ความร้อนของบรรยากาศ (อุณหภูมิอากาศ)

บรรยากาศได้รับความร้อนจากพื้นผิวโลกด้านล่างมากกว่าจากดวงอาทิตย์โดยตรง ความร้อนถูกถ่ายเทสู่บรรยากาศผ่านทาง การนำความร้อนระดับโมเลกุล,การพาความร้อน, ปล่อยความร้อนจำเพาะของการกลายเป็นไอที่ การควบแน่นไอน้ำในบรรยากาศ ดังนั้นอุณหภูมิในชั้นโทรโพสเฟียร์จึงมักจะลดลงตามความสูง แต่หากพื้นผิวให้ความร้อนแก่อากาศมากกว่าที่ได้รับในเวลาเดียวกัน พื้นผิวก็จะเย็นลง และอากาศที่อยู่ด้านบนก็จะเย็นลงเช่นกัน ในกรณีนี้อุณหภูมิของอากาศจะเพิ่มขึ้นตามความสูง ภาวะนี้เรียกว่า การผกผันของอุณหภูมิ - สามารถสังเกตได้ในช่วงฤดูร้อนในเวลากลางคืนในฤดูหนาว - เหนือพื้นผิวหิมะ การผกผันของอุณหภูมิเป็นเรื่องปกติในบริเวณขั้วโลก สาเหตุของการผกผัน นอกเหนือจากการทำให้พื้นผิวเย็นลงแล้ว อาจเกิดจากการแทนที่ของอากาศอุ่นโดยอากาศเย็นที่ไหลอยู่ข้างใต้ หรือการไหลของอากาศเย็นลงสู่ก้นแอ่งระหว่างภูเขา

ในชั้นโทรโพสเฟียร์ที่สงบ อุณหภูมิจะลดลงตามความสูงโดยเฉลี่ย 0.6° ต่อ 100 ม. เมื่ออากาศแห้งลอยขึ้น ตัวเลขนี้จะเพิ่มขึ้นและอาจสูงถึง 1° ต่อ 100 ม. และเมื่ออากาศชื้นเพิ่มขึ้น ก็จะลดลง สิ่งนี้อธิบายได้จากข้อเท็จจริงที่ว่าอากาศที่เพิ่มขึ้นจะขยายตัวและพลังงาน (ความร้อน) ถูกใช้ไปกับสิ่งนี้ และเมื่ออากาศชื้นเพิ่มขึ้น การควบแน่นของไอน้ำจะเกิดขึ้นพร้อมกับการปล่อยความร้อน

อุณหภูมิอากาศที่เพิ่มขึ้นลดลง - สาเหตุหลักของการก่อตัวของเมฆ - อากาศที่ลงมาซึ่งอยู่ภายใต้ความกดดันสูงจะถูกอัด และอุณหภูมิก็จะสูงขึ้น

อุณหภูมิ อากาศ เปลี่ยนแปลงเป็นระยะ ตลอดทั้งวันและตลอดทั้งปี

ใน หลักสูตรรายวัน มีสูงสุดหนึ่งรายการ (หลังเที่ยง) และต่ำสุดหนึ่งรายการ (ก่อนพระอาทิตย์ขึ้น) จากเส้นศูนย์สูตรไปจนถึงขั้ว ความผันผวนของอุณหภูมิในแต่ละวันจะลดลง แต่ในขณะเดียวกัน พวกมันก็จะใหญ่กว่าพื้นดินมากกว่ามหาสมุทรเสมอ

ใน ความก้าวหน้าประจำปีอุณหภูมิอากาศที่เส้นศูนย์สูตร - สองค่าสูงสุด (หลังวิษุวัต) และค่าต่ำสุดสองค่า (หลังอายัน) ในละติจูดเขตร้อน เขตอบอุ่น และขั้วโลก - ค่าสูงสุดหนึ่งค่าและค่าต่ำสุดหนึ่งค่า แอมพลิจูดของความผันผวนของอุณหภูมิอากาศประจำปีจะเพิ่มขึ้นตามละติจูดที่เพิ่มขึ้น ที่เส้นศูนย์สูตร อุณหภูมิจะน้อยกว่ารายวัน: 1-2°C เหนือมหาสมุทร และสูงถึง 5°C เหนือพื้นดิน ในละติจูดเขตร้อน - เหนือมหาสมุทร - 5°C, เหนือพื้นดิน - สูงถึง 15°C ในละติจูดพอสมควรตั้งแต่ 10-15°C เหนือมหาสมุทร จนถึง 60°C หรือมากกว่าบนบก ในละติจูดขั้วโลก อุณหภูมิติดลบจะครอบงำ โดยความผันผวนต่อปีอยู่ที่ 30-40°C

การแปรผันของอุณหภูมิอากาศรายวันและรายปีที่ถูกต้อง ซึ่งกำหนดโดยการเปลี่ยนแปลงความสูงของดวงอาทิตย์เหนือขอบฟ้าและความยาวของวัน มีความซับซ้อนเนื่องจากการเปลี่ยนแปลงแบบไม่เป็นระยะซึ่งเกิดจากการเคลื่อนที่ของมวลอากาศที่มีอุณหภูมิต่างกัน รูปแบบทั่วไปของการกระจายอุณหภูมิในโทรโพสเฟียร์ตอนล่าง-ทิศทางลดลงจากเส้นศูนย์สูตรถึงขั้ว

ถ้า อุณหภูมิอากาศเฉลี่ยต่อปีขึ้นอยู่กับละติจูดเท่านั้น การกระจายตัวในซีกโลกเหนือและซีกโลกใต้จะเท่ากัน ในความเป็นจริง การกระจายตัวของมันได้รับอิทธิพลอย่างมากจากความแตกต่างในลักษณะของพื้นผิวด้านล่างและการถ่ายเทความร้อน ละติจูดต่ำสูง

เนื่องจากการถ่ายเทความร้อน อุณหภูมิของอากาศที่เส้นศูนย์สูตรจึงต่ำกว่าและที่ขั้วจะสูงกว่าที่ไม่มีกระบวนการนี้ ซีกโลกใต้มีอากาศเย็นกว่าซีกโลกเหนือ โดยมีสาเหตุหลักมาจากพื้นที่ที่ปกคลุมไปด้วยน้ำแข็งและหิมะใกล้กับขั้วโลกใต้ อุณหภูมิอากาศเฉลี่ยในชั้นล่างสุด 2 เมตรของทั้งโลกคือ +14°C ซึ่งสอดคล้องกับอุณหภูมิอากาศเฉลี่ยต่อปีที่ 40°N

การขึ้นอยู่กับอุณหภูมิอากาศต่อละติจูดทางภูมิศาสตร์

การกระจายตัวของอุณหภูมิอากาศใกล้พื้นผิวโลกแสดงโดยใช้ไอโซเทอร์ม - เส้นเชื่อมสถานที่ที่มีอุณหภูมิเท่ากันไอโซเทอร์มไม่ตรงกับความคล้ายคลึงกัน พวกมันโค้งงอเคลื่อนจากทวีปสู่มหาสมุทรและในทางกลับกัน

ความกดอากาศ

อากาศมีมวลและน้ำหนัก จึงมีแรงกดดันต่อพื้นผิวที่สัมผัสกัน เรียกว่าความกดดันที่เกิดจากอากาศบนพื้นผิวโลกและวัตถุทั้งหมดที่ตั้งอยู่บนนั้น ความดันบรรยากาศ - ซึ่งมีค่าเท่ากับน้ำหนักของเสาอากาศที่วางอยู่และขึ้นอยู่กับอุณหภูมิของอากาศ ยิ่งอุณหภูมิยิ่งสูง ความดันก็จะยิ่งต่ำลง

ความดันบรรยากาศบนพื้นผิวด้านล่างเฉลี่ย 1.033 กรัมต่อ 1 ซม 2 (มากกว่า 10 ตันต่อ m 2 ). ความดันวัดเป็นมิลลิเมตรของปรอท มิลลิบาร์ (1 mb = 0.75 มม. ปรอท) และเฮกโตปาสคาล (1 hPa = 1 mb) ความดันลดลงตามระดับความสูง: ในชั้นล่างของโทรโพสเฟียร์ถึงระดับความสูง 1 กม. จะลดลง 1 มม. ปรอท ศิลปะ. ทุกๆ 10 เมตร ยิ่งสูง ความดันจะลดลงช้าลง ความดันปกติที่ระดับมหาสมุทรคือ 760 มม. RT. ศิลปะ.

