในละติจูดขั้วโลกและ 30% ในเขตร้อน

สมดุลความร้อนของโลก 38% ของรังสีที่กระจัดกระจายกลับสู่อวกาศ ให้สีฟ้าแก่ท้องฟ้าและกระจายแสงก่อนและหลังพระอาทิตย์ตก

สมดุลความร้อนของ Earth Direct + การกระจาย = R ทั้งหมด 4% สะท้อนโดยบรรยากาศ 10% สะท้อนโดยพื้นผิวโลก 20% ถูกแปลงเป็นพลังงานความร้อน 24% ถูกใช้ไปกับความร้อนของอากาศ การสูญเสียความร้อนทั้งหมดผ่านชั้นบรรยากาศคือ 58% ของ ได้รับทั้งหมด

การพาดพิงของอากาศ การเคลื่อนตัวของอากาศในแนวนอน เราสามารถพูดคุยเกี่ยวกับการเคลื่อนตัวได้: มวลอากาศ ความร้อน ไอน้ำ โมเมนต์ของการเคลื่อนที่ กระแสน้ำวนของความเร็ว ฯลฯ ปรากฏการณ์บรรยากาศที่เกิดขึ้นจากการเคลื่อนตัวเรียกว่าการเคลื่อนตัว (advective) เรียกว่า แอกเวกทีฟ: แอกเวกทีฟ หมอก พายุฝนฟ้าคะนองแบบแอดเวคทีฟ น้ำค้างแข็งแบบแอดเวคทีฟ ฯลฯ

ALBEDO 1. ในความหมายกว้าง ๆ การสะท้อนแสงของพื้นผิว: น้ำ, พืช (ป่า, บริภาษ), พื้นที่เพาะปลูก, เมฆ, ฯลฯ ตัวอย่างเช่น Albedo ของมงกุฎป่าคือ 10 - 15%, หญ้า - 20 - 25%, ทราย - 30 - 35% หิมะตกใหม่ - 50 - 75% ขึ้นไป 2. Albedo of the Earth - เปอร์เซ็นต์ของรังสีดวงอาทิตย์ที่สะท้อนโดยโลกพร้อมกับชั้นบรรยากาศกลับเข้าสู่อวกาศสู่การแผ่รังสีดวงอาทิตย์ที่มาถึงขอบชั้นบรรยากาศ A = O / P การกลับมาของรังสีของโลกเกิดขึ้นจากการสะท้อนจากพื้นผิวโลกและเมฆของรังสีคลื่นยาว รวมถึงการกระเจิงของรังสีคลื่นสั้นโดยตรงจากชั้นบรรยากาศ พื้นผิวหิมะมีการสะท้อนแสงสูงสุด (85%) อัลเบโดของโลกประมาณ 42%

ผลที่ตามมาของการผกผัน เมื่อกระบวนการพาความร้อนปกติหยุดลง ชั้นล่างของบรรยากาศมีมลพิษ ควันฤดูหนาวในเมืองเซี่ยงไฮ้ ขอบเขตของการกระจายลมในแนวตั้งจะมองเห็นได้ชัดเจน

การผกผันของอุณหภูมิ การจมของอากาศเย็นทำให้เกิดสภาวะคงที่ของบรรยากาศ ควันจากปล่องไฟไม่สามารถเอาชนะมวลอากาศที่ลดลงได้

จังหวะความดัน อากาศในบรรยากาศ. 760 มม. ศิลปะ. = 1033 g Pa ความแปรผันของความดันบรรยากาศรายวัน

น้ำในบรรยากาศ ปริมาตรรวม 12 - 13,000 กม. 3 ของไอน้ำ การระเหยจากพื้นผิวมหาสมุทร 86% การระเหยจากพื้นผิวของทวีป 14% ปริมาณไอน้ำจะลดลงตามความสูง แต่ความเข้มข้นของกระบวนการนี้ขึ้นอยู่กับ: อุณหภูมิพื้นผิวและความชื้น ความเร็วลม และความกดอากาศ

ลักษณะความชื้นในบรรยากาศ ความชื้นในอากาศ คือ ปริมาณไอน้ำในอากาศ ความชื้นสัมพัทธ์ในอากาศ - ปริมาณไอน้ำ (g) ต่อ 1 m 3 ของอากาศหรือความดัน (mm Hg) ความชื้นสัมพัทธ์ - ระดับความอิ่มตัวของอากาศด้วยไอน้ำ (%)

ลักษณะความชื้นในบรรยากาศ ความอิ่มตัวของความชื้นสูงสุดคือขีดจำกัดของปริมาณไอน้ำในอากาศ ณ อุณหภูมิที่กำหนด จุดน้ำค้าง - อุณหภูมิที่ไอน้ำที่มีอยู่ในอากาศอิ่มตัว (τ)

ลักษณะความชื้นในบรรยากาศ การระเหย - การระเหยจริงจากพื้นผิวที่กำหนดที่อุณหภูมิที่กำหนด การระเหย - การระเหยสูงสุดที่เป็นไปได้ที่อุณหภูมิที่กำหนด

ลักษณะความชื้นในบรรยากาศ Nad ผิวน้ำการระเหยเท่ากับการระเหยเหนือพื้นดิน - น้อยกว่ามาก ที่อุณหภูมิสูง ความชื้นสัมบูรณ์จะเพิ่มขึ้น ความชื้นสัมพัทธ์จะยังคงเท่าเดิมหากมีน้ำไม่เพียงพอ

ลักษณะความชื้นในบรรยากาศ ในอากาศเย็นที่มีความชื้นสัมบูรณ์ต่ำ ความชื้นสัมพัทธ์สามารถเข้าถึงได้ถึง 100% ปริมาณน้ำฝนจะลดลงเมื่อถึงจุดน้ำค้าง ในสภาพอากาศหนาวเย็นแม้ในความชื้นสัมพัทธ์ที่ต่ำมาก

สาเหตุของการเปลี่ยนแปลงของความชื้นในอากาศ 1 ZONALITY ความชื้นสัมบูรณ์ลดลงจากเส้นศูนย์สูตร (20 - 30 มม.) ถึงขั้ว (1 - 2 มม.) ความชื้นสัมพัทธ์เปลี่ยนแปลงเล็กน้อย (70 - 80%)

สาเหตุของการเปลี่ยนแปลงของความชื้นในอากาศ 2 หลักสูตรความชื้นสัมบูรณ์ประจำปีสอดคล้องกับอุณหภูมิ: ยิ่งอบอุ่นยิ่งสูงขึ้น

การจำแนกระหว่างประเทศของเมฆ เมฆแบ่งออกเป็น 10 รูปแบบหลัก (จำพวก) ตามลักษณะที่ปรากฏ ในสกุลหลัก ได้แก่ ชนิดพันธุ์ พันธุ์ และลักษณะอื่นๆ เช่นเดียวกับแบบฟอร์มระดับกลาง g ความขุ่นถูกวัดเป็นคะแนน: 0 - ไม่มีเมฆ; 10 - ท้องฟ้าถูกปกคลุมไปด้วยเมฆอย่างสมบูรณ์

การจำแนกประเภทระหว่างประเทศของเมฆ จำพวกเมฆ ชื่อภาษารัสเซีย ชื่อภาษาละติน I Cirrus Cirrus (Ci) II Cirrocumulus Cirrocumulus (Cc) III Cirrostratus Cirrostratus (Cs) IV Altocumulus Altocumulus (Ac) V Altostratus Altostratus (As) VI Nimbostraus) Sc) VIII Stratus Stratus (St) IX คิวมูลัส คิวมูลัส (Cu) X คิวมูโลนิมบัส คิวมูโลนิมบัส (Cb) ความสูงของเวที H = 7 – 18 กม. H = 2 – 8 กม. H = สูงสุด 2 กม.

