Главная | Случайная
Обратная связь

ТОР 5 статей:

Методические подходы к анализу финансового состояния предприятия

Проблема периодизации русской литературы ХХ века. Краткая характеристика второй половины ХХ века

Ценовые и неценовые факторы

Характеристика шлифовальных кругов и ее маркировка

Служебные части речи. Предлог. Союз. Частицы

КАТЕГОРИИ:






ТЕРМОДИНАМИЧЕСКИЕ И КЛИМАТИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ ТОЛЩ МЕРЗЛЫХ ПОРОД




1. Энергетический баланс Земли

Термодинамический (энергетический) подход к изучению формирования и развития мерзлых пород приобретает все боль­шее значение. Однако изученность внутренних и внешних пара­метров, влияющих на изменение состояния мерзлых толщ, а также изменений основных термодинамических функций (вну­тренней энергии, энтальпии и энтропии) до настоящего времени остается еще слабой. В силу этого основные усилия исследова­телей, направленные на изучение термодинамических условий развития мерзлых пород, сводятся главным образом к определе­нию и изучению тепловых и водно-тепловых балансов мерзлых толщ.

Поскольку мерзлые горные породы представляют собой пла­нетарное явление, то их распространение и развитие зависят от общего теплового состояния Земли и его 'изменений, определяе­мых планетарным тепловым (энергетическим) балансом. При этом следует учитывать, что тепловой баланс пород зависит от зонального, регионального и локального распределений прихо­дящей энергии, обусловленных в свою очередь геолого-геогра­фическими условиями. Следовательно, энергетический баланс горных пород необходимо изучать в планетарном, зональном, региональном и локальном аспектах.

Тепловое состояние поверхности Земли определяется коли­чеством тепловой энергии, поступающей от внешних и внутрен­них источников к этой поверхности. По современным представ­лениям внешними энергетическими воздействиями на нашу пла­нету являются:

1) лучистая энергия (электромагнитное поле) Солнца и звезд, перехватываемая Землей (1025 Дж/год);

2) кор­пускулярное, в том числе и нейтринное, излучение Солнца и звезд (1018 Дж/год);

3) энергия метеоритов, падающих на Землю;

4) гравитационные воздействия Луны, Солнца и других небес­ах тел (1020 Дж/год). Приток энергии от внешних источников увеличивает внутреннюю энергию Земли. К внутренним источникам энергии с долей условности можно отнести энергию выделяющуюся:

1) при ядерных реакциях (1021 Дж/год);

2) при гравитационных процессах внутри Земли (1020 Дж/год);

3) прд изменениях скорости вращения Земли (1020 Дж/год);

4) при экзотермических химических реакциях (1019 Дж/год).

В итоге энергия внутренних источников излучается во внешнее простран­ство, тем самым уменьшая внутреннюю энергию Земли.

Приведенные мощности источников энергии существенно раз­личны. Причем внешние энергетические воздействия примерно в 100 тыс. раз (на пять порядков) мощнее, чем воздействия вну­тренних источников. Это позволяет сделать вывод, что основ­ным источником энергии для протекания многих процессов на поверхности Земли и для формирования температурного поля верхней части земной коры является поступление лучистой энер­гии от Солнца. При этом главной «тепловой кухней» является дневная поверхность, на которой происходят основные процессу теплообмена Земли с окружающим пространством. Температур­ный режим, формирующийся на этой поверхности, определяет динамику температурного поля верхней части литосферы, а так-же существенно влияет на температуру приземного слоя возду­ха. Выявить эту динамику можно, составив балансовые соотно шения приходящей и уходящей от этой поверхности энергии.

Таким образом, планета Земля находится в потоке солнеч­ной коротковолновой (длина волны около 0,5 мкм) радиации. Параллельный пучок солнечных лучей доставляет к границе ат­мосферы около 1,4 кДж/м2*с тепла. Поверхности Земли дости­гает лишь часть лучистого излучения Солнца. Остальная часть отражается облаками в мировое пространство, рассеивается и поглощается атмосферой. Достигающая же поверхности Земли солнечная энергия слагается из прямой Qпр и рассеянной в ат­мосфере qp радиации. Причем поверхность Земли, вследствие ее шарообразности, получает в разных своих частях различнсх количество прямой солнечной радиации на единицу площади. Кроме того, вследствие вращения Земли и ее обращения во­круг Солнца, а также наклона оси вращения Земли к плоскости эклиптики количество приходящей к единичной площадке на поверхности Земли солнечной энергии имеет четко выраженный суточный и годовой ход, а также, вследствие многолетних многовековых вариаций элементов орбиты Земли, и многовековой ход.