การกระจายแรงกดโดยทั่วไปบนพื้นผิวโลกเป็นแบบโซน:

	เวลาของปี	เหนือแผ่นดินใหญ่	เหนือมหาสมุทร
ที่ละติจูดเส้นศูนย์สูตร
ที่ละติจูดเขตร้อน
	ต่ำ	สูง
ที่ละติจูดปานกลาง		สูง	ต่ำ
	ต่ำ
ที่ละติจูดขั้วโลก

ดังนั้นทั้งในฤดูหนาวและฤดูร้อน และทั่วทั้งทวีปและเหนือมหาสมุทร บริเวณที่มีความกดอากาศสูงและต่ำสลับกัน การกระจายแรงกดสามารถมองเห็นได้ชัดเจนบนแผนที่ไอโซบาร์ของเดือนมกราคมและกรกฎาคม ไอโซบาร์ - เส้นเชื่อมสถานที่ที่มีความกดดันเท่ากันยิ่งอยู่ใกล้กัน ความกดดันก็จะเปลี่ยนไปตามระยะทางเร็วขึ้นเท่านั้น เรียกว่าจำนวนการเปลี่ยนแปลงความดันต่อหน่วยระยะทาง (100 กม.) การไล่ระดับความดัน .

การเปลี่ยนแปลงของความดันอธิบายได้จากการเคลื่อนที่ของอากาศ มันขึ้นตรงที่มีอากาศมากกว่าและตกลงตรงที่อากาศออกไป สาเหตุหลักของการเคลื่อนที่ของอากาศคือการให้ความร้อนและความเย็นจากพื้นผิวด้านล่าง- เมื่อได้รับความร้อนจากพื้นผิว อากาศจะขยายตัวและพุ่งขึ้นด้านบน เมื่อถึงระดับความสูงที่มีความหนาแน่นมากกว่าความหนาแน่นของอากาศโดยรอบแล้วจึงแผ่ออกไปด้านข้าง ดังนั้นแรงกดดันบนพื้นผิวที่อบอุ่นจึงลดลง (ละติจูดเส้นศูนย์สูตร ละติจูดเขตร้อนบนแผ่นดินใหญ่ในฤดูร้อน) แต่ในขณะเดียวกันก็เพิ่มขึ้นในพื้นที่ใกล้เคียงแม้ว่าอุณหภูมิที่นั่นจะไม่เปลี่ยนแปลง (ละติจูดเขตร้อนในฤดูหนาว)

เหนือพื้นผิวที่เย็น อากาศจะเย็นลงและมีความหนาแน่นมากขึ้น โดยกดทับพื้นผิว ( ละติจูดขั้วโลก, ละติจูดเขตอบอุ่นของแผ่นดินใหญ่ในฤดูหนาว) ที่ด้านบน ความหนาแน่นลดลง และอากาศมาจากภายนอกมาที่นี่ ปริมาณของมันเหนือพื้นผิวเย็นจะเพิ่มขึ้น แรงกดดันต่อมันจะเพิ่มขึ้น ในขณะเดียวกันเมื่ออากาศออกไป ความดันจะลดลงโดยไม่เปลี่ยนอุณหภูมิ การทำความร้อนและความเย็นของอากาศจากพื้นผิวจะมาพร้อมกับการกระจายตัวและการเปลี่ยนแปลงแรงดัน

ที่ละติจูดเส้นศูนย์สูตรกดดันอยู่เสมอ ลดลง- สิ่งนี้อธิบายได้จากข้อเท็จจริงที่ว่าอากาศร้อนจากพื้นผิวลอยขึ้นและเคลื่อนตัวไปทางละติจูดเขตร้อน ทำให้เกิดแรงกดดันเพิ่มขึ้นที่นั่น

เหนือพื้นผิวที่เย็น ในอาร์กติกและแอนตาร์กติกาความดัน เพิ่มขึ้น- มันถูกสร้างขึ้นโดยอากาศที่มาจากละติจูดพอสมควรเพื่อแทนที่อากาศเย็นที่ควบแน่น การไหลของอากาศไปยังละติจูดขั้วโลกเป็นสาเหตุที่ทำให้ความกดดันในละติจูดเขตอบอุ่นลดลง

เป็นผลให้เกิดแนวความกดอากาศต่ำ (เส้นศูนย์สูตรและเขตอบอุ่น) และแรงดันสูง (เขตร้อนและขั้วโลก) พวกมันจะเคลื่อนไปทางซีกโลกฤดูร้อน (“ตามดวงอาทิตย์”) บ้างขึ้นอยู่กับฤดูกาล

บริเวณความกดอากาศสูงบริเวณขั้วโลกจะขยายตัวในฤดูหนาวและหดตัวในฤดูร้อน แต่ยังคงมีอยู่ตลอดทั้งปี เข็มขัด ความดันโลหิตต่ำดำรงอยู่ตลอดทั้งปีใกล้เส้นศูนย์สูตรและในละติจูดเขตอบอุ่นของซีกโลกใต้

ในฤดูหนาว ในละติจูดเขตอบอุ่นของซีกโลกเหนือ ความกดอากาศเหนือทวีปต่างๆ เพิ่มขึ้นอย่างมาก และแนวความกดอากาศต่ำ “แตกหัก” บริเวณความกดอากาศต่ำแบบปิดยังคงมีอยู่เฉพาะเหนือมหาสมุทรเท่านั้น - ไอซ์แลนด์ และ อลูเชียนตกต่ำ. ในทางตรงกันข้าม น้ำแข็งในฤดูหนาวก่อตัวขึ้นทั่วทวีป เสียงสูง :เอเชีย (ไซบีเรีย) และ อเมริกาเหนือ. ในฤดูร้อน บริเวณละติจูดเขตอบอุ่นของซีกโลกเหนือ แถบความกดอากาศต่ำจะกลับคืนมาอีกครั้ง

บริเวณความกดอากาศต่ำขนาดใหญ่ที่มีศูนย์กลางอยู่ในละติจูดเขตร้อนก่อตัวทั่วเอเชียในฤดูร้อน - เอเชียต่ำ. ในละติจูดเขตร้อน ทวีปต่างๆ จะอุ่นกว่ามหาสมุทรเล็กน้อยเสมอ และความกดอากาศเหนือทวีปจะต่ำกว่า นั่นเป็นเหตุผลว่าทำไมจึงมีเหนือมหาสมุทร ความสูงกึ่งเขตร้อน :แอตแลนติกเหนือ (อะซอเรส), แปซิฟิกเหนือ, แอตแลนติกใต้, แปซิฟิกใต้และ อินเดียใต้.

