Поток тепла от солнца

Система обеспечения теплового режима космического аппарата. Расчет характеристик систем обеспечения теплового режима космических аппаратов , страница 2

Вынужденная конвекция обеспечивается специальными техническими устройствами – вентиляторами, насосами и т.п.

Теплообмен излучением (лучистый теплообмен) осуществляется путем излучения и поглощения телами электромагнитных волн. Величина теплового потока, излучаемого телом, пропорциональна его абсолютной температуре в четвертой степени. Вследствие этого результирующий тепловой поток будет направлен от горячих тел к холодным.

В земных условиях все три вида теплообмена широко распространены. Специфические условия полета КА определяют две очень важных особенности его теплообмена.

Во-первых, полет КА осуществляется в среде с чрезвычайно малой плотностью. В связи с этим теплообмен КА с окружающим пространством возможен только посредством лучистого теплообмена или путем выброса хладагента за пределы КА.

Во-вторых, поскольку на борту КА в условиях орбитального полета имеет место невесомость, то отсутствует свободный конвективный теплообмен между внутренними элементами КА. Поэтому для обеспечения конвективного теплообмена между внутренними элементами КА необходимы специальные устройства, обеспечивающие принудительное перемещение газовой или жидкой среды (вентиляторы, насосы и т.п.).

3.1.3. ХАРАКТЕРИСТИКА ВНЕШНИХ ТЕПЛОВЫХ ПОТОКОВ, ВОЗДЕЙСТВУЮЩИХ НА КА

Основными внешними тепловыми потоками для КА являются (рис. 3.1):

— прямое солнечное излучение q_s;

— солнечное излучение, отраженное от планеты q_отр (если КА находится вблизи планеты);

— собственное тепловое излучение планеты q_соб;

— атмосферный тепловой поток q_атм (если полет осуществляется в атмосфере планеты);

— собственный тепловой поток КА q_изл_.

Дадим характеристику каждому из этих тепловых потоков.

1. Прямое солнечное излучение. Солнце излучает тепловой поток Q_сол = 3,78×10 26 Вт. Данная величина называется болометрической постоянной Солнца. Основная часть прямого солнечного излучения относится к видимому диапазону длин волн.

Для характеристики тепловых потоков, воздействующих на КА, пользуются величинами плотностей тепловых потоков. Плотность теплового потока представляет собой тепловой поток, проходящий через площадку единичной площади, расположенную перпендикулярно направлению теплового потока. Плотность прямого солнечного излучения на расстоянии r от Солнца определяется следующим образом

. (3.1)

В околоземном пространстве (r=149 млн. км) плотность солнечного излучения составляет q_s = 1400 Вт/м 2 . Естественно, что тепловой поток прямого солнечного излучения воздействует на КА на освещенном участке орбиты. На теневом участке орбиты q_s = 0.

Рис. 3.1. Внешние тепловые потоки, действующие на КА 1 — Солнце; 2 — планета; 3 — космический аппарат; 4 — орбита КА.

2. Солнечное излучение, отраженное от планеты. Падающий на планеты тепловой поток частично поглощается ими и частично отражается. Доля отраженного планетой солнечного излучения называется альбедо планеты. Ее величина определяется состоянием поверхности и составом атмосферы планеты. Для Земли альбедо составляет a=0.37, т.е. 37% падающего на Землю теплового потока отражается в окружающее пространство. При этом 27% падающего солнечного излучения отражается облачным покровом Земли, 7% отражается атмосферой и 3% поверхностью Земли.

При полетах вблизи планет отраженный тепловой поток имеет величину, соизмеримую с величиной потока прямого солнечного излучения, и должен учитываться при проведении тепловых расчетов КА.

Рис.3.2. Схема распределения отраженного от планеты солнечного теплового потока

Определим плотность отраженного от планеты солнечного теплового потока q_отр на высоте Н от поверхности планеты (рис. 3.2). Допустим, что после отражения от планеты солнечный тепловой поток распространяется в полусфере. Тогда

, (3.2)

где Q _отр — тепловой поток, отраженный от планеты;

Источник

Тепловой поток солнечного излучения. Практические величины для расчетов. Пиковая нагрузка теплового потока солнечного излучения на прозрачное остекление различной площади. Мощность солнечного излучения.