เมฆชั้นล่าง. เมฆ Stratostratus มีต้นกำเนิดเช่นเดียวกับ Altostratus อย่างไรก็ตามชั้นของพวกมันอยู่ห่างออกไปหลายกิโลเมตร เมฆเหล่านี้อยู่ชั้นล่าง กลาง และมักจะอยู่ชั้นบน ในส่วนบนประกอบด้วยหยดเล็ก ๆ และเกล็ดหิมะในส่วนล่างอาจมีหยดและเกล็ดหิมะขนาดใหญ่ ดังนั้นชั้นของเมฆเหล่านี้จึงมีสีเทาเข้ม ดวงอาทิตย์และดวงจันทร์ไม่ส่องแสงผ่านมัน ตามกฎแล้วฝนหรือหิมะที่มืดครึ้มตกลงมาจากเมฆสตราโตซินิมบัสไปถึงพื้นผิวโลก

เมฆชั้นกลาง เมฆอัลโตคิวมูลัสเป็นชั้นเมฆหรือสันเขาที่มีสีขาวหรือสีเทา (หรือทั้งสองอย่าง) เหล่านี้เป็นเมฆที่ค่อนข้างบางซึ่งบดบังดวงอาทิตย์ไม่มากก็น้อย ชั้นหรือสันเขาประกอบด้วยเพลาแบน จาน จาน มักจัดเรียงเป็นแถว ปรากฏการณ์ทางแสงปรากฏขึ้น - ครอบฟัน, มีสีรุ้ง - สีรุ้งของขอบเมฆที่พุ่งเข้าหาดวงอาทิตย์ Irisa บ่งชี้ว่าเมฆอัลโตคิวมูลัสประกอบด้วยละอองขนาดเล็กมากและสม่ำเสมอ ซึ่งมักจะเย็นจัดมาก

เมฆระดับกลาง ปรากฏการณ์ทางแสงในเมฆ เมฆอัลโตคิวมูลัส ครอบฟันในเมฆ เมฆมีสีรุ้ง รัศมี

เมฆด้านบน เมฆเหล่านี้เป็นเมฆที่สูงที่สุดในชั้นทรูสเฟียร์ ก่อตัวที่อุณหภูมิต่ำสุดและประกอบด้วยผลึกน้ำแข็ง มีสีขาว โปร่งแสง และบดบังแสงแดดเพียงเล็กน้อย

องค์ประกอบเฟสของเมฆ เมฆน้ำ (หยด) ประกอบด้วยหยดเท่านั้น พวกเขาสามารถอยู่ได้ไม่เฉพาะที่อุณหภูมิบวกเท่านั้น แต่ยังอยู่ที่อุณหภูมิลบ (-100 C และต่ำกว่า) ในกรณีนี้ หยดละอองอยู่ในสถานะ supercooled ซึ่งค่อนข้างปกติภายใต้สภาวะบรรยากาศ c เมฆผสมประกอบด้วยส่วนผสมของเมฆ supercooled และผลึกน้ำแข็ง ตามกฎแล้วสามารถมีอยู่ที่อุณหภูมิ -10 ถึง -40 ° C เมฆน้ำแข็ง (ผลึก) ประกอบด้วยน้ำแข็งและคริสตัลเท่านั้น ตามกฎแล้วพวกมันมีอิทธิพลเหนือกว่าที่อุณหภูมิต่ำกว่า 30°C

สมดุลความร้อนของระบบชั้นบรรยากาศโลก

1. โลกโดยรวม โดยเฉพาะชั้นบรรยากาศและพื้นผิวโลกอยู่ในสภาวะสมดุลทางความร้อน หากเราพิจารณาถึงสภาวะต่างๆ เป็นระยะเวลานาน (หนึ่งปีหรือดีกว่าหลายปี) อุณหภูมิเฉลี่ยของพวกมันเปลี่ยนแปลงเล็กน้อยในแต่ละปี และจากระยะเวลาหนึ่งไปอีกเป็นระยะเวลาหนึ่งแทบไม่เปลี่ยนแปลงเลย ตามมาด้วยการไหลเข้าและการสูญเสียความร้อนในระยะเวลานานพอสมควรจะเท่ากันหรือเกือบเท่ากัน

โลกได้รับความร้อนจากการดูดซับรังสีดวงอาทิตย์ในชั้นบรรยากาศและโดยเฉพาะอย่างยิ่งบนพื้นผิวโลก มันสูญเสียความร้อนโดยการปล่อยรังสีคลื่นยาวจากพื้นผิวโลกและชั้นบรรยากาศสู่อวกาศโลก ด้วยสมดุลทางความร้อนของโลกโดยรวม การไหลเข้าของรังสีดวงอาทิตย์ (ไปยังขอบบนของชั้นบรรยากาศ) และการกลับมาของรังสีจากขอบบนของชั้นบรรยากาศสู่อวกาศต้องเท่ากัน กล่าวอีกนัยหนึ่งที่ขอบบนของบรรยากาศจะต้องมีสมดุลการแผ่รังสีนั่นคือความสมดุลของการแผ่รังสีเท่ากับศูนย์

บรรยากาศที่แยกจากกันได้รับและสูญเสียความร้อนโดยการดูดซับรังสีดวงอาทิตย์และภาคพื้นดินและให้รังสีขึ้นและลง นอกจากนี้ยังแลกเปลี่ยนความร้อนกับพื้นผิวโลกในลักษณะที่ไม่แผ่รังสี ความร้อนจะถูกถ่ายเทจากพื้นผิวโลกสู่อากาศหรือในทางกลับกันโดยการนำความร้อน ในที่สุด ความร้อนถูกใช้ไปกับการระเหยของน้ำจากพื้นผิวด้านล่าง แล้วปล่อยสู่ชั้นบรรยากาศเมื่อไอน้ำควบแน่น ความร้อนเหล่านี้ไหลเข้าและออกจากบรรยากาศ เวลานานควรมีความสมดุล

ข้าว. 37. สมดุลความร้อนของโลก บรรยากาศ และพื้นผิวโลก 1 - รังสีคลื่นสั้น II - รังสีคลื่นยาว III - การแลกเปลี่ยนที่ไม่ใช่รังสี

ในที่สุด บนพื้นผิวโลก การไหลเข้าของความร้อนเนื่องจากการดูดซับของรังสีดวงอาทิตย์และบรรยากาศ การปล่อยความร้อนจากการแผ่รังสีของพื้นผิวโลกเอง และการแลกเปลี่ยนความร้อนแบบไม่แผ่รังสีระหว่างโลกกับบรรยากาศจะสมดุล

2. ให้เอารังสีดวงอาทิตย์เข้าสู่บรรยากาศเป็น 100 หน่วย (รูปที่ 37) จำนวนนี้มี 23 หน่วยที่สะท้อนกลับโดยเมฆและเข้าสู่อวกาศ 20 หน่วยถูกดูดซับโดยอากาศและเมฆและด้วยเหตุนี้ไปทำให้บรรยากาศร้อนขึ้น รังสีอีก 30 หน่วยจะกระจายไปในชั้นบรรยากาศและอีก 8 หน่วยจะกระจายสู่อวกาศ รังสีกระจายโดยตรง 27 หน่วยและรังสีกระจาย 22 หน่วยไปถึงพื้นผิวโลก ในจำนวนนี้ 25 + 20 = 45 หน่วยถูกดูดซับและทำให้ชั้นบนของดินและน้ำร้อนและสะท้อน 2 + 2 = 4 หน่วยสู่อวกาศ

ดังนั้นจากขอบบนของชั้นบรรยากาศกลับไปที่โลก พื้นที่ 23 + 8 + 4 = 35 หน่วย<неиспользованной>รังสีดวงอาทิตย์นั่นคือ 35% ของการไหลเข้าไปยังขอบบรรยากาศ ค่านี้ (35%) เรียกว่า albedo ของโลก ตามที่เราทราบอยู่แล้ว เพื่อรักษาสมดุลของการแผ่รังสีที่ขอบบนของชั้นบรรยากาศ จำเป็นต้องมีรังสีคลื่นยาวอีก 65 หน่วยจากพื้นผิวโลกออกไป

3. ให้เราหันไปที่พื้นผิวโลก ดังที่ได้กล่าวไปแล้ว มันดูดซับรังสีแสงอาทิตย์โดยตรงและแบบกระจาย 45 หน่วย นอกจากนี้ กระแสรังสีคลื่นยาวจากชั้นบรรยากาศจะพุ่งตรงไปยังพื้นผิวโลก บรรยากาศตามอุณหภูมิของอากาศจะแผ่พลังงานออกมา 157 หน่วย จาก 157 ยูนิตเหล่านี้ มี 102 ยูนิตที่พุ่งตรงไปยังพื้นผิวโลกและถูกดูดซับโดยมัน และ 55 ยูนิตจะเข้าสู่อวกาศ ดังนั้น นอกจากรังสีแสงอาทิตย์คลื่นสั้น 45 หน่วยแล้ว พื้นผิวโลกยังดูดซับรังสีบรรยากาศคลื่นยาวเป็นสองเท่า โดยรวมแล้วพื้นผิวโลกได้รับความร้อน 147 หน่วยจากการดูดกลืนรังสี

เห็นได้ชัดว่าที่สมดุลความร้อนควรสูญเสียในปริมาณเท่ากัน ด้วยการแผ่รังสีคลื่นยาวของตัวเอง มันสูญเสีย 117 หน่วย พื้นผิวโลกใช้ความร้อนอีก 23 หน่วยในระหว่างการระเหยของน้ำ สุดท้ายโดยการนำความร้อนระหว่างพื้นผิวโลกกับชั้นบรรยากาศจะสูญเสียความร้อนไป 7 หน่วย (ความร้อนจะปล่อยทิ้งไว้ในบรรยากาศในปริมาณมาก แต่จะชดเชยด้วยการถ่ายเทกลับซึ่งมีเพียง 7 หน่วยเท่านั้น) น้อย).