ดังนั้น เนื่องจากความร้อนและความเย็นที่แตกต่างกันของพื้นผิวทวีปและพื้นผิวน้ำ (พื้นผิวทวีปร้อนขึ้นเร็วขึ้นและเย็นลงเร็วขึ้น) การมีอยู่ของกระแสน้ำอุ่นและน้ำเย็นและเหตุผลอื่น ๆ บนโลก นอกเหนือจากสายพานแรงดันบรรยากาศ พื้นที่ปิดของ ความกดอากาศต่ำและสูงสามารถเกิดขึ้นได้บนโลก

แหล่งความร้อนหลักที่ทำให้พื้นผิวโลกและชั้นบรรยากาศอุ่นขึ้นคือดวงอาทิตย์ แหล่งอื่นๆ เช่น ดวงจันทร์ ดวงดาว พื้นที่ภายในโลกที่ร้อนจัด เป็นแหล่งความร้อนเพียงเล็กน้อยจนสามารถละเลยได้

ดวงอาทิตย์ปล่อยพลังงานมหาศาลออกสู่อวกาศในรูปของความร้อน แสงสว่าง อัลตราไวโอเลต และรังสีอื่นๆ พลังงานรังสีจากดวงอาทิตย์ทั้งหมดเรียกว่ารังสีดวงอาทิตย์ โลกได้รับพลังงานเพียงเล็กน้อย - หนึ่งในสองพันล้านส่วนซึ่งไม่เพียงเพียงพอสำหรับการดำรงชีวิตเท่านั้น แต่ยังเพื่อดำเนินกระบวนการภายนอกในเปลือกโลก ปรากฏการณ์ทางกายภาพและเคมีในอุทกสเฟียร์และบรรยากาศด้วย

มีทั้งรังสีตรง กระจาย และรังสีรวม

ในสภาพอากาศที่ชัดเจนและไม่มีเมฆ พื้นผิวโลกจะได้รับความร้อนจากการแผ่รังสีโดยตรงเป็นหลัก ซึ่งเรารู้สึกว่าเป็นรังสีดวงอาทิตย์ที่อบอุ่นหรือร้อน

เมื่อผ่านชั้นบรรยากาศ รังสีของดวงอาทิตย์จะสะท้อนจากโมเลกุลอากาศ หยดน้ำ ฝุ่นละออง เบี่ยงเบนไปจากเส้นทางตรงและกระจัดกระจาย ยิ่งสภาพอากาศมีเมฆมาก เมฆก็จะปกคลุมหนาแน่นมากขึ้นและมีรังสีกระจายเข้าสู่ชั้นบรรยากาศมากขึ้น เมื่ออากาศมีฝุ่นมาก เช่น ในช่วงพายุฝุ่นหรือในศูนย์อุตสาหกรรม การกระจายตัวจะช่วยลดรังสีลง 40–45%

ความสำคัญของการแผ่รังสีกระเจิงในชีวิตของโลกนั้นยิ่งใหญ่มาก ด้วยเหตุนี้วัตถุที่อยู่ในเงามืดจึงได้รับแสงสว่าง นอกจากนี้ยังกำหนดสีของท้องฟ้า

ความเข้มของรังสีขึ้นอยู่กับมุมตกกระทบของแสงอาทิตย์บนพื้นผิวโลก เมื่อดวงอาทิตย์อยู่สูงเหนือขอบฟ้า รังสีของมันเดินทางผ่านชั้นบรรยากาศในระยะทางที่สั้นกว่า จึงกระจายน้อยลงและให้ความร้อนแก่พื้นผิวโลกมากขึ้น ด้วยเหตุนี้ ในสภาพอากาศที่มีแดดจัด ตอนเช้าและเย็นจึงเย็นกว่าตอนเที่ยงเสมอ

การกระจายตัวของรังสีบนพื้นผิวโลกได้รับอิทธิพลอย่างมากจากสภาพทรงกลมและความเอียงของแกนโลกกับระนาบวงโคจร ในละติจูดเส้นศูนย์สูตรและละติจูดเขตร้อน ดวงอาทิตย์จะอยู่สูงเหนือขอบฟ้าตลอดทั้งปี ในละติจูดกลาง ความสูงของดวงอาทิตย์จะแตกต่างกันไปขึ้นอยู่กับช่วงเวลาของปี และในอาร์กติกและแอนตาร์กติก ดวงอาทิตย์จะไม่สูงขึ้นเหนือขอบฟ้าเลย เป็นผลให้ในละติจูดเขตร้อนรังสีของดวงอาทิตย์กระจัดกระจายน้อยลงและมีจำนวนรังสีต่อหน่วยพื้นที่ของพื้นผิวโลกมากกว่าในละติจูดกลางหรือสูง ด้วยเหตุนี้ ปริมาณรังสีจึงขึ้นอยู่กับละติจูดของสถานที่ ยิ่งอยู่ห่างจากเส้นศูนย์สูตรมากเท่าไรก็ยิ่งเข้าถึงพื้นผิวโลกได้น้อยเท่านั้น

การจัดหาพลังงานรังสีนั้นสัมพันธ์กับการเคลื่อนที่ของโลกประจำปีและรายวัน ดังนั้นในละติจูดกลางและละติจูดสูงปริมาณจึงขึ้นอยู่กับช่วงเวลาของปี ตัวอย่างเช่น ที่ขั้วโลกเหนือ ในฤดูร้อน ดวงอาทิตย์ไม่ได้ตกเลยขอบฟ้าเป็นเวลา 186 วัน ซึ่งก็คือ 6 เดือน และปริมาณรังสีที่เข้ามายังมากกว่าที่เส้นศูนย์สูตรด้วยซ้ำ อย่างไรก็ตาม รังสีดวงอาทิตย์มีมุมตกกระทบเล็กน้อย และรังสีส่วนใหญ่กระจัดกระจายในชั้นบรรยากาศ ส่งผลให้พื้นผิวโลกอุ่นขึ้นเล็กน้อย

ในฤดูหนาว ดวงอาทิตย์ในอาร์กติกจะอยู่ใต้ขอบฟ้า และการแผ่รังสีโดยตรงไปไม่ถึงพื้นผิวโลก

ปริมาณรังสีดวงอาทิตย์ที่เข้ามายังได้รับผลกระทบจากภูมิประเทศของพื้นผิวโลกด้วย บนทางลาดของภูเขา เนินเขา หุบเหว ฯลฯ เมื่อหันหน้าไปทางดวงอาทิตย์ มุมตกกระทบของดวงอาทิตย์จะเพิ่มขึ้น และจะร้อนขึ้นมากขึ้น

การรวมกันของปัจจัยเหล่านี้ทั้งหมดนำไปสู่ความจริงที่ว่าไม่มีสถานที่ใดบนพื้นผิวโลกที่ความเข้มของรังสีคงที่

การให้ความร้อนแก่พื้นดินและน้ำเกิดขึ้นต่างกัน พื้นผิวดินร้อนและเย็นลงอย่างรวดเร็ว น้ำร้อนขึ้นช้าๆ แต่กักเก็บความร้อนได้นานกว่า สิ่งนี้อธิบายได้จากข้อเท็จจริงที่ว่าความจุความร้อนของน้ำมากกว่าความจุความร้อนของหินที่ประกอบเป็นผืนดิน

