چاچ

انتقال حرارت در خاک

برای مشاهده متن به همراه فرمول ها با لینک زیر مراجعه کنید:

http://www.4shared.com/office/JlaiaCQh/temperature.html

اصل متن انگلیسی

http://courses.nus.edu.sg/course/geomr/front/teaching/GE3227/GE3227_4.pdf

 

 

4. هدایت گرمایی

4.1 خصوصیات حرارتی خاک ها

دما (T):                                    میانگین انرژی جنبشی مولکولها

گرما  (Q):                               انرژی جنبشی کل مولکول ها

ظرفیت گرمایی ویژه (c):            مقدار انرژی مورد نیاز برای افزایش دمای یک واحد جرم به میزان 1 کلوین،   واحد J kg-1K-1

ظرفیت گرمایی (C):                   مقدار انرژی مورد نیاز برای افزایش دمای یک واحد حجم به میزان 1 کلوین،  واحد J m-3K-1 ،

تغییر در محتوای حرارتی () بر واحد حجم:                          

ظرفیت گرمایی خاک ():                                                     

در آن θ جزء حجمی اشغال شده بوسیله:

(w) آب - نمونه خاک خشک شده در آون

(o) آلی – از سوختن جزء آلی نمونه خاک

(m) معدنی - مقدار باقیمانده پس از خشک شدن و سوختن

(a) هوا - اندک است و معمولا قابل صرفنظر

نرخ گرمایش  و  برای حجم خاک مربوطند به :

 

[خصوصیات گرمایی مواد طبیعی ؛ جدول 2.1 در Oke  ، 1987]

 

ادامه متن در ادامه ....


برای مشاهده متن به همراه فرمول ها با لینک زیر مراجعه کنید:

http://www.4shared.com/office/JlaiaCQh/temperature.html

اصل متن انگلیسی

http://courses.nus.edu.sg/course/geomr/front/teaching/GE3227/GE3227_4.pdf

 

 

4. هدایت گرمایی

4.1 خصوصیات حرارتی خاک ها

دما (T):                                    میانگین انرژی جنبشی مولکولها

گرما  (Q):                               انرژی جنبشی کل مولکول ها

ظرفیت گرمایی ویژه (c):            مقدار انرژی مورد نیاز برای افزایش دمای یک واحد جرم به میزان 1 کلوین،   واحد J kg-1K-1

ظرفیت گرمایی (C):                   مقدار انرژی مورد نیاز برای افزایش دمای یک واحد حجم به میزان 1 کلوین،  واحد J m-3K-1 ،

تغییر در محتوای حرارتی () بر واحد حجم:                          

ظرفیت گرمایی خاک ():                                                     

در آن θ جزء حجمی اشغال شده بوسیله:

(w) آب - نمونه خاک خشک شده در آون

(o) آلی – از سوختن جزء آلی نمونه خاک

(m) معدنی - مقدار باقیمانده پس از خشک شدن و سوختن

(a) هوا - اندک است و معمولا قابل صرفنظر

نرخ گرمایش  و  برای حجم خاک مربوطند به :

 

[خصوصیات گرمایی مواد طبیعی ؛ جدول 2.1 در Oke  ، 1987]

 

 

4.2 هدایت گرمایی و پارامترهای حرارتی خاک ها

تعریف: روند انتقال گرما از مولکولی به مولکول دیگر، بوسیله ارتعاش می باشد. این روند در جامدات قوی ( به علت تراکم مولکولی) و در گازها ضعیف است.

چگالی شار حرارتی منتشره ( QG or S) متناسب است با گرادیان حرارتی ( یعنی  تغییر دما برحسب فاصله)

 

در آن ks ضریب هدایت حرارتی است (W m-1 K-1)

 

فرم گرادیان شار ( قانون فیک- همچنین قابل اعمال به شارهای داخل جو است)

شار یک شی = قابلیت انتقال× گرادیان مربوط به آن ویژگی

 

شکل بالا نمایانگر، گرادیان مثبت T2>T1 و z2>z1 است؛ بنابراین QG منفی است و جهت سرسو می باشد، یعنی شار به سمت سطح z=0 است (شارهای غیرتابشی زمانی مثبت هستند که در جهت خروج از سطح باشند). دمای معمول خاک در شب به هنگام روز برعکس شده ، T2<T1  و  QG مثبت می شود یعنی از سطح z=0 به سمت پایین به سمت داخل خاک منتشر می شود.

 

 

ضریب هدایت حرارتی (k):                       قدرت هدایت گرما (خصوصیت خاک)

                                                                واحد: W m-1K-1

                                                                مواد معدنی رسانای خوبی، آب رسانای متوسط و خاک ضعیف است.