Тепловой поток солнечного излучения. Практические величины для расчетов. Пиковая нагрузка теплового потока солнечного излучения на прозрачное остекление различной площади.

На практике слишком часто недооценивается вклад солнечного излучения в тепловой балланс помещения. Проблема состоит не столько в том, что слишком велик средний вклад теплового излучения (около 350 Вт/м 2 = 84 кал/(с*м 2 ) = 0.35 кВт*часов/(час *м 2 ) для основной части территории РФ в течение светового дня), сколько в пиковой величине потока солнечного излучения.

Для начала приведем характерные величины потоков солнечного излучения для полюсов и экватора Земли:

Экватор: 420 Вт/м2 — среднее значение, а 1000 Вт/м2 пиковое значение
Полюса: 170 Вт/м2 — среднее значение, а 400 Вт/м2 пиковое значение

Как ни странно, но на большей части территории РФ кроме побережья Северного Ледовитого океана пиковое значение солнечного излучения составляет около 900 Вт/м 2 = 215 кал/(с*м 2 ) = 0.9 кВт*часов/(час *м 2 ). Или около 1 киловаттчаса (кВт*ч) в час через стандартное окно на солнечной стороне дома в солнечный день.

Чем тепловой поток в облачный день отличется от теплового потока в солнечный день? Он ниже примерно в 2 раза.

Помогают ли шторы защитить помещение от солнечного излучения? Весьма незначительно, поскольку тепло, выделяющееся на шторах, остается внутри помещения. Чем ближе шторы находятся к стеклу, тем большая часть тепла отражается на улицу. Идеально — непрозрачные белые глянцевые шторы вплотную к стеклу (см. коэффициенты поглощения солнечного излучения). А еще лучше — ставни.

Источник

Тепловой поток солнечного излучения. Типовые величины — практические величины для расчетов. Пиковая нагрузка теплового потока солнечного излучения на прозрачное остекление различной площади. Тепло от солнца.

Для начала приведем характерные величины потоков солнечного излучения для полюсов и экватора Земли:

Чем тепловой поток в облачный день отличется от теплового потока в солнечный день? Он ниже примерно в 2 раза.

Источник

Тепловой баланс земной поверхности и атмосферы

Поглощая лучистую энергию Солнца, Земля сама становится источником излучения. Однако радиация Солнца и радиация Земли существенно различны. Прямая, рассеянная и отраженная радиация Солнца имеет длину волн, заключающуюся в интервале от 0,17 до 2—4 мк, и называется коротковолновой радиацией. Нагретая поверхность земли в соответствии со своей температурой излучает радиацию в основном в интервале длин волн от 2—4 до 40 мк и называется длинноволновой. Вообще говоря, как радиация Солнца, так и радиация Земли имеют волны всех длин. Но основная часть энергии (99,9%) заключается в указанном интервале длин волн. Различие в длине волн радиации Солнца и Земли играет большую роль в тепловом режиме поверхности земли.

Таким образом, нагреваясь лучами Солнца, наша планета сама становится источником излучения. Испускаемые земной поверхностью длинноволновые, или тепловые, лучи, направленные снизу вверх, в зависимости от длины волны или беспрепятственно уходят через атмосферу, или задерживаются ею. Установлено, что излучение волн длиной 9—12 мк свободно уходит в межзвездное пространство, вследствие чего поверхность земли теряет некоторую часть своего тепла.

Для решения задачи теплового баланса земной поверхности и атмосферы следовало определить, какое количество солнечной энергии поступает в различные районы Земли и какое количество этой энергии преобразуется в другие виды.

Попытки рассчитать количество поступающей солнечной энергии на земную поверхность относятся к середине XIX века, после того как были созданы первые актинометрические приборы. Однако только в 40-х годах XX века началась широкая разработка задачи изучения теплового баланса. Этому способствовало широкое развитие актинометрической сети станций в послевоенные годы, особенно в период подготовки к Международному Геофизическому Году. Только в СССР число актинометрических станций к началу МГГ достигло 200. При этом значительно расширился объем наблюдений на этих станциях. Кроме измерения коротковолновой радиации Солнца, определялся радиационный баланс земной поверхности, т. е. разность между поглощенной коротковолновой радиацией и длинноволновым эффективным излучением подстилающей поверхности. На ряде актинометрических станций были организованы наблюдения за температурой и влажностью воздуха на высотах. Это позволило произвести вычисления затрат тепла на испарение и турбулентный теплообмен.