บนบก รังสีดวงอาทิตย์ให้ความร้อนเฉพาะชั้นพื้นผิว แต่ในน้ำใส ความร้อนจะแทรกซึมเข้าไปได้ลึกมาก ซึ่งส่งผลให้ความร้อนเกิดขึ้นช้ากว่า การระเหยยังส่งผลต่อความเร็วเนื่องจากต้องใช้ความร้อนมาก น้ำเย็นลงช้าๆ สาเหตุหลักมาจากปริมาตรของน้ำอุ่นมากกว่าปริมาตรของพื้นที่อุ่นหลายเท่า ยิ่งไปกว่านั้น เมื่อมันเย็นลง ชั้นน้ำชั้นบนที่เย็นลงจะจมลงสู่ด้านล่างเมื่อมีความหนาแน่นและหนักมากขึ้น และน้ำอุ่นก็ลอยขึ้นมาจากส่วนลึกของอ่างเก็บน้ำเพื่อมาแทนที่

น้ำใช้ความร้อนสะสมสม่ำเสมอมากขึ้น เป็นผลให้ทะเลอุ่นกว่าพื้นดินโดยเฉลี่ย และความผันผวนของอุณหภูมิของน้ำไม่เคยรุนแรงเท่ากับความผันผวนของอุณหภูมิพื้นดิน

อุณหภูมิอากาศ

รังสีของดวงอาทิตย์ที่ส่องผ่านวัตถุที่โปร่งใสทำให้พวกมันร้อนขึ้นเล็กน้อย ด้วยเหตุนี้แสงแดดโดยตรงแทบจะไม่ทำให้อากาศในชั้นบรรยากาศร้อนขึ้น แต่ทำให้พื้นผิวโลกร้อนขึ้นซึ่งความร้อนจะถูกถ่ายโอนไปยังชั้นอากาศที่อยู่ติดกัน เมื่ออากาศร้อนขึ้น อากาศจะเบาลงและลอยขึ้น โดยจะผสมกับอากาศที่เย็นกว่า และทำให้อากาศร้อนขึ้น

เมื่ออากาศสูงขึ้นก็จะเย็นลง ที่ระดับความสูง 10 กม. อุณหภูมิคงที่ประมาณ 40–45 °C

อุณหภูมิอากาศที่ลดลงตามความสูงคือ รูปแบบทั่วไป- อย่างไรก็ตาม มักสังเกตการเพิ่มขึ้นของอุณหภูมิเมื่ออุณหภูมิเพิ่มขึ้น ปรากฏการณ์นี้เรียกว่าการผกผันของอุณหภูมิ เช่น การจัดเรียงอุณหภูมิใหม่

การผกผันเกิดขึ้นเมื่อพื้นผิวโลกและอากาศโดยรอบเย็นลงอย่างรวดเร็ว หรือในทางกลับกัน เมื่ออากาศเย็นหนักไหลลงมาตามไหล่เขาลงสู่หุบเขา ที่นั่นอากาศจะหยุดนิ่งและแทนที่อากาศอุ่นบนเนินเขา

ในระหว่างวัน อุณหภูมิของอากาศไม่คงที่ แต่จะเปลี่ยนแปลงอย่างต่อเนื่อง ในระหว่างวัน พื้นผิวโลกจะร้อนขึ้นและทำให้ชั้นอากาศที่อยู่ติดกันร้อนขึ้น ในเวลากลางคืน โลกจะแผ่ความร้อน ความเย็น และอากาศจะเย็นลง อุณหภูมิต่ำสุดไม่ได้สังเกตในเวลากลางคืน แต่ก่อนพระอาทิตย์ขึ้น ซึ่งเป็นช่วงที่พื้นผิวโลกสูญเสียความร้อนไปหมดแล้ว คล้ายเรื่องนี้ที่สุด อุณหภูมิสูงอากาศไม่ได้ตั้งไว้ตอนเที่ยง แต่ประมาณบ่าย 3 โมง

ที่เส้นศูนย์สูตร อุณหภูมิความแปรผันในแต่ละวันจะสม่ำเสมอ ทั้งกลางวันและกลางคืนแทบจะเท่ากัน แอมพลิจูดรายวันมีขนาดเล็กมากในทะเลและชายฝั่งทะเลใกล้ แต่ในทะเลทรายในตอนกลางวัน พื้นผิวโลกมักจะร้อนขึ้นถึง 50–60 °C และในเวลากลางคืนก็มักจะเย็นลงถึง 0 °C ดังนั้น แอมพลิจูดรายวันที่นี่จึงเกิน 50–60 °C

ในละติจูดพอสมควร จำนวนมากที่สุดการแผ่รังสีดวงอาทิตย์มายังโลกในวันครีษมายัน ได้แก่ วันที่ 22 มิถุนายนทางซีกโลกเหนือ และวันที่ 21 ธันวาคมทางภาคใต้ อย่างไรก็ตาม เดือนที่ร้อนที่สุดไม่ใช่เดือนมิถุนายน (ธันวาคม) แต่เป็นเดือนกรกฎาคม (มกราคม) เนื่องจากในวันที่อายันมีการใช้รังสีจำนวนมหาศาลในการทำให้พื้นผิวโลกร้อนขึ้น ในเดือนกรกฎาคม (มกราคม) การแผ่รังสีจะลดลง แต่การลดลงนี้จะได้รับการชดเชยด้วยพื้นผิวโลกที่มีความร้อนจัด

ในทำนองเดียวกัน เดือนที่หนาวที่สุดไม่ใช่เดือนมิถุนายน (ธันวาคม) แต่เป็นเดือนกรกฎาคม (มกราคม)

ในทะเล เนื่องจากน้ำเย็นลงและอุ่นขึ้นช้ากว่า การเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิจึงยิ่งใหญ่ยิ่งขึ้น เดือนที่ร้อนที่สุดคือเดือนสิงหาคม และเดือนที่หนาวที่สุดคือเดือนกุมภาพันธ์ในซีกโลกเหนือ ดังนั้น เดือนที่ร้อนที่สุดคือเดือนกุมภาพันธ์ และเดือนที่หนาวที่สุดคือเดือนสิงหาคมในซีกโลกใต้

ช่วงอุณหภูมิทั้งปีขึ้นอยู่กับละติจูดของสถานที่เป็นส่วนใหญ่ ดังนั้น ที่เส้นศูนย์สูตร แอมพลิจูดจึงคงที่เกือบตลอดทั้งปี และมีค่าเท่ากับ 22–23 °C แอมพลิจูดประจำปีที่สูงที่สุดคือลักษณะของดินแดนที่ตั้งอยู่ในละติจูดกลางด้านในของทวีป

พื้นที่ใด ๆ ก็มีลักษณะเฉพาะด้วยอุณหภูมิสัมบูรณ์และอุณหภูมิเฉลี่ย อุณหภูมิสัมบูรณ์ถูกกำหนดผ่านการสังเกตระยะยาวที่สถานีตรวจอากาศ ดังนั้นสถานที่ที่ร้อนที่สุดในโลก (+58 °C) จึงอยู่ในทะเลทรายลิเบีย อุณหภูมิที่เย็นที่สุด (-89.2 °C) อยู่ที่ทวีปแอนตาร์กติกาที่สถานีวอสตอค ในซีกโลกเหนือ อุณหภูมิต่ำสุด (-70.2 °C) ถูกบันทึกไว้ในหมู่บ้าน Oymyakon ในไซบีเรียตะวันออก

