Добавил:
Опубликованный материал нарушает ваши авторские права? Сообщите нам.
Вуз: Предмет: Файл:

книги из ГПНТБ / Кузьмин, А. Д. Физика планеты Венера

.pdf
Скачиваний:
30
Добавлен:
23.10.2023
Размер:
20.54 Mб
Скачать

290 Гл. V. ОПТИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА И ТЕПЛОВОЙ РЕЖИМ

планеты е5 = е+

= 1 (при

hi

= 0),

система

(V.62) —

(V.63) становится разрешимой. При

условии,

что е~ =

= е+ = 1, (V.63)

обращается

в

нуль,

a (V.G2)

сводится

к выражениям:

 

 

 

 

 

ащ (k, D 5й, (h\ h, у ав,(h%

0

(V.64)

 

(h, tr) = \&dh', ь л г)с1В{(к').

f

В этом случае суммарный поток тепловой радиации опре­ деляется из (V.61) в виде:

кh

S (h) = - s 2

SUr $ Й, (h\ h, lr) dB, (TO- (V.65)

г r=1

0

Для расчета высотного распределения лучистых пото­ ков тепла разобьем рассматриваемую область атмосферы Z на слои толщиной Ah высотными координатами hj (/ = = 0, 1, 2, . . ., N).

Примем также во внимание, что поскольку функ­ ции пропускания в i-м частотном интервале вычислялись

в приближении слабой

линии,

которое дает экспоненци­

альную

зависимость

 

 

 

 

й i{hj) hj+1, £) =

exp

 

 

то для

произвольных

h j ^ x < . h j

< h j +1 выполняется соот­

ношение:

 

 

 

 

Q, (Лм , hM ) = й t(hh l, Л,)Й, (hh hM ).

(V.66)

Тогда для каждого /-го уровня можно выписать уравнения типа (V.62) и проводить интегрирование с граничными условиями (V.63) последовательно от уровня к уровню, используя уже найденное значение Aна предыдущем уровне.

§ V.4. ЛУЧИСТЫЙ

ТЕПЛООБМЕН

В

АТМОСФЕРЕ

291

Покажем это, например,

для AF+:

 

 

 

 

hi

 

 

 

AF+ (hj) - AF+ (ho) flt (ho, hj) -

^ А (A', Ay)dB (h') =

 

 

 

h0

 

 

 

= AF+ (^o)

(^0,

Qi (Й.У-Х, Ay) —

 

h

 

 

h j

 

 

4 -1

 

 

 

 

^ Qi (h', hj_x) Q, (Ay_x, Ay)dB (h')

^

(A', hj) dB (h') =

 

 

 

rtJ- 1

 

 

f,

 

(ha, Ay_i) —

 

— |AF+ (h0)

 

nj-L

1

 

hj"

 

- 5

Qi(/lH , ^ ) -

5

®dh\hj)dB(h').

UJ-1

Но выражение в скобках — это AF+ (hj-.i). Поэтому окон­ чательно будем иметь следующую систему:

 

 

 

 

2 « А д ^ ° -

м

 

 

AA+(^oAr) = ( l - 8 s) ^ =1

к

,

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

2 “А

 

 

 

 

 

 

г~1

 

aFt (hj, А = AFi (Ау_ь tr) Qj (Ay_1; hj, у -

 

 

hj

 

 

 

 

 

-

5

Q, (А', Ay, A dtfj (A')

(j - 1 , 2 , . .

,, iV),

 

A i

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

2

“А Д"? Av- A

 

AFr (A*, A - (1 -

ee) ^

-----5----------------,

 

 

 

 

 

2 “A

 

 

 

 

 

 

r=l

 

AFi (Ay, A — AFi (hj+i,

sr) Hj (Ay+1, Ay, A

 

-

hi

^»(A', hj, %r)dBj (h')(j—N —1, iV—2,..., 0).