Часть поступающей к поверхности Земли радиации (Qпр + qp ) отражается от нее, а оставшаяся часть – поглощается. Отношение отраженной части радиации ко всей приходящей радиации представляет собой альбедо альфа (@) поверхности. Суммарное среднее альбедо Земли как планеты равняется 0,37 - 0,4С Для естественных земных поверхностей значение а изменяется в широких пределах - от 0,05 у водной поверхности до 0,95 у свежевыпавшего снега. Поглощенная земной поверхностью коротковолновая солнечная радиация, таким образом, может рьгть представлена в следующем виде: (Qпр + qp ) (1 - а). Этим, однако, не исчерпывается приходная часть энергетического ба­ланса. Большое количество тепла в виде длинноволновой радиа­ции получает поверхность от нагретой атмосферы (инфракрас­ное излучение с максимумом энергии в области лямда = 8 - 10 мкм), так как поверхность любого нагретого тела излучает энергию, количество которой пропорционально четвертой степени абсо­лютной температуры этой поверхности (I =f(T4)). Часть энер­гии, излучаемой атмосферой и поглощаемой поверхностью Зем­ля, обозначается Ia. К приходной части баланса следует отнести ! тепло, поступающее к поверхности из недр Земли, - q. Одна-r0 по величине эта составляющая резко уступает всем осталь­ным и, как правило, не учитывается.

Приходная часть баланса обеспечивает энергией подавляю­щее большинство процессов, протекающих на поверхности Земли и в подстилающих породах. В первую очередь приходная часть баланса затрачивается на поддержание температуры на поверхности Земли, существенно отличной от 0 К. Поэтому к основным расходным статьям радиационно-теплового баланса поверхности Земли относится, в первую очередь, количество длинноволновой лучистой энергии, которую Земля, как нагретое тело, теряет во внешнее пространство Iиз. Разность между Iиз и Iа в климатологии нередко именуется как длинноволновое эф­фективное излучение поверхности Земли (Iэф = Iиз - Iа). Ис­пользуя приведенные выше обозначения и называя разность между поглощаемой коротковолновой радиацией и длинновол­новым эффективным излучением Земли радиационным балан­сом подстилающей поверхности /?, можно записать:

R=(Qпр + qp) (1-a) - Iэф

К другим наиболее существенным и наиболее изученным про­цессам относятся испарение (конденсация) с поверхности (LE - произведение скрытой теплоты испарения - конденсации на количество испаряемой или конденсируемой влаги), турбу­лентный теплообмен поверхности с окружающим воздухом р и теплопотоки в грунт В. В летний период эти процессы приводят к расходу энергии с поверхности. В зимний период теплопотоки в грунте В направлены к поверхности и должны быть отнесены к приходной части баланса. Это часто относится и к турбулент­ному теплообмену р. Таким образом, структура теплового или радиационно-теплового баланса на поверхности Земли суще­ственно зависит от временного интервала, для которого этот баланс составлен.

В климатологии принято записывать уравнение радиационно-теплового баланса в таком виде, в котором группирование чле­нов производится не по принадлежности их к приходной или расходной части, а по способу теплообмена: в одну часть запи­сываются составляющие лучистого теплообмена, в другую - составляющие, связанные с конвективным и кондуктивным меха­низмом переноса тепла:

(Qпр + qp) (1-a) - Iэф=R=LE+p+B,

где левая часть, обозначаемая R, носит название радиационного баланса, а правая часть - теплового баланса.

Все члены радиационно-теплового баланса являются интег­ральными характеристиками. Они представляют собой количе­ство энергии, поступившее к поверхности или ушедшее от нее за определенный отрезок времени (за год, полугодие, месяц, де­каду и т. д.). Поэтому изменчивость отдельных членов и вся структура баланса во многом определяется этим временным интервалом. Так, например, если баланс подсчитывается за год, то величина В (при режиме, близком к периодически установив­шемуся) практически равна нулю и может быть исключена из рассмотрения, величины и р в этом случае всегда отно­сятся к расходной части баланса. Если баланс подсчитывается за полугодие, то В становится соизмеримым с другими членами баланса. Если баланс подсчитывается за месяц, то все члены радиационно-теплового баланса обнаруживают четкий годовой ход, т. е. они становятся функцией времени в годовом цикле. Это обусловлено изменением в течение года количества приходя­щей к поверхности солнечной радиации по закону, близкому к синусоидальному. В этом проявляется некоторая особая опре­деляющая роль первого члена радиационно-теплового баланса, формирующегося под влиянием в основном астрономических:

факторов. Все остальные члены приходной и расходной частей равноправны в своем взаимовлиянии и взаимообусловленности.