อุณหภูมิเฉลี่ยถูกกำหนดให้เป็นค่าเฉลี่ยเลขคณิตของตัวบ่งชี้เทอร์โมมิเตอร์หลายตัว ดังนั้น เพื่อกำหนดอุณหภูมิเฉลี่ยรายวัน ให้ทำการวัดที่ 1; 7; 13 และ 19 ชั่วโมงเช่น 4 ครั้งต่อวัน จากตัวเลขที่ได้จะพบค่าเฉลี่ยเลขคณิตซึ่งจะเป็นอุณหภูมิเฉลี่ยรายวันของพื้นที่ที่กำหนด แล้วหาค่าเฉลี่ยรายเดือนและ อุณหภูมิเฉลี่ยทั้งปีเป็นค่าเฉลี่ยเลขคณิตของค่าเฉลี่ยรายวันและรายเดือน

บนแผนที่คุณสามารถทำเครื่องหมายจุดด้วยค่าอุณหภูมิเดียวกันและลากเส้นเชื่อมต่อกัน เส้นเหล่านี้เรียกว่าไอโซเทอร์ม ไอโซเทอร์มที่บ่งชี้ได้มากที่สุดคือเดือนมกราคมและกรกฎาคม กล่าวคือ อุณหภูมิที่เย็นที่สุดและหนาวที่สุด เดือนที่อบอุ่นต่อปี ไอโซเทอร์มสามารถใช้เพื่อกำหนดว่าความร้อนจะกระจายไปอย่างไรบนโลก ในกรณีนี้สามารถติดตามรูปแบบที่แสดงออกมาได้อย่างชัดเจน

1. อุณหภูมิสูงสุดไม่ได้สังเกตที่เส้นศูนย์สูตร แต่ในทะเลทรายเขตร้อนและกึ่งเขตร้อนซึ่งมีรังสีโดยตรงครอบงำ

2. ในทั้งสองซีกโลก อุณหภูมิจะลดลงตั้งแต่ละติจูดเขตร้อนไปจนถึงขั้วโลก

3. เนื่องจากการครอบงำของทะเลเหนือพื้นดิน วิถีไอโซเทอร์มในซีกโลกใต้จึงราบรื่นกว่า และแอมพลิจูดของอุณหภูมิระหว่างเดือนที่ร้อนที่สุดและหนาวที่สุดจะมีขนาดเล็กกว่าในซีกโลกเหนือ

ตำแหน่งของไอโซเทอร์มทำให้เราสามารถระบุโซนความร้อนได้ 7 โซน:

1 ร้อน อยู่ระหว่างอุณหภูมิไอโซเทอร์มประจำปีที่ 20 °C ในซีกโลกเหนือและซีกโลกใต้

2 ปานกลาง ซึ่งอยู่ระหว่างอุณหภูมิไอโซเทอร์ม 20 ถึง 10 °C ของเดือนที่ร้อนที่สุด เช่น มิถุนายนและมกราคม

2 เดือนที่หนาวเย็นซึ่งอยู่ระหว่างอุณหภูมิไอโซเทอร์ม 10 ถึง 0 °C ก็เป็นเดือนที่อบอุ่นที่สุดเช่นกัน

2 พื้นที่ที่มีน้ำค้างแข็งถาวร อุณหภูมิของเดือนที่อบอุ่นที่สุดต่ำกว่า 0 °C

ขอบเขตของเขตแสงที่ผ่านเขตร้อนและวงกลมขั้วโลกไม่ตรงกับขอบเขตของเขตความร้อน



— อุปกรณ์ที่ใช้ทำความร้อนอากาศในระบบระบายอากาศ ระบบปรับอากาศ ระบบทำความร้อนด้วยอากาศ รวมถึงในการติดตั้งการทำให้แห้ง

เครื่องทำความร้อนอาจเป็นไฟ น้ำ ไอน้ำ และไฟฟ้าได้ตามประเภทของสารหล่อเย็น .

ที่แพร่หลายมากที่สุดในปัจจุบันคือเครื่องทำน้ำร้อนและไอน้ำ ซึ่งแบ่งออกเป็นแบบท่อเรียบและแบบครีบ ในทางกลับกันจะแบ่งออกเป็นแผลแบบ lamellar และเกลียว

มีเครื่องทำความร้อนแบบรอบเดียวและหลายรอบ ในรอบเดียวสารหล่อเย็นจะเคลื่อนที่ผ่านท่อในทิศทางเดียวและในหลายรอบจะเปลี่ยนทิศทางของการเคลื่อนที่หลายครั้งเนื่องจากการมีพาร์ติชันอยู่ในฝาครอบตัวสะสม (รูปที่ XII.1)

เครื่องทำความร้อนมีสองรุ่น: ขนาดกลาง (C) และขนาดใหญ่ (B)

การใช้ความร้อนเพื่อให้ความร้อนแก่อากาศถูกกำหนดโดยสูตร:

ที่ไหน ถาม"— การใช้ความร้อนเพื่อให้อากาศร้อน kJ/h (kcal/h) ถาม- เหมือนกัน W; 0.278 — ปัจจัยการแปลง กิโลจูล/ชม. เป็น W; ช— ปริมาณมวลของอากาศร้อน กิโลกรัม/ชั่วโมง เท่ากับ Lp [ในที่นี้ ล— ปริมาณอากาศร้อนตามปริมาตร, m 3 / h; p - ความหนาแน่นของอากาศ (ที่อุณหภูมิ เสื้อเค)กก./ลบ.ม. 3 ]; กับ— ความจุความร้อนจำเพาะของอากาศเท่ากับ 1 kJ/(kg-K) tk คืออุณหภูมิอากาศหลังฮีตเตอร์อากาศ °C; เสื้อ— อุณหภูมิอากาศก่อนเครื่องทำความร้อน °C

สำหรับเครื่องทำความร้อนอากาศในขั้นตอนการทำความร้อนขั้นแรก อุณหภูมิ tn จะเท่ากับอุณหภูมิอากาศภายนอก

อุณหภูมิอากาศภายนอกจะถือว่าเท่ากับอุณหภูมิการระบายอากาศที่ออกแบบ (พารามิเตอร์ภูมิอากาศประเภท A) เมื่อออกแบบการระบายอากาศทั่วไปที่ออกแบบมาเพื่อต่อสู้กับความชื้น ความร้อน และก๊าซส่วนเกิน โดยมีความเข้มข้นสูงสุดที่อนุญาตซึ่งมากกว่า 100 มก./ลบ.ม. เมื่อออกแบบการระบายอากาศทั่วไปที่มีจุดประสงค์เพื่อต่อสู้กับก๊าซซึ่งมีความเข้มข้นสูงสุดที่อนุญาตน้อยกว่า 100 มก./ลบ.ม. เช่นเดียวกับเมื่อออกแบบการระบายอากาศเพื่อชดเชยอากาศที่ถูกกำจัดออกโดยการดูดเฉพาะที่ ฝาครอบกระบวนการ หรือระบบขนส่งด้วยลม อุณหภูมิอากาศภายนอกจะถือว่าอุณหภูมิอากาศภายนอกอยู่ที่ เท่ากับอุณหภูมิภายนอกที่คำนวณได้ tn สำหรับการออกแบบการทำความร้อน (พารามิเตอร์ภูมิอากาศของหมวด B)

ควรจ่ายอากาศเข้าไปยังห้องที่ไม่มีความร้อนเกินที่อุณหภูมิ อุณหภูมิเท่ากันค่าอากาศภายในอาคารสำหรับห้องที่กำหนด หากมีความร้อนมากเกินไป อากาศที่จ่ายจะถูกจ่ายที่อุณหภูมิลดลง (ประมาณ 5-8° C) ไม่แนะนำให้จ่ายอากาศที่มีอุณหภูมิต่ำกว่า 10° C ไปยังห้อง แม้ว่าจะเกิดความร้อนสูงก็ตาม เนื่องจากมีโอกาสเกิดความเย็นได้ ข้อยกเว้นคือการใช้เครื่องวัดความเร็วลมแบบพิเศษ

พื้นที่ผิวทำความร้อนที่ต้องการของเครื่องทำความร้อนอากาศ Fк m2 ถูกกำหนดโดยสูตร:

ที่ไหน ถาม— ปริมาณการใช้ความร้อนเพื่อให้อากาศร้อน W (กิโลแคลอรี/ชม.) ถึง— สัมประสิทธิ์การถ่ายเทความร้อนของเครื่องทำความร้อน, W/(m 2 -K) [kcal/(h-m 2 -°C)]; เฉลี่ย T. — อุณหภูมิเฉลี่ยสารหล่อเย็น 0 C; เฉลี่ย - อุณหภูมิเฉลี่ยของอากาศร้อนที่ผ่านเครื่องทำความร้อน °C เท่ากับ (t n + t k)/2.