Помимо систематических актинометрических наблюдений, ведущихся на сети наземных актинометрических станций по однотипной программе, в последние годы проводятся экспериментальные работы по исследованию радиационных потоков в свободной атмосфере. С этой целью на ряде станций с помощью специальных радиозондов производятся систематические измерения баланса длинноволновой радиации на различных высотах в тропосфере. Эти наблюдения, а также данные о потоках радиации в свободной атмосфере, полученные с помощью свободных аэростатов, самолетов, геофизических ракет и искусственных спутников Земли, позволили изучить режим составляющих теплового баланса.

Используя материалы экспериментальных исследований и широко применяя расчетные методы, сотрудниками Главной геофизической обсерватории им. А. И. Воейкова Т. Г. Берлянд, Н. А. Ефимовой, Л. И. Зубенок, Л. А. Строкиной, К. Я. Винниковым и другими под руководством М. И. Будыко в начале 50-х годов впервые была построена серия карт составляющих теплового баланса для всего земного шара. Эта серия карт вначале была опубликована в 1955 г. В изданном Атласе содержались карты суммарного распределения солнечной радиации, радиационного баланса, затраты тепла на испарение и турбулентный теплообмен в среднем за каждый месяц и год. В последующие годы, в связи с получением новых данных, особенно за период МГГ, были уточнены данные составляющих теплового баланса и построена новая серия карт, которые были изданы в 1963 г.

Тепловой баланс земной поверхности и атмосферы, учитывая приток и отдачу тепла для системы Земля — атмосфера, отражает закон сохранения энергии. Чтобы составить уравнение теплового баланса Земля — атмосфера, следует учесть все тепло — получаемое и расходуемое,— с одной стороны, всей Землей вместе с атмосферой, а с другой — отдельно подстилающей поверхностью земли (вместе с гидросферой и литосферой) и атмосферой. Поглощая лучистую энергию Солнца, земная поверхность часть этой энергии теряет через излучение. Остальная часть расходуется на нагревание этой поверхности и нижних слоев атмосферы, а также на испарение. Нагревание подстилающей поверхности сопровождается теплоотдачей в почву, а если почва влажная, то одновременно происходит затрата тепла и на испарение почвенной влаги.

Таким образом, тепловой баланс Земли в целом складывается из четырех составляющих.

Радиационный баланс ( R ). Он определяется разностью между количеством поглощенной коротковолновой радиации Солнца и длинноволновым эффективным излучением.

Теплообмен в почве, характеризующий процесс теплопередачи между поверхностными и более глубокими слоями почвы (А). Этот теплообмен зависит от теплоемкости и теплопроводности почвы.

Турбулентный теплообмен между земной поверхностью и атмосферой (Р). Он определяется количеством тепла, которое подстилающая поверхность получает или отдает атмосфере в зависимости от соотношения между температурами подстилающей поверхности и атмосферы.

Тепло, затрачиваемое на испарение ( LE ). Оно определяется произведением скрытой теплоты парообразования ( L ) на испарение (Е).

Эти составляющие теплового баланса связаны между собою следующим соотношением:

Расчеты составляющих теплового баланса позволяют определить, как преобразуется на поверхности земли и в атмосфере приходящая солнечная энергия. В средних и высоких широтах приток солнечной радиации летом положителен, зимой отрицателен. Согласно вычислениям южнее 39° с. ш. баланс лучистой энергии положителен в течение всего года, На широте около 50° на Европейской территории СССР баланс положителен с марта по ноябрь и отрицателен в течение трех зимних месяцев. На широте 80° положительный радиационный баланс наблюдается лишь в период май — август.

В соответствии с расчетами теплового баланса Земли суммарная солнечная радиация, поглощенная поверхностью земли в целом, составляет 43% от солнечной радиации, приходящей на внешнюю границу атмосферы. Эффективное излучение с земной поверхности равно 15% этой величины, радиационный баланс — 28%, затрата тепла на испарение — 23% и турбулентная теплоотдача — 5%.