У каждого из составляющих баланса есть свои чисто земные, факторы (геологические, геофизические, географические), определяющие их изменчивость. Но стоит под воздействием этих факторов измениться хотя бы одной из составляющих баланс, компонент, как приходят в движение все остальные компоненты, они изменяются до тех пор, пока не наступит новое равновесие.

Механизм этой взаимосвязи основан на зависимости всех, компонент баланса (за исключением, возможно, первого члена) от температуры поверхности Земли, для которой этот баланс составлен. Поэтому температура поверхности tп является объективным показателем уровня теплообмена на поверхности, т.е. чем больше по величине приходная или расходная часть баланса, тем выше температура поверхности. Для иллюстрации при ведем такой пример. Допустим, что на поверхности Земли установилось балансовое равновесие приходной и расходной частей при определенной температуре tп. Пусть в некоторый момент времени изменились условия увлажнения на поверхности и велика чина Е увеличилась. Тем самым увеличилась расходная часть баланса при неизменности приходной. Это приведет к понижена нию температуры поверхности, что, в свою очередь, приведете к изменению большинства членов радиационно-теплового балайасз. Но наиболее существенные изменения в сторону уменьшения произойдут сIиз. Таким образом, расход уменьшится и уста­новится новое равновесие, но уже на более низком уровне теп­лообмена - при меньшей tп.

В весенний период количество поглощенной радиации возра­стает и приходная часть уравнения радиационно-теплового ба­ланса становится больше его расходной части. Вследствие этого температура поверхности повышается и изменяются все члены баланса, зависящие от температуры. В первую очередь возра­стает Iи и расходная часть стремится сравняться с приходной. Таким образом, вслед за синусоидальными (в годовом аспекте) изменениями величины поглощенной радиации происходят сину­соидальные изменения температуры поверхности Земли. Сле­дует отметить, что термодинамическое равновесие лучистого теплообмена наступает довольно быстро, однако быстрые изме­нения температуры поверхности сдерживаются большой инер­ционностью температурного поля подстилающих пород. Прояв­лением этой инерционности как раз и являются теплообороты В. Поэтому изменения температуры поверхности происходят с за-запаздыванием относительно изменений поглощенной солнечной радиации, а величина этих изменений, как и время запаздыва­ния, определяется не только амплитудой колебаний приходящей радиации, но и теплофизическими характеристиками подстилаю­щих горных пород (лямда, С, Qф).

Если рассматривать радиационно-тепловой баланс не только в планетарном и зональном аспектах, но и в региональном и локальном планах, то следует иметь в виду, что его уравнения должны представлять собой частные формулировки закона со­хранения энергии. Эти уравнения могут составляться как для тонкого поверхностного слоя, так и для различных объемов ча­стей литосферы, гидросферы или атмосферы, энергия (тепло) в которые может поступать различными способами и путями. В частности, перенос тепла может осуществляться движущейся водой, что требует наряду с тепловым балансом рассматривать также и соответствующий водный баланс. Уравнение водного баланса, например, поверхности суши при этом выражает ра­венство прихода и расхода влаги, поступающей к рассматривае­мому горизонтальному участку поверхности или в некоторый объем породы за определенный промежуток времени. Для по­верхности суши это уравнение может быть, представлено в виде:

R=e+f+b

где r—осадки; е—разность испарения и конденсации влаги на земной поверхности; f - сток воды; b - изменение содержания влаги в породе. Не менее существенным при рассмотрении теп­лового баланса части гидросферы или атмосферы является учет бокового переноса тепла течениями водных или воздушных масс. Однако, вследствие недостаточной точности измерений в боль­шинстве случаев практической деятельности приходится прибегать к схематизации теплового^аланса, пренебрегая многими его чле­нами ввиду их относительной малости и неизученности.

 




Не нашли, что искали? Воспользуйтесь поиском:

vikidalka.ru - 2015-2019 год. Все права принадлежат их авторам! Нарушение авторских прав | Нарушение персональных данных