หากสารหล่อเย็นเป็นไอน้ำ อุณหภูมิน้ำหล่อเย็นเฉลี่ย tav.T. เท่ากับอุณหภูมิอิ่มตัวที่ความดันไอที่สอดคล้องกัน

สำหรับอุณหภูมิน้ำ tav.T. ถูกกำหนดให้เป็นค่าเฉลี่ยเลขคณิตของอุณหภูมิน้ำร้อนและอุณหภูมิน้ำกลับ:

ปัจจัยด้านความปลอดภัย 1.1-1.2 คำนึงถึงการสูญเสียความร้อนสำหรับการระบายความร้อนของอากาศในท่ออากาศ

ค่าสัมประสิทธิ์การถ่ายเทความร้อน K ของเครื่องทำความร้อนอากาศขึ้นอยู่กับประเภทของสารหล่อเย็น ความเร็วมวลของการเคลื่อนที่ของอากาศ vp ผ่านเครื่องทำความร้อนอากาศ ขนาดทางเรขาคณิตและคุณสมบัติการออกแบบของเครื่องทำความร้อนอากาศ และความเร็วของการเคลื่อนที่ของน้ำผ่านท่อเครื่องทำความร้อน

โดยความเร็วมวล เราหมายถึงมวลของอากาศ กิโลกรัม ที่ผ่านไปใน 1 วินาทีถึง 1 ตารางเมตรของหน้าตัดเปิดของเครื่องทำความร้อน ความเร็วมวล vp, kg/(cm2) ถูกกำหนดโดยสูตร

รุ่น ยี่ห้อ และจำนวนเครื่องทำความร้อนอากาศจะถูกเลือกโดยพิจารณาจากพื้นที่หน้าตัดเปิด fL และพื้นผิวทำความร้อน FK หลังจากเลือกเครื่องทำความร้อนแล้ว ความเร็วมวลของการเคลื่อนที่ของอากาศจะถูกระบุตามพื้นที่หน้าตัดเปิดที่แท้จริงของเครื่องทำความร้อน fD ของรุ่นที่กำหนด:

โดยที่ A, A 1, n, n 1 และ ต— สัมประสิทธิ์และเลขชี้กำลังขึ้นอยู่กับการออกแบบเครื่องทำความร้อน

ความเร็วของการเคลื่อนที่ของน้ำในท่อทำความร้อน ω, m/s ถูกกำหนดโดยสูตร:

โดยที่ Q" คือปริมาณการใช้ความร้อนเพื่อให้ความร้อนแก่อากาศ kJ/h (kcal/h); pv คือความหนาแน่นของน้ำเท่ากับ 1,000 กิโลกรัม/ลบ.ม. sv คือความจุความร้อนจำเพาะของน้ำเท่ากับ 4.19 kJ/(kg- K); fTP — พื้นที่หน้าตัดเปิดสำหรับทางน้ำหล่อเย็น, m2, tg - อุณหภูมิ น้ำร้อนในสายจ่าย °C; เสื้อ 0 — อุณหภูมิของน้ำกลับ 0C

รูปแบบการวางท่อส่งผลต่อการถ่ายเทความร้อนของเครื่องทำความร้อนอากาศ ด้วยรูปแบบการเชื่อมต่อท่อแบบขนาน สารหล่อเย็นเพียงบางส่วนจะผ่านเครื่องทำความร้อนแยกต่างหาก และด้วยรูปแบบต่อเนื่อง น้ำหล่อเย็นทั้งหมดจะไหลผ่านเครื่องทำความร้อนแต่ละเครื่อง

ความต้านทานของเครื่องทำความร้อนต่อการผ่านของอากาศ p, Pa แสดงโดยสูตรต่อไปนี้:

โดยที่ B และ z เป็นค่าสัมประสิทธิ์และเลขชี้กำลัง ซึ่งขึ้นอยู่กับการออกแบบฮีตเตอร์

ความต้านทานของเครื่องทำความร้อนต่อเนื่องคือ:

โดยที่ m คือจำนวนเครื่องทำความร้อนที่อยู่ในอนุกรม การคำนวณจบลงด้วยการตรวจสอบประสิทธิภาพการระบายความร้อน (การถ่ายเทความร้อน) ของเครื่องทำความร้อนอากาศโดยใช้สูตร

โดยที่ QK คือการถ่ายเทความร้อนของเครื่องทำความร้อน W (kcal/h) QK - เหมือนกัน, kJ/h, 3.6 - ปัจจัยการแปลงของ W เป็น kJ/h FK - พื้นที่ผิวทำความร้อนของเครื่องทำความร้อน, m2 ซึ่งนำมาใช้อันเป็นผลมาจากการคำนวณเครื่องทำความร้อนประเภทนี้ K คือค่าสัมประสิทธิ์การถ่ายเทความร้อนของเครื่องทำความร้อนอากาศ W/(m2-K) [kcal/(h-m2-°C)]); tav.v - อุณหภูมิเฉลี่ยของอากาศร้อนที่ผ่านเครื่องทำความร้อน °C; ตาฟ T - อุณหภูมิน้ำหล่อเย็นเฉลี่ย °C

เมื่อเลือกเครื่องทำความร้อนอากาศ ขอบสำหรับพื้นที่พื้นผิวทำความร้อนที่คำนวณได้จะถือว่าอยู่ภายใน 15 - 20% สำหรับความต้านทานต่อการไหลเวียนของอากาศ - 10% และสำหรับความต้านทานต่อการเคลื่อนที่ของน้ำ - 20%

คุณสมบัติทางกายภาพพื้นฐานของอากาศได้รับการพิจารณา: ความหนาแน่นของอากาศ ความหนืดไดนามิกและจลน์ศาสตร์ ความจุความร้อนจำเพาะ การนำความร้อน การแพร่กระจายความร้อน หมายเลขปรานด์เทิล และเอนโทรปี คุณสมบัติของอากาศแสดงไว้ในตารางโดยขึ้นอยู่กับอุณหภูมิที่ความดันบรรยากาศปกติ

ความหนาแน่นของอากาศขึ้นอยู่กับอุณหภูมิ

นำเสนอตารางโดยละเอียดของค่าความหนาแน่นของอากาศแห้งที่อุณหภูมิต่างๆ และความดันบรรยากาศปกติ ความหนาแน่นของอากาศคืออะไร? ความหนาแน่นของอากาศสามารถกำหนดเชิงวิเคราะห์ได้โดยการหารมวลด้วยปริมาตรที่อากาศครอบครองภายใต้สภาวะที่กำหนด (ความดัน อุณหภูมิ และความชื้น) คุณยังสามารถคำนวณความหนาแน่นได้โดยใช้สูตรสมการสถานะก๊าซในอุดมคติ ในการทำเช่นนี้ คุณจำเป็นต้องทราบความดันสัมบูรณ์และอุณหภูมิของอากาศ รวมถึงค่าคงที่ของก๊าซและปริมาตรโมล สมการนี้ช่วยให้คุณคำนวณความหนาแน่นของอากาศแห้งได้