โดยรวมแล้วพื้นผิวโลกสูญเสียความร้อน 117 + 23 + + 7 = 147 หน่วย นั่นคือ ปริมาณเท่ากับที่ได้รับจากการดูดซับรังสีดวงอาทิตย์และบรรยากาศ

จาก 117 หน่วยของรังสีคลื่นยาวที่พื้นผิวโลก 107 หน่วยถูกดูดกลืนโดยชั้นบรรยากาศ และ 10 หน่วยไปไกลกว่าชั้นบรรยากาศสู่อวกาศ

4. ทีนี้มาคำนวณบรรยากาศกัน กล่าวไว้ข้างต้นว่าดูดซับรังสีดวงอาทิตย์ 20 หน่วย รังสีภาคพื้นดิน 107 หน่วย ความร้อนควบแน่น 23 หน่วย และ 7 หน่วยในกระบวนการแลกเปลี่ยนความร้อนกับพื้นผิวโลก โดยรวมแล้วจะเท่ากับ 20 + 107 + 23 + 7 = 157 หน่วยของพลังงาน กล่าวคือ มากที่สุดเท่าที่บรรยากาศจะแผ่กระจายออกไป

สุดท้ายเราหันกลับไปด้านบนสุดของบรรยากาศอีกครั้ง โดยผ่านรังสีดวงอาทิตย์ 100 หน่วย และย้อนกลับ 35 หน่วยของรังสีดวงอาทิตย์สะท้อนและกระเจิง รังสีภาคพื้นดิน 10 หน่วย และรังสีบรรยากาศ 55 หน่วย รวมเป็น 100 หน่วย ดังนั้น แม้แต่ที่ขอบบนของชั้นบรรยากาศก็ยังมีความสมดุลระหว่างการไหลเข้าและการกลับมาของพลังงาน และที่นี่ มีเพียงพลังงานการแผ่รังสีเท่านั้น ไม่มีกลไกอื่นในการแลกเปลี่ยนความร้อนระหว่างโลกกับอวกาศ ยกเว้นกระบวนการแผ่รังสี

ตัวเลขทั้งหมดที่ได้รับคำนวณจากการสังเกตอย่างละเอียดถี่ถ้วน ดังนั้นจึงไม่ควรมองว่าแม่นยำอย่างยิ่ง พวกเขาได้รับการเปลี่ยนแปลงเล็กน้อยมากกว่าหนึ่งครั้ง ซึ่งจะไม่เปลี่ยนสาระสำคัญของการคำนวณ

5. ขอให้เราสังเกตว่าบรรยากาศและพื้นผิวโลกเมื่อแยกจากกันจะแผ่ความร้อนออกมามากกว่าที่ดูดซับรังสีดวงอาทิตย์ในเวลาเดียวกัน นี้อาจดูเหมือนเข้าใจยาก แต่แท้จริงแล้วมันคือการแลกเปลี่ยนซึ่งกันและกัน<перекачка>รังสี ตัวอย่างเช่น ในที่สุดพื้นผิวโลกสูญเสียรังสีไปไม่ถึง 117 หน่วยเลย แต่กลับได้รับรังสีกลับคืนมา 102 หน่วยจากการดูดกลืนรังสี ขาดทุนสุทธิเพียง 117-102=15 หน่วย มีเพียง 65 หน่วยของรังสีบนบกและในชั้นบรรยากาศเท่านั้นที่ผ่านขอบบนของชั้นบรรยากาศสู่อวกาศโลก การไหลเข้าของรังสีดวงอาทิตย์ 100 หน่วยไปยังขอบเขตของบรรยากาศจะทำให้การสูญเสียรังสีสุทธิของโลกสมดุลผ่านการสะท้อน (35) และการแผ่รังสี (65)

พื้นผิวโลกดูดซับรังสีดวงอาทิตย์และทำให้ร้อนขึ้นเองกลายเป็นแหล่งการแผ่รังสีความร้อนสู่ชั้นบรรยากาศและผ่านสู่อวกาศโลก ยิ่งอุณหภูมิพื้นผิวสูงขึ้น รังสีก็จะยิ่งสูงขึ้นรังสีคลื่นยาวของโลกเองส่วนใหญ่ยังคงอยู่ในชั้นโทรโพสเฟียร์ ซึ่งร้อนขึ้นและปล่อยรังสีออกมา ซึ่งเป็นการสะท้อนกลับในชั้นบรรยากาศ ความแตกต่างระหว่างการแผ่รังสีของพื้นผิวโลกกับการสะท้อนกลับของบรรยากาศเรียกว่าการแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพ มันแสดงให้เห็นการสูญเสียความร้อนที่แท้จริงโดยพื้นผิวโลกและประมาณ 20%

ชั้นบรรยากาศซึ่งแตกต่างจากพื้นผิวโลก แผ่รังสีมากกว่าที่ดูดซับการขาดพลังงานได้รับการชดเชยโดยการมาถึงของความร้อนจากพื้นผิวโลกพร้อมกับไอน้ำ เช่นเดียวกับความปั่นป่วน (ในช่วงที่อากาศร้อนขึ้นใกล้พื้นผิวโลก) ความแตกต่างของอุณหภูมิที่เกิดขึ้นระหว่างละติจูดต่ำและละติจูดสูงจะค่อยๆ หายไปเนื่องจากการเคลื่อนตัว - การถ่ายเทความร้อนทางทะเลและกระแสลมส่วนใหญ่จากละติจูดต่ำถึงสูง (ด้านขวาของภาพ)

สำหรับข้อสรุปทางภูมิศาสตร์ทั่วไป ความผันผวนของจังหวะในการแผ่รังสีอันเนื่องมาจากการเปลี่ยนแปลงของฤดูกาลก็มีความสำคัญเช่นกัน เนื่องจากระบอบความร้อนของพื้นที่นั้นขึ้นอยู่กับสิ่งนี้ คุณสมบัติการสะท้อนแสงของเปลือกโลก ความจุความร้อน และการนำความร้อนของตัวกลางทำให้การถ่ายโอนพลังงานความร้อนและการกระจายของลักษณะพิเศษของพลังงานความร้อนมีความซับซ้อนยิ่งขึ้น

ปริมาณความร้อนอธิบายโดยสมการสมดุลความร้อน ซึ่งแตกต่างกันไปตามพื้นที่ทางภูมิศาสตร์แต่ละแห่ง องค์ประกอบที่สำคัญที่สุดของมันคือความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลก การแผ่รังสีดวงอาทิตย์ใช้ในการให้ความร้อนแก่ดินและอากาศ (และน้ำ) การระเหย หิมะและน้ำแข็งที่ละลาย การสังเคราะห์แสง กระบวนการสร้างดิน และสภาพดินฟ้าอากาศของหิน เนื่องจากธรรมชาติมีลักษณะที่สมดุลอยู่เสมอ จึงสังเกตความเท่าเทียมกันระหว่างการมาถึงของพลังงานกับการบริโภค ซึ่งแสดงโดยสมการสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลก:

โดยที่ R คือความสมดุลของรังสี LE คือความร้อนที่ใช้ไปในการระเหยของน้ำและการละลายของหิมะหรือน้ำแข็ง (L คือความร้อนแฝงของการระเหยหรือการกลายเป็นไอ E คืออัตราการระเหยหรือการควบแน่น) เอ - การถ่ายเทความร้อนในแนวนอนทางอากาศและ กระแสน้ำในมหาสมุทรหรือกระแสน้ำเชี่ยวกราก P - การแลกเปลี่ยนความร้อนของพื้นผิวโลกกับอากาศ B - การแลกเปลี่ยนความร้อนของพื้นผิวโลกกับดินและหิน F - การใช้พลังงานสำหรับการสังเคราะห์ด้วยแสง C - การใช้พลังงานสำหรับการก่อตัวของดินและสภาพดินฟ้าอากาศ Q+q - รังสีทั้งหมด; เอ - อัลเบโด; ฉัน - การแผ่รังสีของบรรยากาศที่มีประสิทธิภาพ

ส่วนแบ่งของพลังงานที่ใช้ในการสังเคราะห์แสงและการก่อตัวของดินมีสัดส่วนน้อยกว่า 1% ของงบประมาณการแผ่รังสี ดังนั้นส่วนประกอบเหล่านี้จึงมักถูกละเว้นจากสมการ อย่างไรก็ตาม ในความเป็นจริง พวกมันมีความสำคัญ เนื่องจากพลังงานนี้มีความสามารถในการสะสมและเปลี่ยนเป็นรูปแบบอื่น (พลังงานที่เปลี่ยนแปลงได้) กระบวนการสะสมพลังงานแปลงสภาพที่ใช้พลังงานต่ำแต่ในระยะยาว (หลายร้อยล้านปี) มีผลกระทบอย่างมีนัยสำคัญต่อขอบเขตทางภูมิศาสตร์ มันสะสมพลังงานประมาณ 11 10 14 J/m2 ในกระจัดกระจาย อินทรียฺวัตถุในหินตะกอนเช่นเดียวกับในรูป ถ่านหินแข็ง,น้ำมัน,หินดินดาน.