$

 

'v+l

 

 

 

 

 

> (V.67)

(V.68)

10*

292 Гл. V. ОПТИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА И ТЕПЛОВОЙ РЕЖИМ

При вычислении функций пропускания для каждого /-го уровня hj атмосферы в пределах рассматриваемой

высотной области h0 hi = Z необходимо учесть зави­ симость коэффициентов поглощения от температуры и дав­ ления:

Xj = к [р (Aj);

Т Щ ]

 

 

н20

 

= и,

(Ру

т}). СОг

 

'СО,

 

+ хн,о (Ру 'Pj) "

Здесь коэффициент хн2о определяется выражением (V.44),

а для коэффициента Хсо2

дополнительно

принимаются

во внимание

соотношения

(V.45) — (V.47),

учитывающие

индуцированное поглощение’"на X ~

7,5 мкм и поглоще­

ние за кантами полос 4,3 и 2,7 мкм,

так что

vco; (Pi;T j) = ^ ( T j) ^ - P i +

74,b(295)

295 \ 5Р] +

 

 

(рУ т-,

т )

 

 

295

™ р \

(V.69)

+ 273 х (295) ■

.(1; 295)

Tj

Ч

Если допустить, что внутри

каждого

слоя

температура

и натуральный логарифм коэффициента поглощения ат­ мосферного газа меняются линейно с высотой, то входя­ щие в (V.67) и (V.68) функции пропускания выразятся в конечном виде:

Q (hj. 1, hj, %.) =

exp

$

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

= exp

ху ~ хы

= exp (— t),

 

 

la- x;

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

3-1

 

 

 

где t

— оптическая

толщина слоя t, (l) между

уровнями

hj-i и Щ по направлению I,

косинус зенитного угла

кото­

рого

равен | г.

Тогда для

h’, меняющихся в

пределах

О ^

h. — h'

будем иметь

 

 

 

h —h ^

 

 

 

 

пз

а3-1

 

 

 

 

 

 

Q (h', hj,

l r) = exp

 

 

= exp (— та),

(V.70)

§ V.4. ЛУЧИСТЫЙ ТЕПЛООБМЕН В АТМОСФЕРЕ

293

где

1 — "7-1

а = а (Г)

1 — 7-1

Т' T(h'); 0 < <

В случае, если условия в слое однородные и, следователь­ но, Xj_1 = х,- = х, выражения для т и а переходят в пре­ дельные:

т == х

(V.71)

а =

Входящие в (V.67) и (V.68) интегралы примут тогда вид:

е х р [ - т iai(T ')] - ^(T ')d T '.

(V.72)

Расчетные профили тепловых потоков. С целью полу­ чения профилей лучистых потоков в зависимости от вы­ соты согласно (V.61) необходимо проинтегрировать систему уравнений (V.67) — (У.68) с учетом (V.69) — (V.72). Результаты, приведенные в работах [104, 169, 566а], получены путем интегрирования методом Симпсона с авто­ матическим выбором шага по заданной относительной точности (1%) на машине БЭСМ-6. Было показано, что дальнейшее повышение точности незначительно уточ­ няет распределение суммарных потоков. Рассмотрим эти результаты.

Как и ожидалось, в интервале волновых чисел от 100 до 8300 см-1 сосредоточена основная доля лучистого теплопереноса. Односторонний поток энергии излучения абсолют­ но черной поверхности при температуре Ts = 750 °К имеет величину около 1,8-104 вт/м2 (что примерно соответствует значению потока энергии вещества

U = у пкТ v при v см/сек), причем на долю этой

294 Гл. V. ОПТИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА И ТЕПЛОВОЙ РЕЖИМ

спектральной области приходится более 99,9% от пол­ ного потока. В области от 100 до 6000 сж_1 поверхностью излучается 99,6% энергии. Поэтому в основном расчеты потоков теплового излучения проведены для спектральной области до 6000 см~1 с шагом 25 см~г (исходные коэффи­ циенты поглощения для С02, рассчитанные для интерва­ лов 10 см-1, усреднялись). В области от 6000 до 8300 сж-1 для различных составов атмосферы величины лучистых потоков составляют не более 2% от тех, что переносятся в области до 6000 см~1. Поскольку не было данных по ко­ эффициентам поглощения за кантами полос 1,4 мкм и 1,2 мкм, можно предполагать, что доля теплового излу­ чения, переносимого в коротковолновой области 6000— 8300 см~1, будет еще меньше.

Распределение по высоте интегральных по спектру односторонних потоков для различных составов атмосфе­ ры показано на рис. 101. Как видим, эти зависимости близки к распределению одностороннего потока равно­ весного излучения, отражающего температурный ход в атмосфере, и мало различаются для различных значе­ ний влажности. Это свидетельствует о высокой оптической плотности атмосферы. Суммарный поток излучения, яв­ ляющийся разностью больших по величине односторон­ них потоков, относительно изотропен и слагается из по­ токов, переносимых в отдельных «окнах» прозрачности. Характеристики поглощения в них определяются зави­ симостью >tco2(v), показанной на рис. 98, и зависят также от содержания паров Н20.