ในทางปฏิบัติ เพื่อค้นหาความหนาแน่นของอากาศที่อุณหภูมิต่างๆสะดวกในการใช้โต๊ะสำเร็จรูป ตัวอย่างเช่น ตารางด้านล่างแสดงความหนาแน่นของอากาศในบรรยากาศโดยขึ้นอยู่กับอุณหภูมิ ความหนาแน่นของอากาศในตารางแสดงเป็นกิโลกรัมต่อลูกบาศก์เมตร และกำหนดไว้ในช่วงอุณหภูมิตั้งแต่ลบ 50 ถึง 1200 องศาเซลเซียส ที่ความดันบรรยากาศปกติ (1,01325 Pa)

ความหนาแน่นของอากาศขึ้นอยู่กับอุณหภูมิ - ตาราง

เสื้อ, °С	ρ, กก./ลบ.ม. 3	เสื้อ, °С	ρ, กก./ลบ.ม. 3	เสื้อ, °С	ρ, กก./ลบ.ม. 3	เสื้อ, °С	ρ, กก./ลบ.ม. 3
-50	1,584	20	1,205	150	0,835	600	0,404
-45	1,549	30	1,165	160	0,815	650	0,383
-40	1,515	40	1,128	170	0,797	700	0,362
-35	1,484	50	1,093	180	0,779	750	0,346
-30	1,453	60	1,06	190	0,763	800	0,329
-25	1,424	70	1,029	200	0,746	850	0,315
-20	1,395	80	1	250	0,674	900	0,301
-15	1,369	90	0,972	300	0,615	950	0,289
-10	1,342	100	0,946	350	0,566	1000	0,277
-5	1,318	110	0,922	400	0,524	1050	0,267
0	1,293	120	0,898	450	0,49	1100	0,257
10	1,247	130	0,876	500	0,456	1150	0,248
15	1,226	140	0,854	550	0,43	1200	0,239

ที่อุณหภูมิ 25°C อากาศมีความหนาแน่น 1.185 กิโลกรัม/ลบ.ม.เมื่อถูกความร้อน ความหนาแน่นของอากาศจะลดลง - อากาศจะขยายตัว (ปริมาตรจำเพาะเพิ่มขึ้น) เมื่ออุณหภูมิเพิ่มขึ้น เช่น ถึง 1200°C ความหนาแน่นของอากาศก็ต่ำมาก เท่ากับ 0.239 กิโลกรัม/ลูกบาศก์เมตร ซึ่งน้อยกว่าค่าที่ 5 เท่าของอุณหภูมิที่ อุณหภูมิห้อง- ใน กรณีทั่วไปการลดลงเมื่อถูกความร้อนทำให้กระบวนการต่างๆ เช่น การพาความร้อนตามธรรมชาติเกิดขึ้น และถูกนำมาใช้ เช่น ในวิชาการบิน

หากเราเปรียบเทียบความหนาแน่นของอากาศเทียบกับ อากาศจะมีขนาดเบากว่าสามเท่า ที่อุณหภูมิ 4°C ความหนาแน่นของน้ำคือ 1,000 กิโลกรัม/ลูกบาศก์เมตร และความหนาแน่นของอากาศคือ 1.27 กิโลกรัม/ลูกบาศก์เมตร นอกจากนี้ยังจำเป็นต้องสังเกตค่าความหนาแน่นของอากาศภายใต้สภาวะปกติ สภาวะปกติของก๊าซคือสภาวะที่อุณหภูมิ 0°C และความดันเท่ากับความดันบรรยากาศปกติ ดังนั้นตามตารางนี้ ความหนาแน่นของอากาศภายใต้สภาวะปกติ (ที่ NL) คือ 1.293 กก./ลบ.ม.

ความหนืดไดนามิกและจลนศาสตร์ของอากาศที่อุณหภูมิต่างกัน

เมื่อทำการคำนวณทางความร้อนจำเป็นต้องทราบค่าความหนืดของอากาศ (ค่าสัมประสิทธิ์ความหนืด) ที่อุณหภูมิต่างกัน ค่านี้จำเป็นสำหรับการคำนวณตัวเลข Reynolds, Grashof และ Rayleigh ซึ่งเป็นค่าที่กำหนดรูปแบบการไหลของก๊าซนี้ ตารางแสดงค่าสัมประสิทธิ์ไดนามิก μ และจลนศาสตร์ ν ความหนืดของอากาศในช่วงอุณหภูมิตั้งแต่ -50 ถึง 1200°C ที่ความดันบรรยากาศ

ค่าสัมประสิทธิ์ความหนืดของอากาศจะเพิ่มขึ้นอย่างมากเมื่ออุณหภูมิเพิ่มขึ้นตัวอย่างเช่น ความหนืดจลนศาสตร์ของอากาศเท่ากับ 15.06 · 10 -6 m 2 /s ที่อุณหภูมิ 20°C และเมื่ออุณหภูมิเพิ่มขึ้นเป็น 1200°C ความหนืดของอากาศจะเท่ากับ 233.7 10 -6 m 2 /s คือเพิ่มขึ้น 15.5 เท่า! ความหนืดไดนามิกของอากาศที่อุณหภูมิ 20°C คือ 18.1·10 -6 Pa·s

เมื่ออากาศร้อน ค่าความหนืดจลนศาสตร์และไดนามิกจะเพิ่มขึ้น ปริมาณทั้งสองนี้มีความสัมพันธ์กันผ่านความหนาแน่นของอากาศ ซึ่งค่าจะลดลงเมื่อก๊าซนี้ถูกให้ความร้อน การเพิ่มขึ้นของความหนืดจลนศาสตร์และไดนามิกของอากาศ (รวมถึงก๊าซอื่น ๆ ) เมื่อถูกความร้อนนั้นสัมพันธ์กับการสั่นสะเทือนที่รุนแรงยิ่งขึ้นของโมเลกุลอากาศรอบ ๆ สถานะสมดุล (ตาม MKT)

ความหนืดไดนามิกและจลนศาสตร์ของอากาศที่อุณหภูมิต่างกัน - ตาราง 1

เสื้อ, °С	μ·10 6 , ปาสคาล	ν·10 6, ม.2 /วินาที	เสื้อ, °С	μ·10 6 , ปาสคาล	ν·10 6, ม.2 /วินาที	เสื้อ, °С	μ·10 6 , ปาสคาล	ν·10 6, ม.2 /วินาที
-50	14,6	9,23	70	20,6	20,02	350	31,4	55,46
-45	14,9	9,64	80	21,1	21,09	400	33	63,09
-40	15,2	10,04	90	21,5	22,1	450	34,6	69,28
-35	15,5	10,42	100	21,9	23,13	500	36,2	79,38
-30	15,7	10,8	110	22,4	24,3	550	37,7	88,14
-25	16	11,21	120	22,8	25,45	600	39,1	96,89
-20	16,2	11,61	130	23,3	26,63	650	40,5	106,15
-15	16,5	12,02	140	23,7	27,8	700	41,8	115,4
-10	16,7	12,43	150	24,1	28,95	750	43,1	125,1
-5	17	12,86	160	24,5	30,09	800	44,3	134,8
0	17,2	13,28	170	24,9	31,29	850	45,5	145
10	17,6	14,16	180	25,3	32,49	900	46,7	155,1
15	17,9	14,61	190	25,7	33,67	950	47,9	166,1
20	18,1	15,06	200	26	34,85	1000	49	177,1
30	18,6	16	225	26,7	37,73	1050	50,1	188,2
40	19,1	16,96	250	27,4	40,61	1100	51,2	199,3
50	19,6	17,95	300	29,7	48,33	1150	52,4	216,5
60	20,1	18,97	325	30,6	51,9	1200	53,5	233,7

หมายเหตุ: ระวัง! ความหนืดของอากาศถูกกำหนดให้เป็นพลังของ 10 6 .