สมการสมดุลความร้อนสามารถหาได้จากพื้นที่ทางภูมิศาสตร์และช่วงเวลาใดๆ โดยคำนึงถึงความจำเพาะของสภาพภูมิอากาศและการมีส่วนร่วมของส่วนประกอบ (สำหรับพื้นดิน มหาสมุทร พื้นที่ที่มีการก่อตัวของน้ำแข็ง การไม่แช่แข็ง เป็นต้น)

การถ่ายเทและการกระจายความร้อน

การถ่ายเทความร้อนจากพื้นผิวสู่ชั้นบรรยากาศเกิดขึ้นได้สามวิธี: การแผ่รังสีความร้อน การให้ความร้อนหรือความเย็นของอากาศเมื่อสัมผัสกับพื้นดิน และการระเหยของน้ำ ไอน้ำที่ลอยขึ้นสู่ชั้นบรรยากาศ ควบแน่นและก่อตัวเป็นเมฆหรือตกลงมาเป็นฝน และความร้อนที่ปล่อยออกมาในกรณีนี้จะเข้าสู่ชั้นบรรยากาศ การแผ่รังสีที่ดูดซับโดยบรรยากาศและความร้อนจากการควบแน่นของไอน้ำทำให้สูญเสียความร้อนจากพื้นผิวโลก - ไซต์ ในพื้นที่แห้งแล้ง อิทธิพลนี้จะลดลง และเราสังเกตแอมพลิจูดของอุณหภูมิรายวันและรายปีที่ใหญ่ที่สุด แอมพลิจูดอุณหภูมิที่เล็กที่สุดมีอยู่ในบริเวณมหาสมุทร ในฐานะที่เป็นอ่างเก็บน้ำขนาดใหญ่ มหาสมุทรเก็บความร้อนได้มากขึ้น ซึ่งช่วยลดความผันผวนของอุณหภูมิประจำปีอันเนื่องมาจากความร้อนจำเพาะที่สูงของน้ำ ดังนั้น บนโลก น้ำจึงมีบทบาทสำคัญในฐานะตัวสะสมความร้อน

โครงสร้างของสมดุลความร้อนนั้นขึ้นอยู่กับละติจูดทางภูมิศาสตร์และประเภทของภูมิประเทศซึ่งในทางกลับกันก็ขึ้นอยู่กับมันด้วย มันเปลี่ยนแปลงอย่างมีนัยสำคัญไม่เพียงแต่เมื่อเคลื่อนจากเส้นศูนย์สูตรไปยังขั้วเท่านั้น แต่ยังเมื่อเคลื่อนจากพื้นดินสู่ทะเลด้วย แผ่นดินและมหาสมุทรแตกต่างกันทั้งในปริมาณรังสีดูดกลืนและในลักษณะของการกระจายความร้อน ในมหาสมุทรในฤดูร้อน ความร้อนแผ่ขยายไปถึงระดับความลึกหลายร้อยเมตร ในช่วงฤดูร้อน มหาสมุทรสะสมจาก 1.3·109 ถึง 2.5·109 J/m2 บนบก ความร้อนแผ่ไปถึงระดับความลึกเพียงไม่กี่เมตร และในฤดูร้อนจะมีการสะสมประมาณ 0.1·10 9 J/m2 ซึ่งน้อยกว่าในมหาสมุทร 10–25 เท่า เนื่องจากความร้อนสูง มหาสมุทรจึงเย็นลงในฤดูหนาวน้อยกว่าพื้นดิน การคำนวณแสดงให้เห็นว่าปริมาณความร้อนครั้งเดียวในมหาสมุทรนั้นมากกว่าปริมาณความร้อนที่ส่งไปยังพื้นผิวโลกโดยรวมถึง 21 เท่า แม้ในชั้น 4 เมตร น้ำทะเลความร้อนมากกว่าในบรรยากาศทั้งหมด 4 เท่า

พลังงานที่มหาสมุทรดูดซับมากถึง 80% ใช้ในการระเหยน้ำ นี่คือ 12·10 23 J/m2 ต่อปี ซึ่งมากกว่าบทความที่คล้ายกันของสมดุลความร้อนบนพื้นดิน 7 เท่า 20% ของพลังงานถูกใช้ไปกับการแลกเปลี่ยนความร้อนที่ปั่นป่วนกับบรรยากาศ (ซึ่งมากกว่าบนบกด้วย) การแลกเปลี่ยนความร้อนในแนวตั้งของมหาสมุทรกับบรรยากาศยังช่วยกระตุ้นการถ่ายเทความร้อนในแนวนอน เนื่องจากการที่บางส่วนจบลงบนพื้นดิน ชั้นน้ำ 50 เมตรมีส่วนในการแลกเปลี่ยนความร้อนระหว่างมหาสมุทรกับชั้นบรรยากาศ

สมดุลความร้อนnsโลก อัตราส่วนของรายได้และการใช้พลังงาน (ความส่องสว่างและความร้อน) บนพื้นผิวโลก ในชั้นบรรยากาศ และในระบบชั้นบรรยากาศโลก แหล่งพลังงานหลักสำหรับกระบวนการทางกายภาพ เคมี และชีวภาพส่วนใหญ่ในชั้นบรรยากาศ ไฮโดรสเฟียร์ และในชั้นบนของเปลือกโลกคือ รังสีดวงอาทิตย์, ดังนั้นการกระจายและอัตราส่วนของส่วนประกอบของ ต. ข. อธิบายลักษณะการเปลี่ยนแปลงของมันในเปลือกเหล่านี้

ที บี เป็นสูตรส่วนตัวของกฎการอนุรักษ์พลังงานและรวบรวมไว้สำหรับส่วนหนึ่งของพื้นผิวโลก (T. b. ของพื้นผิวโลก) สำหรับเสาแนวตั้งที่ผ่านชั้นบรรยากาศ (T. b. บรรยากาศ); สำหรับคอลัมน์เดียวกันที่ผ่านชั้นบรรยากาศและชั้นบนของธรณีภาคหรือไฮโดรสเฟียร์ (T. b. ระบบ Earth-atmosphere)

สมการ ต. ข. พื้นผิวโลก: R+พี+F0+เล= 0 คือผลรวมเชิงพีชคณิตของพลังงานที่ไหลระหว่างองค์ประกอบของพื้นผิวโลกกับพื้นที่โดยรอบ ลำธารเหล่านี้รวมถึง ความสมดุลของรังสี (หรือรังสีตกค้าง) R- ความแตกต่างระหว่างรังสีอาทิตย์คลื่นสั้นที่ถูกดูดกลืนกับรังสีที่มีประสิทธิภาพของคลื่นยาวจากพื้นผิวโลก ค่าบวกหรือค่าลบ ความสมดุลของรังสีชดเชยด้วยกระแสความร้อนหลายกระแส เนื่องจากอุณหภูมิพื้นผิวโลกมักจะไม่เท่ากับอุณหภูมิของอากาศ ระหว่าง พื้นผิวด้านล่าง และบรรยากาศก็ทำให้เกิดกระแสความร้อน ร.การไหลของความร้อนที่คล้ายกัน F 0 สังเกตได้ระหว่างพื้นผิวโลกและชั้นลึกของธรณีภาคหรือไฮโดรสเฟียร์ ในกรณีนี้ ฟลักซ์ความร้อนในดินถูกกำหนดโดยโมเลกุล การนำความร้อน, ในขณะที่การแลกเปลี่ยนความร้อนในแหล่งน้ำมีลักษณะปั่นป่วนในระดับมากหรือน้อย การไหลของความร้อน F 0 ระหว่างพื้นผิวของอ่างเก็บน้ำและชั้นที่ลึกกว่านั้นมีค่าเท่ากับการเปลี่ยนแปลงของปริมาณความร้อนของอ่างเก็บน้ำในช่วงเวลาที่กำหนดและการถ่ายเทความร้อนโดยกระแสน้ำในอ่างเก็บน้ำ คุณค่าที่สำคัญใน T. b. พื้นผิวโลกมักจะมีการสูญเสียความร้อนสำหรับการระเหย แอลอี,ซึ่งกำหนดเป็นผลคูณของมวลของน้ำระเหย อีสู่ความร้อนระเหย แอลค่า เลขึ้นอยู่กับการทำให้พื้นผิวโลกชุ่มชื้น อุณหภูมิ ความชื้นในอากาศ และความเข้มของการถ่ายเทความร้อนแบบปั่นป่วนในชั้นผิวของอากาศ ซึ่งเป็นตัวกำหนดอัตราการถ่ายเทไอน้ำจากพื้นผิวโลกสู่ชั้นบรรยากาศ

สมการ ต. ข. บรรยากาศมีลักษณะดังนี้: รา+ L r+พี+ ฟ้า=D ว.