                                                                خاک های معدنی ضریب k بزرگتری از خاک های آلی دارند.

                                                                خاک مرطوب ضریب k بزرگتری نسبت به خشک دارد.

ضریب پراکنش حرارتی :                        قدرت پراکندگی امواج گرمایی، این ضریب بیان می دارد که در پاسخ به گرمایش  یا سرمایش، ‌   خاک با چه سرعت در هر عمقی گرم یا سرد می شود (خصوصیت خاک):

                                                واحد m2s-1،      

تر کردن خاک ابتدا ضریب  κ را افزایش داده اما پس از یک پیک به مقادیر مطلق بیشتری نزول می‌کند. (منفی تر می شود)

ضریب هدایت ظاهری (µ):                       قابلیت سطح خاک برای پذیرش یا رهاسازی گرما در پی اعمال تغییر شار حرارتی به آن ()

                                                                واحد ،   

                                                                                                برای تغییر داده شده ، تغییر حاصل در دمای سطح () به طور معکوس با µ ارتباط دارد.

 

با تثبیت سایر موارد برای خاک، ضریب   بالا سبب انتشار امواج دمایی کوچکتری از سطح می شود (‌یعنی آب و هوای از نظر دمایی ثابت تر است) مقدار کم  امواج بزرگتری را تولید می کند.

                                                                 به نوع خاک و رطوبت آن بستگی دارد: مواد معدنی بیش از آلی، خیس بیش از خشک

                                                                وضعیت اقلیمی خاک با  ارتباط نزدیکی دارد:

  •  بالا: نسبتا دامنه تغییرات روزانه کمی دارد (مناطق مرطوب ، رسی، سنگ های آشکار)
  •  کم: نسبتا دامنه تغییرات دمایی روزانه بالایی دارد (خشک ، ماسه ای ، خاک های آلی، مناطق پوشیده از گیاه ، برف) . مسایلی همچون  آفتاب سوختگی در روز (برای گیاهان) و حساسیت به تورم ناشی از سرما در شب دارد.

 

[جدول 2.1 و شکل 2.5 درOke  ، 1987]

 

 

 

 

 

4.2 سنجش شار حرارتی خاک

در تئوری QG را می توان از طریق سنجش پروفایل Ts و شناخت k یا  بدست آورد- این کار در عمل، امکان پذیر نیست، چون سنجش k یا   بسیار دشوار است.

در عمل، بیشتر از پلیت های شار حرارتی خاک استفاده می شود – مشابه ایده ی دستگاه رادیومتر تروپیل (سنجش اختلاف دما بین دو سطح پلیت با دانستن k و Δz). پلیت ها باید در خاک دست نخورده و غیرعمود بر سطح (چند سانتی متر عمق) قرار داده شوند. نیاز است که همگرایی/ واگرایی شار بین پلیت ها و سطح درنظر گرفته شود.

 

در این جا، اولین جمله دمای سطح است (مجهول)، دومین جمله، مقداری است که توسط پلیت در عمق z سنجیده شده و سومین جمله، شار همگرا/واگرای بین پلیت و سطح می باشد. از معادله پیشین:

 

در اینجا C از مشاهدات محل و  از سنجش پروفیل دمایی در طول زمان بدست می آید.

 

پرمایش:

انتظار معقول این است که QG  کسری از Q* اعمال شده باشد. متعارف است که به صورت خطی مدل شود:

 

در حقیقت، شار سطح پس از 3 h به Q* اعمالی می رسد. بنابراین، نمودار روزانه QGدرمقابل Q* منجر به حلقه های هیسترزیس می شود. این پدیده با رابطه زیر بهتر مدل می شود:

 

c – عرض از مبدا است (حدود با 3 h تاخیر). این مدل هنوز مدل ساده انگارانه ای است و مسایلی را نادیده گرفته همچون نقش باد (همرفت) در انتقال دما به سطح

[شکل 1a و b، حلقه های هیسترزیس]

 

 

4.4 دماهای خاک

دمای خاک اثری قوی روی فعالیت های بیولوژیکی دارد. ضمنا اثر زیادی بر روی سرعت فرایندهای شیمیایی و فیزیکی درون خاک می گذارد. آگاهی از دمای خاک و هوا در شناخت ارتباط گیاهان با خاک بسیار ضروری است.

  • زمانی که خاک یخ می زند، فعالیت های بیولوژیکی و فرایندهای شیمیایی به کلی متوقف می شود.
  • در حدود دمای زیر 5 درجه سانتیگراد در خاک، رشد ریشه های اکثر گیاهان قابل صرفنظر است.
  • بیشتر گیاهان در دامنه محدودی از دمای خاک و هوا رشد خوبی می کنند.
  • تغییرات دما درطول زمان، همچنین وضعیت خاک-آب را تعیین می‌کند. معمولا این وضع از لایه‌ای به لایه دیگر در هر زمانی متفاوت است.