Рассмотрим теперь некоторые результаты расчета составляющих теплового баланса для системы Земля — атмосфера. Здесь приведены четыре карты: суммарной радиации за год, радиационного баланса, затраты тепла на испарение и затраты тепла на нагревание воздуха путем турбулентного теплообмена, заимствованные из Атласа теплового баланса земного шара (под ред. М. И. Будыко). Из карты, изображенной на рисунке 10, следует, что наибольшие годовые величины суммарной радиации приходятся на засушливые зоны Земли. В частности, в Сахарской и Аравийской пустынях суммарная радиация за год превышает 200 ккал/см 2 , а в высоких широтах обоих полушарий она не превышает 60—80 ккал/см 2 .

На рисунке 11 приведена карта радиационного баланса. Легко видеть, что в высоких и средних широтах радиационный баланс возрастает в сторону низких широт, что связано с увеличением суммарной и поглощенной радиации. Интересно отметить, что, в отличие от изолиний суммарной радиации, изолинии радиационного баланса при переходе с океанов на материки разрываются, что связано с различием альбедо и эффективного излучения. Последние меньше для водной поверхности, поэтому радиационный баланс океанов превышает радиационный баланс материков.

Наименьшие годовые суммы (около 60 ккал/см 2 ) характерны для районов, где преобладает облачность, как и в сухих областях, где высокие значения альбедо и эффективного излучения уменьшают радиационный баланс. Наибольшие годовые суммы радиационного баланса (80—90 ккал/см 2 ) характерны для малооблачных, но сравнительно влажных тропических лесов и саванн, где приход радиации хотя и значителен, однако альбедо и эффективное излучение больше, чем в пустынных районах Земли.

Распределение годовых величин испарения представлено на рисунке 12. Затрата тепла на испарение, равная произведению величины испарения на скрытую теплоту парообразования ( L Е), определяется в основном величиной испарения, так как скрытая теплота парообразования в естественных условиях меняется в небольших пределах и в среднем равна 600 кал на грамм испаряющейся воды.

Как следует из приведенного рисунка, испарение с суши в основном зависит от запасов тепла и влаги. Поэтому максимальные годовые суммы испарения с поверхности суши (до 1000 мм) имеют место в тропических широтах, где значительные тепловые

ресурсы сочетаются с большим увлажнением. Однако океаны являются наиболее важными источниками испарения. Максимальные величины его здесь достигают 2500—3000 мм. При этом наибольшее испарение происходит в районах со сравнительно высокими значениями температуры поверхностных вод, в частности в зонах теплых течений (Гольфстрим, Куро-Сиво и др.). Наоборот, в зонах холодных течений величины испарения небольшие. В средних широтах существует годовой ход испарения. При этом, в отличие от суши, максимальное испарение на океанах наблюдается в холодное время года, когда сочетаются большие вертикальные градиенты влажности воздуха с повышенными скоростями ветра.

Турбулентный теплообмен подстилающей поверхности с атмосферой зависит от радиационных условий и условий увлажнения. Поэтому наибольшая турбулентная передача тепла осуществляется в тех районах суши, где сочетается большой приток радиации с сухостью воздуха. Как видно из карты годовых величин турбулентного теплообмена (рис. 13), это зоны пустынь, где величина его достигает 60 ккал/см 2 . Малы величины турбулентного теплообмена в высоких широтах обоих полушарий, а также, на океанах. Максимумы годовых величин можно обнаружить в зоне теплых морских течений (более 30 ккал/см 2 год), где создаются большие разности температур между водой и воздухом. Поэтому наибольшая теплоотдача на океанах происходит в холодную часть года.

Тепловой баланс атмосферы определяется поглощением коротковолновой и корпускулярной радиации Солнца, длинноволнового излучения, лучистым и турбулентным теплообменом, адвекцией тепла, адиабатическими процессами и др. Данные о приходе и расходе солнечного тепла используются метеорологами для объяснения сложной циркуляции атмосферы и гидросферы, тепло- и влагооборота и многих других процессов и явлений, происходящих в воздушной и водной оболочках Земли.

Погосян, Х.П. Атмосфера Земли/ Х.П. Погосян [и д.р.]. – М.: Просвещение, 1970.- 318 с.

Источник