ที บี บรรยากาศประกอบด้วยความสมดุลของการแผ่รังสี Rเอ ; อินพุตหรือเอาต์พุตความร้อน L rระหว่างการเปลี่ยนแปลงเฟสของน้ำในบรรยากาศ (r - ปริมาณน้ำฝน); การมาถึงหรือการใช้ความร้อน P เนื่องจากการแลกเปลี่ยนความร้อนแบบปั่นป่วนของบรรยากาศกับพื้นผิวโลก อินพุตหรือเอาต์พุตความร้อน F a เกิดจากการถ่ายเทความร้อนผ่านผนังแนวตั้งของเสา ซึ่งสัมพันธ์กับการเคลื่อนที่ของชั้นบรรยากาศและความปั่นป่วนระดับมหภาค นอกจากนี้ในสมการ ต. ข. บรรยากาศรวมถึงคำว่า D W เท่ากับการเปลี่ยนแปลงของปริมาณความร้อนภายในคอลัมน์

สมการ ต. ข. ระบบ โลก - บรรยากาศสอดคล้องกับผลรวมเชิงพีชคณิตของเงื่อนไขของสมการ ต. ข. พื้นผิวโลกและชั้นบรรยากาศ ส่วนประกอบของ T.b. พื้นผิวโลกและชั้นบรรยากาศของพื้นที่ต่างๆ โลกพวกมันถูกกำหนดโดยการสังเกตอุตุนิยมวิทยา (ที่สถานีแอคติโนเมตริก, ที่สถานีพิเศษบนท้องฟ้าและบนดาวเทียมอุตุนิยมวิทยาของโลก) หรือโดยการคำนวณทางภูมิอากาศ

ค่าละติจูดเฉลี่ยของส่วนประกอบของ T. b. พื้นผิวโลกสำหรับมหาสมุทร แผ่นดินและโลก และต. ข. บรรยากาศได้รับในตารางที่ 1, 2 โดยที่ค่าของสมาชิกของ T. b. ถือว่าเป็นบวกหากสอดคล้องกับการมาถึงของความร้อน เนื่องจากตารางเหล่านี้อ้างถึงเงื่อนไขประจำปีโดยเฉลี่ย จึงไม่รวมข้อกำหนดที่แสดงถึงการเปลี่ยนแปลงของปริมาณความร้อนในบรรยากาศและชั้นบนของเปลือกโลก เนื่องจากสำหรับเงื่อนไขเหล่านี้ ค่าดังกล่าวจะใกล้ศูนย์

สำหรับโลกที่เป็นดาวเคราะห์พร้อมกับชั้นบรรยากาศของโครงการ T.b. แสดงในรูป หน่วยของพื้นผิวของขอบด้านนอกของบรรยากาศได้รับฟลักซ์ของรังสีดวงอาทิตย์เท่ากับค่าเฉลี่ยประมาณ 250 แคลอรี/ซม. 2 ต่อปี ซึ่งประมาณ 167 แคลอรี/ซม. 2 ต่อปีถูกดูดซับโดยโลก (ลูกศร คิวลูกชาย ข้าว. ). พื้นผิวโลกแผ่รังสีคลื่นสั้นเท่ากับ 126 แคลอรี/ซม. 2 ต่อปี; สิบแปด แคลอรี/ซม. 2 ต่อปีของจำนวนเงินนี้จะสะท้อนให้เห็นและ 108 แคลอรี/ซม. 2 ต่อปี ถูกดูดซับโดยพื้นผิวโลก (ลูกศร คิว). บรรยากาศดูดซับ59 แคลอรี/ซม.รังสีคลื่นสั้น 2 ครั้งต่อปี ซึ่งน้อยกว่าพื้นผิวโลกมาก การแผ่รังสีคลื่นยาวที่มีประสิทธิภาพของพื้นผิวโลกคือ36 แคลอรี/ซม. 2 ต่อปี (ลูกศร ฉัน), ดังนั้นความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลกเท่ากับ 72 แคลอรี/ซม. 2 ต่อปี การแผ่รังสีคลื่นยาวของโลกเข้าสู่อวกาศโลกเท่ากับ 167 แคลอรี/ซม. 2 ต่อปี (ลูกศร คือ). ดังนั้นพื้นผิวโลกจะได้รับประมาณ72 แคลอรี/ซม.พลังงานการแผ่รังสีปีละ 2 ซึ่งใช้ไปบางส่วนในการระเหยของน้ำ (วงกลม เล) และกลับคืนสู่บรรยากาศบางส่วนผ่านการถ่ายเทความร้อนแบบปั่นป่วน (ลูกศร R).

แท็บ 1. - สมดุลความร้อนของพื้นผิวโลก แคลอรี/ซม. 2 ปี

ละติจูด องศา			ค่าเฉลี่ยโลก
	R LE R F o	R LE R	R LE R F 0
ละติจูด 70-60 เหนือ 0-10 ละติจูดใต้ โลกโดยรวม

ข้อมูลเกี่ยวกับส่วนประกอบของ T. b. ใช้ในการพัฒนาปัญหาภูมิอากาศ อุทกวิทยาที่ดิน และมหาสมุทรวิทยา พวกมันถูกใช้เพื่อยืนยันแบบจำลองเชิงตัวเลขของทฤษฎีสภาพภูมิอากาศและเพื่อทดสอบผลลัพธ์ของการใช้แบบจำลองเหล่านี้โดยสังเกต เนื้อหาเกี่ยวกับ ต.ข. มีบทบาทสำคัญในการศึกษาการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศ พวกเขายังใช้ในการคำนวณการระเหยจากพื้นผิว ลุ่มน้ำ, ทะเลสาบ, ทะเลและมหาสมุทร, ในการศึกษาระบอบพลังงานของกระแสน้ำ, เพื่อศึกษาหิมะและน้ำแข็งปกคลุม, ในสรีรวิทยาของพืชเพื่อศึกษาการคายน้ำและการสังเคราะห์ด้วยแสง, ในสรีรวิทยาของสัตว์เพื่อศึกษาระบอบความร้อนของสิ่งมีชีวิต ข้อมูลเกี่ยวกับ ที บี นอกจากนี้ยังใช้เพื่อศึกษาการแบ่งเขตทางภูมิศาสตร์ในผลงานของนักภูมิศาสตร์โซเวียต A. A. Grigoriev

แท็บ 2. - สมดุลความร้อนของบรรยากาศ แคลอรี/ซม. 2 ปี

ละติจูด องศา
ละติจูด 70-60 เหนือ 0-10 ละติจูดใต้ โลกโดยรวม

ย่อ: Atlas ของสมดุลความร้อนของโลก ed. M.I. Budyko มอสโก 2506 Budyko M.I. , Climate and life, L. , 1971; Grigoriev A. A. , รูปแบบของโครงสร้างและการพัฒนาสภาพแวดล้อมทางภูมิศาสตร์, M. , 1966.

อันดับแรก ให้เราพิจารณาสภาพความร้อนของพื้นผิวโลกและชั้นบนสุดของดินและแหล่งน้ำ นี่เป็นสิ่งจำเป็นเนื่องจากชั้นล่างของบรรยากาศได้รับความร้อนและเย็นลงโดยส่วนใหญ่โดยการแลกเปลี่ยนความร้อนแบบแผ่รังสีและไม่แผ่รังสีกับชั้นบนของดินและน้ำ ดังนั้น การเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิในชั้นล่างของชั้นบรรยากาศจึงถูกกำหนดโดยหลักการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิของพื้นผิวโลกและตามการเปลี่ยนแปลงเหล่านี้

พื้นผิวโลก กล่าวคือ พื้นผิวดินหรือน้ำ (รวมถึงพืชพรรณ หิมะ น้ำแข็งปกคลุม) จะได้รับและสูญเสียความร้อนอย่างต่อเนื่องในรูปแบบต่างๆ ผ่านพื้นผิวโลก ความร้อนจะถูกถ่ายเทขึ้นสู่ชั้นบรรยากาศและลงสู่ดินหรือน้ำ

ประการแรก การแผ่รังสีทั้งหมดและการแผ่รังสีที่เคาน์เตอร์ของบรรยากาศเข้าสู่พื้นผิวโลก พวกมันถูกดูดซับโดยพื้นผิวมากหรือน้อยนั่นคือพวกมันไปทำให้ชั้นบนของดินและน้ำร้อน ในขณะเดียวกัน พื้นผิวโลกเองก็แผ่รังสีและสูญเสียความร้อนไปในกระบวนการ

ประการที่สอง ความร้อนมาถึงพื้นผิวโลกจากเบื้องบน จากชั้นบรรยากาศ โดยการนำความร้อน ในทำนองเดียวกัน ความร้อนจะระบายออกจากพื้นผิวโลกสู่ชั้นบรรยากาศ การนำความร้อนจะออกจากพื้นผิวโลกลงไปในดินและน้ำ หรือมาจากความลึกของดินและน้ำมายังพื้นผิวโลก

ประการที่สาม พื้นผิวโลกได้รับความร้อนเมื่อไอน้ำควบแน่นจากอากาศบนมัน หรือในทางกลับกัน จะสูญเสียความร้อนเมื่อน้ำระเหยออกจากมัน ในกรณีแรก ความร้อนแฝงจะถูกปล่อยออกมา ในกรณีที่สอง ความร้อนจะผ่านเข้าสู่สถานะแฝง