ความจุความร้อนจำเพาะของอากาศที่อุณหภูมิตั้งแต่ -50 ถึง 1200°C

ตารางแสดงความจุความร้อนจำเพาะของอากาศที่อุณหภูมิต่างๆ ความจุความร้อนในตารางถูกกำหนดไว้ที่ความดันคงที่ (ความจุความร้อนไอโซบาริกของอากาศ) ในช่วงอุณหภูมิตั้งแต่ลบ 50 ถึง 1200°C สำหรับอากาศแห้ง ความจุความร้อนจำเพาะของอากาศเป็นเท่าใด ความจุความร้อนจำเพาะกำหนดปริมาณความร้อนที่ต้องจ่ายให้กับอากาศหนึ่งกิโลกรัมที่ความดันคงที่เพื่อเพิ่มอุณหภูมิขึ้น 1 องศา ตัวอย่างเช่น ที่อุณหภูมิ 20°C เพื่อให้ก๊าซ 1 กิโลกรัมร้อนขึ้น 1°C ในกระบวนการไอโซบาริก ต้องใช้ความร้อน 1,005 จูล

ความจุความร้อนจำเพาะของอากาศจะเพิ่มขึ้นตามอุณหภูมิที่เพิ่มขึ้นอย่างไรก็ตาม การพึ่งพาความจุความร้อนมวลของอากาศกับอุณหภูมิไม่เป็นเส้นตรง ในช่วงตั้งแต่ -50 ถึง 120°C ค่าของมันจะไม่เปลี่ยนแปลงในทางปฏิบัติ - ภายใต้สภาวะเหล่านี้ ความจุความร้อนเฉลี่ยของอากาศคือ 1,010 J/(กก.องศา) จากตารางจะเห็นได้ว่าอุณหภูมิเริ่มมีผลกระทบอย่างมีนัยสำคัญจากค่า 130°C อย่างไรก็ตาม อุณหภูมิของอากาศส่งผลต่อความจุความร้อนจำเพาะของมันน้อยกว่าความหนืดของมันมาก ดังนั้น เมื่อถูกความร้อนตั้งแต่ 0 ถึง 1200°C ความจุความร้อนของอากาศจะเพิ่มขึ้นเพียง 1.2 เท่า - จาก 1005 เป็น 1210 J/(kg deg)

ควรสังเกตว่าความจุความร้อนของอากาศชื้นสูงกว่าอากาศแห้ง หากเราเปรียบเทียบอากาศ จะเห็นได้ชัดว่าน้ำมีค่าสูงกว่าและปริมาณน้ำในอากาศทำให้ความจุความร้อนจำเพาะเพิ่มขึ้น

ความจุความร้อนจำเพาะของอากาศที่อุณหภูมิต่างๆ - ตารางที่ 1

เสื้อ, °С	C p , J/(กก. องศา)	เสื้อ, °С	C p , J/(กก. องศา)	เสื้อ, °С	C p , J/(กก. องศา)	เสื้อ, °С	C p , J/(กก. องศา)
-50	1013	20	1005	150	1015	600	1114
-45	1013	30	1005	160	1017	650	1125
-40	1013	40	1005	170	1020	700	1135
-35	1013	50	1005	180	1022	750	1146
-30	1013	60	1005	190	1024	800	1156
-25	1011	70	1009	200	1026	850	1164
-20	1009	80	1009	250	1037	900	1172
-15	1009	90	1009	300	1047	950	1179
-10	1009	100	1009	350	1058	1000	1185
-5	1007	110	1009	400	1068	1050	1191
0	1005	120	1009	450	1081	1100	1197
10	1005	130	1011	500	1093	1150	1204
15	1005	140	1013	550	1104	1200	1210

การนำความร้อน การแพร่กระจายความร้อน จำนวนปราณฑลของอากาศ

ตารางนี้นำเสนอคุณสมบัติทางกายภาพของอากาศในบรรยากาศ เช่น การนำความร้อน การแพร่กระจายความร้อน และเลขปราณฑล ขึ้นอยู่กับอุณหภูมิ คุณสมบัติทางเทอร์โมฟิสิกส์ของอากาศจะอยู่ในช่วงตั้งแต่ -50 ถึง 1200°C สำหรับอากาศแห้ง จากตารางจะเห็นได้ว่าคุณสมบัติของอากาศที่ระบุนั้นขึ้นอยู่กับอุณหภูมิอย่างมีนัยสำคัญและการขึ้นอยู่กับอุณหภูมิของคุณสมบัติที่พิจารณาของก๊าซนี้จะแตกต่างกัน

เมื่อออกแบบระบบทำความร้อนด้วยอากาศจะใช้หน่วยทำความร้อนสำเร็จรูป

ในการเลือกอุปกรณ์ที่จำเป็นอย่างถูกต้องก็เพียงพอที่จะทราบ: กำลังไฟที่ต้องการของเครื่องทำความร้อนซึ่งต่อมาจะถูกติดตั้งในระบบทำความร้อนระบายอากาศของแหล่งจ่ายอุณหภูมิของอากาศที่ทางออกจากชุดทำความร้อนและอัตราการไหลของสารหล่อเย็น

เพื่อให้การคำนวณง่ายขึ้น เราขอนำเสนอเครื่องคิดเลขออนไลน์สำหรับการคำนวณข้อมูลพื้นฐานสำหรับการเลือกเครื่องทำความร้อนที่ถูกต้อง

1. พลังงานความร้อนของเครื่องทำความร้อนกิโลวัตต์ ในช่องเครื่องคิดเลข คุณควรป้อนข้อมูลเริ่มต้นเกี่ยวกับปริมาตรอากาศที่ผ่านเครื่องทำความร้อน ข้อมูลเกี่ยวกับอุณหภูมิของอากาศที่เข้าสู่ช่องอากาศเข้า และอุณหภูมิที่ต้องการของการไหลของอากาศที่ทางออกของเครื่องทำความร้อน
2. อุณหภูมิอากาศออก- ในช่องที่เหมาะสมคุณควรป้อนข้อมูลเริ่มต้นเกี่ยวกับปริมาตรของอากาศร้อน อุณหภูมิของการไหลของอากาศที่ทางเข้าการติดตั้ง และพลังงานความร้อนของเครื่องทำความร้อนที่ได้รับระหว่างการคำนวณครั้งแรก
3. การไหลของน้ำหล่อเย็น- ในการทำเช่นนี้คุณควรป้อนข้อมูลเริ่มต้นลงในฟิลด์ของเครื่องคิดเลขออนไลน์: พลังงานความร้อนของการติดตั้งที่ได้รับระหว่างการคำนวณครั้งแรก อุณหภูมิของสารหล่อเย็นที่จ่ายให้กับทางเข้าของเครื่องทำความร้อนและค่าอุณหภูมิที่ทางออก ของอุปกรณ์

การคำนวณกำลังเครื่องทำความร้อน