Для чисто углекислой атмосферы перенос излучения в диапазонах волновых чисел 550—800 с.м~] ; 1900—2400 сж-1; 3500—4000 сж-1; 4700—5500 сж-1 во всей рассматриваемой области высот пренебрежимо мал. Результаты расчетов высотного распределения лучистых потоков тепла в ос­ тальных интервалах Av, где атмосфера обладает заметной прозрачностью, показаны на рис. 102. Как видим, вклад этих «окон» существенно различен и зависит от высоты. Благодаря очень большой оптической плотности атмосфе­ ры лучистая энергия от поверхности и нижележащих слоев дает малый вклад в поток тепловой радиации. Умень­ шение экранирующей способности атмосферы, приводя­ щее к росту тепловых потоков с высотой и большей анизотропии поля излучения, объясняется как уменьшением

§ "V.4. ЛУЧИСТЫЙ ТЕПЛООБМЕН В АТМОСФЕРЕ

29э

массы поглощающего газа, так и зависимостью исо2 от температуры и давления.

Рис.

102. Последовательный вклад отдельных участков спектра (Av) в суммар­

ный поток тепловой радиации в зависимости от высоты при 100% СОг, 8 = 1 .

Кривые 1— 7 соответствуют интервалам

(в с.и-1): 1— 100 -5- 550; г —800 -г- 1100

3—

1100 -1- 1400; 4— 1400 -Ь 1900;

5— 2400 -Ь 3500; 6—4000 Ч- 4700; 7— 5500

4 - 6000. Сплошные кривые— при ес = 1, прерывистые — при ес = 0,3, то­ чечная — при ес = 0,5 [566а].

Суммарный поток у поверхности планеты Ss составляет менее 40 вт/м2, причем интервалы 100—550 и 800— 1400 см~1 практически не дают вклада в эту величину,

Рис. 103. Последовательный вклад отдельных участков спектра в суммарный поток тепловой радиации в зависимости от высоты при 97% СОг+ 0,001% Н20. Обозначения интервалов Av 1—6 те же, что на рис. 102; Б •— суммарный поток,

прерывистая кривая — он же при ес = 0,5 [566а].

а вклад каждого из остальных не превышает 10—15 вт/м2. Выше 30—40 км суммарный поток достигает примерно 700 вт/м2. Определяющую роль здесь (в порядке степени вклада) играют «окна» 1400—1900 см~1ш, 2400—3500 см

29В Гл. -V. ОПТИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА И ТЕНЛОЁОЙ РЕЖИМ

100—550 сж-1 и 1100—1400 сж"1. Первое из этих «окон»,

на которое приходится максимум планковской кривой (1470 сж-1 при Т = 750 °К) вносит при этом свыше 300 вт/м2, остальные приблизительно 200, 120 и 75 вт/м2.

Присутствие в атмосфере даже относительно неболь­ шого количества паров воды существенно изменяет спектр поглощения С02, прежде всего в наиболее важных «ок­ нах» прозрачности 1400—1900, 2400—3500 и 100—550 сж-1.

На рис. 103 приведено распределение по высоте потоков теплового излучения в тех же спектральных интервалах, что и на рис. 102, для углекислой атмосферы при содержа­

нии /н2о =0,001% . На

рис.

104

показаны

результаты

аналогичных расчетов при /н2о =

0,01%

(а)

и /н 2о =

= 0,1% (б). Как видим, уже при

объемном содержании

водяного пара 0,001%

максимум лучистого потока в ин­

тервале

1400—1900

см~х уменьшается приблизительно

до 50 вт/м2, а при /н2о =

0,01 %

составляет менее 5 вт/м2.

В интервале 2400—3500 сж-1 это

снижение

происходит

соответственно до 175 вт/м2 (/и2о =

0,001%)

и до 70 вт/м?

(/н2о =

0,01%). В длинноволновой части

инфракрасной

области спектр поглощения Н20 существенно дополняет спектр поглощения С02, и уже при /н2о = 0,001% мак­ симум потока в интервале 100—550 вт/м2 уменьшается примерно вчетверо. В интервале 800—1100 сж-1 содержа­ ние в атмосфере паров водяного пара вплоть до /н2о = = 0,1% не оказывает заметного влияния на высотное рас­ пределение и величину теплового потока. Мало изменяется также характер переноса в интервале 5500—6000 сж-1. Величина суммарного теплового потока у поверхности составляет от 20 вт/м2 (при /н2о = 0,001%) до 5 вт/м2 (при /н2о = 0,1%) и слагается из потоков энергии, пере­ носимых (в порядке степени вклада) в интервалах 2400—

3500

сж-1; 4000 — 4700 сж-1; 5500—6000 сж-1; 1400—

1900

см-’1.