ในช่วงเวลาใดก็ตาม ความร้อนปริมาณเท่ากันจะขึ้นและลงจากพื้นผิวโลกเมื่อได้รับจากด้านบนและด้านล่างในช่วงเวลานี้ หากเป็นอย่างอื่น กฎการอนุรักษ์พลังงานจะไม่เป็นจริง: จำเป็นต้องสันนิษฐานว่าพลังงานเกิดขึ้นหรือหายไปบนพื้นผิวโลก อย่างไรก็ตาม เป็นไปได้ที่ตัวอย่างเช่น ความร้อนอาจเพิ่มขึ้นมากกว่าที่มาจากเบื้องบน ในกรณีนี้ควรครอบคลุมการถ่ายเทความร้อนส่วนเกินด้วยการมาถึงของความร้อนจากความลึกของดินหรือน้ำสู่พื้นผิว

ดังนั้น ผลรวมเชิงพีชคณิตของรายได้ทั้งหมดและค่าใช้จ่ายของความร้อนบนพื้นผิวโลกควรเท่ากับศูนย์ ซึ่งแสดงโดยสมการสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลก

ในการเขียนสมการนี้ ขั้นแรก เรารวมรังสีดูดกลืนและการแผ่รังสีที่มีประสิทธิผลเข้าเป็นสมดุลของรังสี

เราจะระบุการมาถึงของความร้อนจากอากาศหรือการกลับคืนสู่อากาศโดยการนำความร้อนเช่น P รายได้หรือการบริโภคเดียวกันโดยการแลกเปลี่ยนความร้อนกับชั้นดินหรือน้ำที่ลึกกว่าจะเรียกว่า ก. การสูญเสียความร้อนระหว่างการระเหยหรือของ การมาถึงระหว่างการควบแน่นบนพื้นผิวโลกจะแสดงด้วย LE โดยที่ L คือความร้อนจำเพาะของการระเหย และ E คือมวลของน้ำที่ระเหยหรือควบแน่น

อาจกล่าวได้ว่าความหมายของสมการคือสมดุลการแผ่รังสีบนพื้นผิวโลกมีความสมดุลโดยการถ่ายเทความร้อนแบบไม่แผ่รังสี (รูปที่ 5.1)

สมการ (1) ใช้ได้ในช่วงเวลาใดเวลาหนึ่ง รวมทั้งหลายปีด้วย

ความจริงที่ว่าสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลกเป็นศูนย์ไม่ได้หมายความว่าอุณหภูมิพื้นผิวจะไม่เปลี่ยนแปลง เมื่อการถ่ายเทความร้อนลดลง ความร้อนที่มาถึงพื้นผิวจากด้านบนและปล่อยให้มันลึกลงไปจะยังคงอยู่ในระดับมากในชั้นบนสุดของดินหรือน้ำ (ในชั้นที่เรียกว่าแอคทีฟ) อุณหภูมิของชั้นนี้และดังนั้น อุณหภูมิของพื้นผิวโลกก็เพิ่มขึ้นเช่นกัน ในทางตรงกันข้าม เมื่อความร้อนถูกถ่ายเทผ่านพื้นผิวโลกจากล่างขึ้นบนสู่ชั้นบรรยากาศ ความร้อนจะหลบหนีออกจากชั้นแอคทีฟเป็นหลัก อันเป็นผลมาจากอุณหภูมิพื้นผิวลดลง

ในแต่ละวันและทุกปี อุณหภูมิเฉลี่ยของชั้นแอคทีฟและพื้นผิวโลกในทุกที่จะแตกต่างกันเล็กน้อย ซึ่งหมายความว่าในตอนกลางวัน ความร้อนเกือบจะเข้าสู่ส่วนลึกของดินหรือน้ำในตอนกลางวันมากพอๆ กับที่ปล่อยทิ้งไว้ในตอนกลางคืน แต่ถึงกระนั้น ในช่วงฤดูร้อน ความร้อนจะลดลงมากกว่าที่มาจากด้านล่างเล็กน้อย ดังนั้นชั้นของดินและน้ำและพื้นผิวของพวกมันจึงได้รับความร้อนทุกวัน ในฤดูหนาวกระบวนการย้อนกลับจะเกิดขึ้น การเปลี่ยนแปลงตามฤดูกาลในการป้อนความร้อน - การใช้ความร้อนในดินและน้ำเกือบจะสมดุลตลอดทั้งปี และอุณหภูมิเฉลี่ยประจำปีของพื้นผิวโลกและชั้นแอกทีฟจะแตกต่างกันเล็กน้อยในแต่ละปี

สมดุลความร้อนของโลก- อัตราส่วนรายได้และการใช้พลังงาน (ความส่องสว่างและความร้อน) บนพื้นผิวโลก ในชั้นบรรยากาศ และในระบบชั้นบรรยากาศโลก แหล่งพลังงานหลักสำหรับกระบวนการทางกายภาพ เคมี และชีวภาพส่วนใหญ่ในชั้นบรรยากาศ ไฮโดรสเฟียร์ และในชั้นบนของเปลือกโลกคือการแผ่รังสีดวงอาทิตย์ ดังนั้นการกระจายและอัตราส่วนของส่วนประกอบสมดุลความร้อนจึงแสดงลักษณะการเปลี่ยนแปลงของมันในเปลือกเหล่านี้

สมดุลความร้อนเป็นสูตรเฉพาะของกฎการอนุรักษ์พลังงาน และรวบรวมไว้สำหรับส่วนหนึ่งของพื้นผิวโลก (สมดุลความร้อนของพื้นผิวโลก) สำหรับเสาแนวตั้งที่ผ่านชั้นบรรยากาศ (สมดุลความร้อนของบรรยากาศ) สำหรับคอลัมน์เดียวกันที่ผ่านชั้นบรรยากาศและชั้นบนของธรณีภาคหรือไฮโดรสเฟียร์ (สมดุลความร้อนของระบบชั้นบรรยากาศโลก)

สมการสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลก:

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

หมายถึงผลรวมเชิงพีชคณิตของพลังงานที่ไหลระหว่างองค์ประกอบของพื้นผิวโลกกับพื้นที่โดยรอบ ในสูตรนี้:

R - ความสมดุลของรังสี ความแตกต่างระหว่างรังสีดวงอาทิตย์คลื่นสั้นที่ถูกดูดกลืนและการแผ่รังสีคลื่นยาวที่มีประสิทธิภาพจากพื้นผิวโลก

P คือฟลักซ์ความร้อนที่เกิดขึ้นระหว่างพื้นผิวด้านล่างกับบรรยากาศ

F0 - สังเกตการไหลของความร้อนระหว่างพื้นผิวโลกและชั้นลึกของเปลือกโลกหรือไฮโดรสเฟียร์

LE - ปริมาณการใช้ความร้อนสำหรับการระเหยซึ่งหมายถึงผลคูณของมวลของน้ำระเหย E และความร้อนของการระเหย L สมดุลความร้อน

ลำธารเหล่านี้รวมถึงสมดุลการแผ่รังสี (หรือรังสีตกค้าง) R - ความแตกต่างระหว่างรังสีดวงอาทิตย์คลื่นสั้นที่ดูดซับและการแผ่รังสีคลื่นยาวที่มีประสิทธิภาพจากพื้นผิวโลก ค่าบวกหรือค่าลบของความสมดุลของการแผ่รังสีจะถูกชดเชยด้วยฟลักซ์ความร้อนหลายแบบ เนื่องจากอุณหภูมิของพื้นผิวโลกมักจะไม่เท่ากับอุณหภูมิของอากาศ ฟลักซ์ความร้อน P จึงเกิดขึ้นระหว่างพื้นผิวด้านล่างกับชั้นบรรยากาศ ฟลักซ์ความร้อนที่คล้ายคลึงกัน F0 จะสังเกตได้ระหว่างพื้นผิวโลกกับชั้นที่ลึกกว่าของธรณีภาคหรือไฮโดรสเฟียร์ ในกรณีนี้ฟลักซ์ความร้อนในดินถูกกำหนดโดยการนำความร้อนระดับโมเลกุลในขณะที่ในแหล่งน้ำการถ่ายเทความร้อนตามกฎมีลักษณะปั่นป่วนในระดับมากหรือน้อย ฟลักซ์ความร้อน F0 ระหว่างพื้นผิวของอ่างเก็บน้ำและชั้นที่ลึกกว่านั้นมีค่าเท่ากับการเปลี่ยนแปลงของปริมาณความร้อนของอ่างเก็บน้ำในช่วงเวลาที่กำหนดและการถ่ายเทความร้อนโดยกระแสในอ่างเก็บน้ำ ในสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลก ปริมาณการใช้ความร้อนสำหรับการระเหย LE มักจะมีความสำคัญอย่างมาก ซึ่งหมายถึงผลคูณของมวลของน้ำที่ระเหย E และความร้อนของการระเหย L ค่าของ LE ขึ้นอยู่กับการทำให้ชื้นของ พื้นผิวโลก อุณหภูมิ ความชื้นในอากาศ และความเข้มของการถ่ายเทความร้อนแบบปั่นป่วนในชั้นอากาศผิวดิน ซึ่งเป็นตัวกำหนดอัตราการถ่ายเทไอน้ำจากพื้นผิวโลกสู่ชั้นบรรยากาศ

