
книги из ГПНТБ / Кузьмин, А. Д. Физика планеты Венера
.pdf290 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 AF± на 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' |
1» |
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 2а — 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 |