7.1.3. Тепловий режим літосфери.

Рівняння теплового балансу літосфери має вигляд:

де Q_ЛСЛ – кількість променистої енергії прямого сонячного випромінювання, падаючої на поверхню; Q_ЛАЛ – кількість променистої енергії Сонця, розсіяної в атмосфері і падаючої на поверхню; Q__НА – кількість теплової енергії, що приходить до поверхні літосфери за рахунок теплопровідності з надр; Q_ЛЛА – кількість променистої енергії, що віддається в атмосферу (перевипромінювання); Q_ЛЛК – кількість перевипромінюваної енергії, що віддається в космос; Q_випЛА – витрати енергії на випар води з поверхні літосфери; Q_КЛА – кількість енергії, передаваної в атмосферу шляхом конвекції; Q_КГЛ – кількість енергії, передаваної в гідросферу конвекцією; Q__Л
Г- то ж шляхом теплопровідності; Q_Л– кількість теплоти, поглиненою або втраченою літосферою за даний проміжок часу.

Складові балансу, пов'язані з поглинанням або випусканням променистої енергії, залежать від альбедо поверхні. Ці складові сумірні з іншими складовими теплового балансу геосфер по рівняннях (7.1) - (7.3).

7.2. Розповсюдження теплових викидів в навколишньому

середовищі

7.2.1. Розповсюдження теплових викидів в атмосфері.

У основу розрахунку розповсюдження теплових викидів в атмосфері покладена модель будови “теплової хмари”, в якій швидкість вітру не змінюється по висоті [11]. Приймається, що за відсутності підіймальної сили, за рахунок турбулентних пульсацій у вертикальній і горизонтальній плоскості, поперечний перетин «хмари» набуває форми еліпса. Велика частка теплової енергії хмари розсіюється в нижніх шарах тропосфери (рис.7.3), а при великих швидкостях вітру підйом теплової «хмари» h_T за рахунок різниці температур є незначним.

В умовах адіабатичного розширення (без врахування конденсації водяної пари) зміна температури «теплової хмари» може приблизно оцінюватися в 1°с на 100 м. Фактичні значення можуть бути істотно нижче залежно від температури повітря і атмосферного тиску (таблиця 7.2), що пояснюється впливом вологості, оскільки теплота конденсації знижує роботу розширення.

Таблиця 7.2. Охолоджування насиченого повітря при підйомі на кожні 100 м залежно від середньої температури навколишнього повітря [10].

Висота, м	Температура, С
Висота, м	30	20	10	0	-10	-20	-30
0	0,37	0,44	0,54	0,66	0.78	0,88	0,94
2500	0,34	0,40	0,50	0,62	0,74	0,85	0,93
5000	0,30	0,36	0,44	0,55	0,69	0,82	0,91
8000	0,27	0,31	0,38	0,47	0,6	0,75	0,87

При використанні замкнутих систем технічного водопостачання з баштовими градирнями теплота, що відводиться від технічного об'єкту, передається безпосередньо атмосферному повітрю і надає локальний вплив на мікроклімат. При мокрих або зрошуваних градирнях в атмосферу поступає вологе повітря, створюючи область туману, подібно до викидів димової хмари. На рис. 7.4 показана зміна стану повітря (концентрації вологи) від моменту виходу з гирла башти (т.а) до повного змішення з навколишнім повітрям в разі його розповсюдження строго по горизонталі (т.в). У реальних умовах унаслідок теплового і гідродинамічного підйому нагрітого повітря процес змішення відбувається по лінії АС. Із-за нижчої температури навколишнього середовища лінія змішення перетинає лінію насичення, що викликає виникнення туману.

У таблиці 7.3. приведені основні характеристики розповсюдження викидів теплоти при використанні звичайних охолоджувальних градирень. Розрахункові режими задані на основі можливих метеоумов (для реальних установок необхідно враховувати до 200 режимів). Результати розрахунку для режиму №3 приведені на рис.7.5. За помірних кліматичних умов область туманів від одного блоку АЕС потужністю 900 Мвт тягнеться до висоти 1000 м і по горизонту - до 1500 м.

Таблиця 7.3. Характеристики розповсюдження теплових викидів від баштових градирне [10]

Режим	1	2	3	4	5	6	7	8	9	10
Температура повітря, С	-4	2	1	9	12	21	6	0	4	2
Вологість,%	84	73	99	70	71		70	92	99	93
Довжина хмари, м	980	1520	1460	520	320	140	680	3680	1980	3980
Площадь хмари, тис.м²	372	530	290	52	45	7	34	1770	790	1910
Висота хмари,м	980	750	420	200	400	100	150	750	700	560

 h_Th_T

0,9 2

0,7

0,5 0,5

0,2 0,4 0,6 Т_Г/Т_Г 0,5 1 2 u, м/с

а б

Рисунок 7.3. Висота підйому «теплової хмари» в ізотропному потоці за рахунок різниці температур Т_Г залежно від відношення різниці температур до температури викиду (а) і від швидкості вітру (б)

q, г/кг h_,м

1080