สมการสมดุลความร้อนของบรรยากาศมีรูปแบบดังนี้

Ra + Lr + P + Fa = ΔW, (16)

โดยที่ ΔW คือการเปลี่ยนแปลงของปริมาณความร้อนภายในผนังแนวตั้งของคอลัมน์บรรยากาศ

สมดุลความร้อนของบรรยากาศประกอบด้วยสมดุลการแผ่รังสี Ra; Lr ความร้อนเข้าหรือออกระหว่างการเปลี่ยนแปลงเฟสของน้ำในบรรยากาศ (r คือผลรวมของการตกตะกอน) การมาถึงหรือการใช้ความร้อน P เนื่องจากการแลกเปลี่ยนความร้อนแบบปั่นป่วนของบรรยากาศกับพื้นผิวโลก ความร้อนที่เพิ่มขึ้นหรือการสูญเสีย Fa ที่เกิดจากการแลกเปลี่ยนความร้อนผ่านผนังแนวตั้งของคอลัมน์ซึ่งเกี่ยวข้องกับการเคลื่อนที่ของบรรยากาศและความปั่นป่วนระดับมหภาค นอกจากนี้ สมการสมดุลความร้อนของบรรยากาศยังรวมถึงคำว่า ΔW ซึ่งเท่ากับการเปลี่ยนแปลงของปริมาณความร้อนภายในคอลัมน์

สมการสมดุลความร้อนสำหรับระบบชั้นบรรยากาศโลกสอดคล้องกับผลรวมเชิงพีชคณิตของเงื่อนไขของสมการสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลกและชั้นบรรยากาศ ส่วนประกอบของสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลกและชั้นบรรยากาศของโลกสำหรับภูมิภาคต่างๆ ของโลกนั้นพิจารณาจากการสังเกตการณ์ทางอุตุนิยมวิทยา (ที่สถานีแอคติโนเมตริก ที่สถานีสมดุลความร้อนพิเศษ บนดาวเทียมอุตุนิยมวิทยาของโลก) หรือโดยการคำนวณทางภูมิอากาศ

ค่าละติจูดเฉลี่ยของส่วนประกอบสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลกสำหรับมหาสมุทร พื้นดิน และโลก และสมดุลความร้อนของบรรยากาศจะแสดงในตารางโดยพิจารณาถึงค่าเงื่อนไขของสมดุลความร้อน เป็นบวกหากสอดคล้องกับการมาถึงของความร้อน เนื่องจากตารางเหล่านี้อ้างถึงเงื่อนไขประจำปีโดยเฉลี่ย จึงไม่รวมข้อกำหนดที่แสดงถึงการเปลี่ยนแปลงของปริมาณความร้อนในบรรยากาศและชั้นบนของเปลือกโลก เนื่องจากสำหรับเงื่อนไขเหล่านี้ ค่าดังกล่าวจะใกล้ศูนย์

สำหรับโลกที่เป็นดาวเคราะห์พร้อมกับชั้นบรรยากาศ แผนภาพสมดุลความร้อนจะแสดงในรูปที่ ฟลักซ์การแผ่รังสีของดวงอาทิตย์เท่ากับค่าเฉลี่ยประมาณ 250 kcal / cm 2 ต่อปีต่อหน่วยพื้นผิวของขอบด้านนอกของชั้นบรรยากาศซึ่งประมาณ 1/3 ถูกสะท้อนเข้าสู่อวกาศของโลกและ 167 kcal / cm 2 ต่อปีคือ ดูดซับโดยโลก

แลกเปลี่ยนความร้อนกระบวนการถ่ายเทความร้อนในอวกาศที่ไม่สามารถย้อนกลับได้เองตามธรรมชาติเนื่องจากสนามอุณหภูมิไม่สม่ำเสมอ ในกรณีทั่วไป การถ่ายเทความร้อนอาจเกิดจากความไม่เท่ากันของเขตข้อมูลของปริมาณทางกายภาพอื่นๆ เช่น ความแตกต่างของความเข้มข้น (ผลจากความร้อนแบบกระจาย) การถ่ายเทความร้อนมีสามประเภท: การนำความร้อน การพาความร้อน และการถ่ายเทความร้อนด้วยการแผ่รังสี (ในทางปฏิบัติ การถ่ายเทความร้อนมักจะกระทำโดยทั้ง 3 ประเภทพร้อมกัน) การถ่ายเทความร้อนกำหนดหรือมาพร้อมกับกระบวนการหลายอย่างในธรรมชาติ (เช่น วิวัฒนาการของดาวฤกษ์และดาวเคราะห์ กระบวนการอุตุนิยมวิทยาบนพื้นผิวโลก ฯลฯ) ในด้านเทคโนโลยีและชีวิตประจำวัน ในหลายกรณี เช่น เมื่อศึกษากระบวนการทำแห้ง การทำความเย็นแบบระเหย การแพร่กระจาย การถ่ายเทความร้อน จะพิจารณาร่วมกับการถ่ายเทมวล การถ่ายเทความร้อนระหว่างสารหล่อเย็นสองตัวผ่านผนังทึบที่แยกออกจากกันหรือผ่านทางส่วนต่อประสานระหว่างสารหล่อเย็นเรียกว่าการถ่ายเทความร้อน

การนำความร้อนหนึ่งในประเภทของการถ่ายเทความร้อน (พลังงานของการเคลื่อนที่ด้วยความร้อนของอนุภาคขนาดเล็ก) จากส่วนที่ร้อนมากขึ้นของร่างกายไปยังส่วนที่ร้อนน้อยกว่า นำไปสู่การปรับสมดุลของอุณหภูมิ ด้วยการนำความร้อน การถ่ายเทพลังงานในร่างกายจึงเกิดขึ้นจากการถ่ายโอนพลังงานโดยตรงจากอนุภาค (โมเลกุล อะตอม อิเล็กตรอน) ที่มีพลังงานมากกว่าไปยังอนุภาคที่มีพลังงานน้อยกว่า หากการเปลี่ยนแปลงสัมพัทธ์ของอุณหภูมิการนำความร้อนที่ระยะห่างของเส้นทางอิสระเฉลี่ยของอนุภาค l มีขนาดเล็ก แสดงว่าเป็นไปตามกฎพื้นฐานของการนำความร้อน (กฎฟูริเยร์): ความหนาแน่นของฟลักซ์ความร้อน q เป็นสัดส่วนกับการไล่ระดับอุณหภูมิ grad T , เช่น (17)

โดยที่ λ คือค่าการนำความร้อน หรือการนำความร้อนเพียงอย่างเดียว ไม่ได้ขึ้นอยู่กับเกรด T [λ ขึ้นอยู่กับสถานะรวมของสาร (ดูตาราง) โครงสร้างอะตอมและโมเลกุล อุณหภูมิและความดัน องค์ประกอบ (ในกรณีของ ส่วนผสมหรือสารละลาย)

เครื่องหมายลบทางด้านขวาของสมการบ่งชี้ว่าทิศทางของการไหลของความร้อนและการไล่ระดับอุณหภูมิอยู่ตรงข้ามกัน

อัตราส่วนของค่า Q ต่อพื้นที่หน้าตัด F เรียกว่า ฟลักซ์ความร้อนจำเพาะ หรือโหลดความร้อน และเขียนแทนด้วยตัวอักษร q

(18)

ค่าสัมประสิทธิ์การนำความร้อน λ สำหรับก๊าซ ของเหลว และของแข็งบางชนิดที่ความดันบรรยากาศ 760 มม. ปรอท ถูกเลือกจากตาราง

การถ่ายเทความร้อน.การถ่ายเทความร้อนระหว่างสารหล่อเย็นสองตัวผ่านผนังทึบที่แยกออกจากกันหรือผ่านทางส่วนต่อประสานระหว่างกัน การถ่ายเทความร้อนรวมถึงการถ่ายเทความร้อนจากของเหลวที่ร้อนกว่าไปยังผนัง การนำความร้อนในผนัง การถ่ายเทความร้อนจากผนังไปยังตัวกลางที่เคลื่อนที่ที่เย็นกว่า ความเข้มของการถ่ายเทความร้อนระหว่างการถ่ายเทความร้อนมีลักษณะเป็นสัมประสิทธิ์การถ่ายเทความร้อน k ซึ่งเท่ากับจำนวนความร้อนที่ถ่ายเทผ่านหน่วยของพื้นผิวผนังต่อหน่วยเวลาที่ความแตกต่างของอุณหภูมิระหว่างของเหลว 1 K; ขนาด k - W/(m2․K) [kcal/m2․°С)]. ค่า R ซึ่งเป็นส่วนกลับของสัมประสิทธิ์การถ่ายเทความร้อนเรียกว่าการถ่ายเทความร้อนความต้านทานความร้อนทั้งหมด ตัวอย่างเช่น R ของผนังชั้นเดียว