 

خورشید موج دمایی T0 را بصورت تناوب های روزانه و سالیانه در سطح خاک ایجاد می کند که به سمت داخل خاک منتشر می شود. اگر فرض شود که (i) پراکندگی حرارتی () یکنواخت باشد و (ii) تناوب ها سینوسی هستند (این فرض برای سال واقع بینانه تر از روز است)، پس تغییرات T0بصورت زیر است (با یک جمله تقریب بسط تیلور)

 

در اینجا   - میانگین (روزانه یا سالیانه) T0

 - دامنه ( نیمی از بیشینه تغییرات) موج T0

 - فرکانس زاویه ای تناوب  که P پریود زمانی ( یک روز یا سال) است

t - زمان

 

[اعمال دما به سطح بوسیه اعمال روزانه وسالیانه خورشید]

براساس این معادله به عنوان شرط مرزی برای حل تحلیلی معادله یک بعدی انتشار حرارت فوریه ( ) برای هر عمق (z) و زمان (t):

 

بخش اول از جمله دوم معادله فوق مربوط به دامنه موج در سطح z می باشد. خصوصیات معادله:

  • موج ها به صورت نمایی متناسب با عمق تحلیل می روند و کاهش آن ها در خاک های با κ بزرگ یا پریود طولانی تر، کمتر است .
  • معمولا موج روزانه به حدود 0.75 متر و موج سالیانه به حدود 14 متر  می رسد ( بر اساس قاعده سر انگشتی: )
  • دما در عمق تغییرات دمایی صفر سالیانه تقریبا برابر میانگین دمای سالیانه در سطح می باشد.
  • معکوس جمله نمایی را به صورت پارامتر مفیدی تعریف می کنند – عمق میرایی ():

 

zDعمقی است که موج  مساوی با 0.37 (e-1) برابر مقدارش در سطح شود. در عمقی که تغییرات دما به یک درصد تغییرات سطح می رسد (یعنی تقریبا هیچ تغییر دمایی با تغییر زمان ندارد) در عمق z=4.61zD می باشد که تقریبا عمق تغییرات صفر می باشد.

[شکل 2.6 در Oke، 1987]

 

بخش دوم از جمله دوم در معادله فوق، که آن هم شامل جمله zD-1 است، معادله فاز را برای خصوصیاتی همانند بیشینه و کمینه Ts می دهد؛ یعنی وقتی این جمله برابر با 1 (یا 1*) شود، فاز برابر با  و  می شود. با حل برای زمان:

 

جایی که tm1 و tm2 زمان هایی هستند که دمای بیشینه و کمینه Ts به عمق z1 و z2می رسد؛ بنابراین  تاخیر زمانی است. تاخیر در خاک های با   بزرگ کمترین است.

باید به طبیعت دینامیک دما و تغییرات گرادیان روز/ شب ( زمستان/تابستان) توجه کرد. در طول روز یا سال، ذخیره سازی خالص کمی در خاک صورت می پذیرد. الگوی ایده آل شده ای که در این آنالیز به نمایش گذارده شد، بوسیله متغیرهایی مانند باران ، یخ زدن/آب شدن (اثر دمای نهان) پوشش برف (عایق ها) و ناهمگونی خاک از واقعیت دور می شود.

 

4.5 اندازه گیری دمای سطح خاک

         i.            استفاده از مشاهدات پروفیل دمای هوا و خاک دقیقا بالا و پایین سطح مورد نظر وبرونیابی نمودارهای نمایی به سطح (دشوار یسنجش یک نقطه خاص)

        ii.            دماسنج فروسرخ امواج دمایی را می سنجد - نیاز به دانستن توان گسیلش دارد. برای سطوح صاف و ساده بهتر کار می کند اما هنگامی که سطح سه بعدی باشد مشکل پیدا می کند. برای بدست آوردن نمای کلی خوب است.

      iii.            چسباندن ترموکوپل به سطح - برای سطوح مجزا عالی کار می کند اما کار با آن برای بدست آوردن میانگین از سطوح با انواع

گوناگون دشوار است.

 

این یادداشت بر اساس درس تدریس شده توسط M. Roth و T.R. Oke در 1999 در UBC (ژئوگرافی) می باشد.

   + پارسا هوشمند ; ٤:٢۱ ‎ب.ظ ; ۱۳٩٢/٥/۱٧
comment نظرات ()