Интересно, что в условиях горячей плотной атмосферы Венеры изменение температуры газа у поверхности в пре­ делах 15 -н 20% оказывает сравнительно слабое влияние на величину лучистого потока тепла *). Этот результат на первый взгляд кажется странным, поскольку опреде­ ляющая условия переноса лучистая теплопроводность

*) 11а это обстоятельство обратил внимание Ф. С. Завелевич.

§ V . 4 . ЛУЧИСТЫЙ ТЕПЛООБМЕН В АТМОСФЕРЕ

297

Рис. 104. Последовательный вклад отдельных участков спектра в суммарный поток тепловой радиации в зависимости от h при 97% С02 + 0,01% Н20 (а) и при 97% С0? + 0,1% Н20 (б) [566а]. Обозначения те же, что на рис. 103.

298 Гл. Y . ОПТИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА И ТЕПЛОВОЙ РЕЖИМ

пропорциональна кубу температуры. Действительно, ко­ эффициент лучистой теплопроводности в нижней атмос­ фере Венеры достигает очень больших значений. При со­ ответствующих расчетам лучистых потоках S = X dTldh ~ ~ 200 вт1мг и перепаде температуры на характерном раз­ мере от поверхности до границы излучающей области

Sh

Рис. 105. Изменение коэффициента теплопроводности в атмосфере Венеры для рассчитанного потока тепла S (h) (сплошная кривая). Пунктир — то же при нормировке, учитывающей температурную зависимость X (Т) в приближении лучистой теплопроводности. Величина S% (ft) — согласно рис. 103.

 

оо

 

А Т ~ 500 °К величина %луч =

(при I = ^

G' (и) du,

 

о

v

где G' (и) — росселандов весовой множитель, и = hv/kT) оказывается А,луч ~ 5 - 10s кал см-1 сек^град^1, что при­ близительно в 10® раз больше коэффициента молекуляр­ ной теплопроводности в газе при тех же условиях. Одна­ ко, как следует из расчетов, результаты которых приве­ дены на рис. 105, в глубокой атмосфере! Венеры на тепло­ вой поток в основном влияет температурный градиент,

 

§ "V.4. ЛУЧИСТЫЙ ТЕПЛООБМЕН В

АТМОСФЕРЕ

299

а

не температура. Очевидно, обратное

температурное

влияние оказывает множитель G' (и),

и

как

следствие,

в

определенном интервале температур

ЯЛуЧ

изменяется

не сильно.

Сопоставим теперь результаты расчетов величины суммарных тепловых потоков для различных модельных составов атмосферы с оценками эффективного потока теп­ ла, поступающего к планете от Солнца. Соответствующие

Рис. 106. Суммарные потоки тепловой радиации в зависимости о„ высоты.

Сплошные линии: = £с -= 1; 1—100% С02, 2—97% СОа + 0,001% Н20;

3—

97% СОа + 0,005% НаО; 4—97% С02 + 0,01%

НаО; 5—97% С02 +

0,1%

Н20 . Прерывистая линия — 8s = l , e c = 0,5; 97% С02 +

0,001% Н20 [566а].

 

профили S (К) для чисто углекислой атмосферы и’нри со­ держаниях водяного пара 0,001% ; 0,005% ; 0,01% и 0,1%

представлены на рис. 106. На верхней горизонтальной оси здесь нанесены значения эффективной температуры, опре­

деляемой согласно

(V.7)

или (IV.1).

При А — 0,77 +

4- 0,07

эффективный поток излучения

от Солнца q% =

= 154 ±

46 вт!м2,

чему

отвечает Т е = 228 + 17 °К.

Рассмотрение профилей лучистых потоков тепла при­ водит к выводу, что в^чисто углекислой атмосфере вели­ чина потока на верхней границе облаков более чем в 3,5 раза превышает предельную величину поглощаемой

солнечной энергии. При

этом

S (К)

д% начиная с

h ^

10 км. Однако условие

баланса обеспечивается уже

при

содержании /н 2о — 0,005%,

так

что эффективный

Соседние файлы в папке книги из ГПНТБ