,

โดยที่ α1 และ α2 เป็นค่าสัมประสิทธิ์การถ่ายเทความร้อนจากของเหลวร้อนไปยังพื้นผิวผนังและจากพื้นผิวผนังไปยังของเหลวเย็น δ - ความหนาของผนัง λ คือสัมประสิทธิ์การนำความร้อน ในกรณีส่วนใหญ่ในทางปฏิบัติ ค่าสัมประสิทธิ์การถ่ายเทความร้อนจะถูกกำหนดโดยสังเกตุ ในกรณีนี้ ผลลัพธ์ที่ได้จะถูกประมวลผลโดยวิธีทฤษฎีความคล้ายคลึงกัน

การถ่ายเทความร้อนแบบแผ่รังสี -การถ่ายเทความร้อนจากการแผ่รังสีเกิดขึ้นจากกระบวนการเปลี่ยนพลังงานภายในของสสารเป็นพลังงานรังสี การถ่ายโอนพลังงานรังสีและการดูดกลืนโดยสสาร กระบวนการถ่ายเทความร้อนแบบแผ่รังสีถูกกำหนดโดย การจัดการร่วมกันในช่องว่างของร่างกายที่แลกเปลี่ยนความร้อนคุณสมบัติของตัวกลางที่แยกร่างเหล่านี้ ความแตกต่างที่สำคัญระหว่างการถ่ายเทความร้อนแบบแผ่รังสีกับการถ่ายเทความร้อนประเภทอื่น (การนำความร้อน การพาความร้อนแบบพาความร้อน) ก็คืออาจเกิดขึ้นได้ในกรณีที่ไม่มีตัวกลางวัสดุแยกพื้นผิวการถ่ายเทความร้อน เนื่องจากเป็นผลจาก การแพร่กระจายของรังสีแม่เหล็กไฟฟ้า

พลังงานการแผ่รังสีที่ตกกระทบในกระบวนการถ่ายเทความร้อนจากการแผ่รังสีไปยังพื้นผิวของวัตถุทึบแสงและมีลักษณะเฉพาะโดยค่าของฟลักซ์การแผ่รังสีที่ตกกระทบ Qfall ถูกดูดซับบางส่วนโดยร่างกายและสะท้อนบางส่วนจากพื้นผิวของมัน (ดูรูปที่)

ฟลักซ์ของรังสีที่ถูกดูดกลืน Qabs ถูกกำหนดโดยความสัมพันธ์:

Qabs \u003d A Qpad, (20)

โดยที่ A คือความสามารถในการดูดซับของร่างกาย เนื่องจากว่าสำหรับร่างกายที่ทึบแสง

Qfall \u003d Qab + Qotr, (21)

โดยที่ Qotr คือฟลักซ์ของรังสีที่สะท้อนจากพื้นผิวของร่างกาย ค่าสุดท้ายนี้เท่ากับ:

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

โดยที่ 1 - A \u003d R คือการสะท้อนแสงของร่างกาย หากค่าการดูดกลืนของร่างกายเท่ากับ 1 และค่าการสะท้อนกลับของมันคือ 0 นั่นคือ ร่างกายดูดซับพลังงานทั้งหมดที่ตกกระทบบนตัวมันแล้วจึงเรียกว่าร่างสีดำสนิท ร่างกายใด ๆ ที่มีอุณหภูมิแตกต่างจาก ศูนย์สัมบูรณ์, ปล่อยพลังงานอันเนื่องมาจากความร้อนของร่างกาย รังสีนี้เรียกว่ารังสีของร่างกายและมีลักษณะเฉพาะโดยการไหลของรังสี Qe ของตัวเอง การแผ่รังสีในตัวเองที่เกี่ยวข้องกับหน่วยของพื้นผิวของร่างกายเรียกว่าความหนาแน่นของฟลักซ์ของการแผ่รังสีของตัวเองหรือการแผ่รังสีของร่างกาย ส่วนหลังตามกฎการแผ่รังสีของสเตฟาน-โบลซ์มันน์ เป็นสัดส่วนกับอุณหภูมิของร่างกายต่อกำลังที่สี่ อัตราส่วนของการแผ่รังสีของร่างกายต่อการแผ่รังสีของวัตถุสีดำสนิทที่อุณหภูมิเดียวกันเรียกว่าระดับของความมืด สำหรับร่างกายทั้งหมด ระดับของความมืดจะน้อยกว่า 1 หากสำหรับร่างกายบางส่วนไม่ได้ขึ้นอยู่กับความยาวคลื่นของรังสี ร่างกายดังกล่าวจะเรียกว่าสีเทา ธรรมชาติของการกระจายพลังงานรังสีของวัตถุสีเทาตลอดความยาวคลื่นนั้นเหมือนกับของวัตถุสีดำสนิท กล่าวคือ อธิบายโดยกฎการแผ่รังสีของพลังค์ ระดับความดำของตัวสีเทาเท่ากับความสามารถในการดูดซับ

พื้นผิวของร่างกายใด ๆ ที่เข้าสู่ระบบปล่อยฟลักซ์ของรังสีสะท้อน Qotr และรังสี Qcob ของตัวเอง ปริมาณพลังงานทั้งหมดที่ออกจากพื้นผิวร่างกายเรียกว่าฟลักซ์การแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพ Qeff และถูกกำหนดโดยความสัมพันธ์:

Qeff \u003d Qotr + Qcob (23)

ส่วนหนึ่งของพลังงานที่ร่างกายดูดซึมกลับเข้าสู่ระบบในรูปแบบของการแผ่รังสีของตัวเอง ดังนั้นผลลัพธ์ของการถ่ายเทความร้อนจากการแผ่รังสีจึงสามารถแสดงเป็นความแตกต่างระหว่างฟลักซ์ของมันเองกับรังสีที่ดูดกลืนได้ ค่า

Qpez \u003d Qcob - Qabs (24)

เรียกว่าฟลักซ์การแผ่รังสีที่เกิดขึ้น และแสดงว่าร่างกายได้รับหรือสูญเสียพลังงานเท่าใดต่อหน่วยเวลาอันเป็นผลมาจากการถ่ายเทความร้อนจากการแผ่รังสี ฟลักซ์การแผ่รังสีที่เกิดขึ้นยังสามารถแสดงเป็น

Qpez \u003d Qeff - Qpad, (25)

นั่นคือความแตกต่างระหว่างการบริโภคทั้งหมดกับการมาถึงของพลังงานที่เปล่งประกายทั้งหมดบนพื้นผิวของร่างกาย ดังนั้น โดยที่

Qpad = (Qcob - Qpez) / เอ, (26)

เราได้รับนิพจน์ที่ใช้กันอย่างแพร่หลายในการคำนวณการถ่ายเทความร้อนด้วยการแผ่รังสี:

หน้าที่ของการคำนวณการถ่ายเทความร้อนจากการแผ่รังสีนั้น ตามกฎแล้ว เพื่อค้นหาฟลักซ์การแผ่รังสีที่เกิดขึ้นบนพื้นผิวทั้งหมดรวมอยู่ในระบบที่กำหนด หากทราบอุณหภูมิและลักษณะทางแสงของพื้นผิวเหล่านี้ทั้งหมด เพื่อแก้ปัญหานี้ นอกเหนือจากความสัมพันธ์สุดท้ายแล้ว ยังจำเป็นต้องค้นหาความสัมพันธ์ระหว่างฟลักซ์ Qinc บนพื้นผิวที่กำหนดและฟลักซ์ Qeff บนพื้นผิวทั้งหมดที่รวมอยู่ในระบบแลกเปลี่ยนความร้อนแบบแผ่รังสี เพื่อหาความเชื่อมโยงนี้ แนวคิดของค่าสัมประสิทธิ์เชิงมุมเฉลี่ยของการแผ่รังสีถูกนำมาใช้ ซึ่งแสดงสัดส่วนของการแผ่รังสีในซีกโลก (ซึ่งก็คือการแผ่รังสีในทุกทิศทางภายในซีกโลก) ของพื้นผิวบางประเภทที่รวมอยู่ในระบบแลกเปลี่ยนความร้อนแบบแผ่รังสี พื้นผิวนี้ ดังนั้น ฟลักซ์ Qfall บนพื้นผิวใดๆ ที่รวมอยู่ในระบบแลกเปลี่ยนความร้อนจากการแผ่รังสีจึงถูกกำหนดเป็นผลรวมของผลิตภัณฑ์ Qeff ของพื้นผิวทั้งหมด (รวมถึงพื้นผิวที่กำหนด หากเว้า) และสัมประสิทธิ์เชิงมุมที่สอดคล้องกันของรังสี

การถ่ายเทความร้อนด้วยรังสีมีบทบาทสำคัญในกระบวนการถ่ายเทความร้อนที่เกิดขึ้นที่อุณหภูมิประมาณ 1,000 °C ขึ้นไป มีการใช้กันอย่างแพร่หลายในด้านเทคโนโลยีต่างๆ: ในด้านโลหะวิทยา วิศวกรรมพลังงานความร้อน วิศวกรรมพลังงานนิวเคลียร์ เทคโนโลยีจรวด เทคโนโลยีเคมี เทคโนโลยีการอบแห้ง และเทคโนโลยีพลังงานแสงอาทิตย์