Рис. 1. Первый магистральный тепловоз с дизелем мощностью 750 квт (1000 л. с. ), построенный в СССР в 1924.

Рис. 2. Двухсекционный тепловоз 2ТЭ10Л с двумя дизелями общей мощностью 4400 квт (6000 л. с. ). Ворошиловград. 1962.

Тепловозный двигатель

Теплово'зный дви'гатель, двигатель внутреннего сгорания (дизель ), устанавливаемый на тепловозе. Отличие Т. д. от стационарных и судовых двигателей состоит в разнообразии режимов работы и частой их смене, что обусловлено различной массой поездов, переменным профилем пути, остановками, разными климатическими условиями (например, температура воздуха изменяется от -50 до 45 °С) и др. причинами. Удельный эффективный расход топлива Т. д. 204— 230г/ (квт×ч )[150— 170г/(л . с. × ч )]. Мощность Т. д. магистральных тепловозов достигает 4400 квт (»6000 л. с. ), наблюдается тенденция к росту мощности до 6000 квт (»8100 л. с. ). Т. д. присуща высокая степень форсирования по среднему эффективному давлению [р_е = 1,6—2,0 Мн/м ² (p_e = 16—20 кгс/см ² )]. Удельная масса (в пересчёте на эффективную мощность) 3,3—22 кг/квт (2,4—16 кг/л. с. ). Максимальная частота вращения коленчатого вала 750—1500 об/мин. В зависимости от мощности на Т. д. расположены 6—20 цилиндров в 1—2 ряда или V-образно. Отношение хода поршня к диаметру цилиндра 0,9—1,4. Цилиндровую мощность повышают в основном путём увеличения давления наддува до 0,3 Мн/м ² (3 кгс/см ² ) и промежуточного охлаждения наддувочного воздуха. На маневровых тепловозах устанавливают Т. д. мощностью 550—1400 квт (750— 2000 л. с. ). Т. д. характеризуются высокой степенью автоматизации, осуществляемой регуляторами частоты вращения и мощности, регуляторами температуры воды и масла, устройствами защиты от ненормальных режимов эксплуатации. Продолжительность работы Т. д. до первого капитального ремонта — до 35 тысяч ч, что соответствует пробегу до 1,2 млн. км.

  Лит.: Тепловозные двигатели внутреннего сгорания и газовые турбины, 3 изд., М., 1973.

  В. А. Дробинский.

Тепловой баланс Земли

Теплово'й бала'нс Земли, соотношение прихода и расхода энергии (лучистой и тепловой) на земной поверхности, в атмосфере и в системе Земля — атмосфера. Основным источником энергии для подавляющего большинства физических, химических и биологических процессов в атмосфере, гидросфере и в верхних слоях литосферы является солнечная радиация , поэтому распределение и соотношение составляющих Т. б. характеризуют её преобразования в этих оболочках.

  Т. б. представляют собой частные формулировки закона сохранения энергии и составляются для участка поверхности Земли (Т. б. земной поверхности); для вертикального столба, проходящего через атмосферу (Т. б. атмосферы); для такого же столба, проходящего через атмосферу и верхние слои литосферы или гидросферу (Т. б. системы Земля — атмосфера).

  Уравнение Т. б. земной поверхности: R + P + F₀ + LE = 0 представляет собой алгебраическую сумму потоков энергии между элементом земной поверхности и окружающим пространством. В число этих потоков входит радиационный баланс (или остаточная радиация) R — разность между поглощённой коротковолновой солнечной радиацией и длинноволновым эффективным излучением с земной поверхности. Положительная или отрицательная величина радиационного баланса компенсируется несколькими потоками тепла. Так как температура земной поверхности обычно не равна температуре воздуха, то между подстилающей поверхностью и атмосферой возникает поток тепла Р. Аналогичный поток тепла F наблюдается между земной поверхностью и более глубокими слоями литосферы или гидросферы. При этом поток тепла в почве определяется молекулярной теплопроводностью , тогда как в водоёмах теплообмен, как правило, имеет в большей или меньшей степени турбулентный характер. Поток тепла F между поверхностью водоёма и его более глубокими слоями численно равен изменению теплосодержания водоёма за данный интервал времени и переносу тепла течениями в водоёме. Существенное значение в Т. б. земной поверхности обычно имеет расход тепла на испарение LE, который определяется как произведение массы испарившейся воды Е на теплоту испарения L. Величина LE зависит от увлажнения земной поверхности, её температуры, влажности воздуха и интенсивности турбулентного теплообмена в приземном слое воздуха, которая определяет скорость переноса водяного пара от земной поверхности в атмосферу.

  Уравнение Т. б. атмосферы имеет вид: R_a + L_r + P + F_a = DW.

  Т. б. атмосферы слагается из её радиационного баланса R _a ; прихода или расхода тепла L_r при фазовых преобразованиях воды в атмосфере (г — сумма осадков); прихода или расхода тепла Р, обусловленного турбулентным теплообменом атмосферы с земной поверхностью; прихода или расхода тепла F _a , вызванного теплообменом через вертикальные стенки столба, который связан с упорядоченными движениями атмосферы и макротурбулентностью. Кроме того, в уравнение T. б. атмосферы входит член DW, равный величине изменения теплосодержания внутри столба.

  Уравнение Т. б. системы Земля — атмосфера соответствует алгебраической сумме членов уравнений Т. б. земной поверхности и атмосферы. Составляющие Т. б. земной поверхности и атмосферы для различных районов земного шара определяются путём метеорологических наблюдений (на актинометрических станциях, на специальных станциях Т. б., на метеорологических спутниках Земли) или путём климатологических расчётов.

  Средние широтные величины составляющих Т. б. земной поверхности для океанов, суши и Земли и Т. б. атмосферы приведены в таблицах 1, 2, где величины членов Т. б. считаются положительными, если соответствуют приходу тепла. Так как эти таблицы относятся к средним годовым условиям, в них не включены члены, характеризующие изменения теплосодержания атмосферы и верхних слоев литосферы, поскольку для этих условий они близки к нулю.

  Для Земли как планеты, вместе с атмосферой, схема Т. б. представлена на рис. На единицу поверхности внешней границы атмосферы поступает поток солнечной радиации, равный в среднем около 250 ккал/см ² в год, из которых около

 отражается в мировое пространство, а 167 ккал/см ² в год поглощает Земля (стрелка Q _s на рис. ). Земной поверхности достигает коротковолновая радиация, равная 126 ккал/см ² в год; 18 ккал/см ² в год из этого количества отражается, а 108 ккал/см ² в год поглощается земной поверхностью (стрелка Q ). Атмосфера поглощает 59 ккал/см ² в год коротковолновой радиации, то есть значительно меньше, чем земная поверхность. Эффективное длинноволновое излучение поверхности Земли равно 36 ккал/см ² в год (стрелка I ), поэтому радиационный баланс земной поверхности равен 72 ккал/см ² в год. Длинноволновое излучение Земли в мировое пространство равно 167 ккал/см ² в год (стрелка I_s ). Таким образом, поверхность Земли получает около 72 ккал/см ² в год лучистой энергии, которая частично расходуется на испарение воды (кружок LE ) и частично возвращается в атмосферу посредством турбулентной теплоотдачи (стрелка Р ).