процесс переноса тепла, происходящий в движущихся текучих средах (жидкостях либо газах) и обусловленный совместным действием двух механизмов переноса тепла - собственно конвективного переноса и теплопроводности (См. Теплопроводность). Таким образом, в случае К. т. распространение тепла в пространстве осуществляется за счёт переноса тепла при перемещении текучей среды из области с более высокой температурой в область с меньшей температурой, а также за счёт теплового движения микрочастиц и обмена кинетической энергией между ними. В связи с тем, что для неэлектропроводных сред интенсивность конвективного переноса очень велика по сравнению с теплопроводностью, последняя при ламинарном течении (См. Ламинарное течение) играет роль лишь для переноса тепла в направлении, поперечном течению среды. Роль теплопроводности при К. т. более значительна при движении электропроводных сред (например, жидких металлов). В этом случае теплопроводность существенно влияет и на перенос тепла в направлении движения жидкости. При турбулентном течении (См. Турбулентное течение) основную роль в процессе переноса тепла поперек потока играет пульсационное перемещение турбулентных вихрей поперек течения жидкости. Участие теплопроводности в процессах К. т. приводит к тому, что на эти процессы оказывают существенное влияние теплофизические свойства среды: коэффициент теплопроводности, Теплоёмкость, Плотность.

В связи с тем, что в процессах К. т. важную роль играет конвективный перенос, эти процессы должны в значительной мере зависеть от характера движения жидкости, то есть от значения и направления скорости среды, от распределения скоростей в потоке, от режима движения жидкости (ламинарное течение либо турбулентное). При больших (сверхзвуковых) скоростях движения газа на процессы К. т. начинает влиять распределение давления в потоке. Если движение жидкости обусловлено действием некоторого внешнего побудителя (насоса, вентилятора, компрессора и т.п.), то такое движение называют вынужденным, а происходящий при этом процесс К. т. - вынужденной конвекцией. Если движение жидкости вызвано наличием неоднородного поля температуры, а следовательно, и неоднородной плотности в среде, то такое движение называют свободным или естественным, а процесс К. т. - свободной или естественной конвекцией. На практике встречаются и такие случаи, когда приходится учитывать как вынужденную, так и свободную конвекцию (См. Конвекция).

Наиболее интересным с точки зрения технических приложений случаем К. т. является конвективная теплоотдача, то есть процесс двух К. т., протекающий на границе раздела двух фаз (твердой и жидкой, твердой и газообразной, жидкой и газообразной). При этом задача расчета состоит в нахождении плотности теплового потока на границе раздела фаз, то есть величины, показывающей, какое количество тепла получает или отдает единица поверхности раздела фаз за единицу времени. Помимо указанных выше факторов, влияющих на процесс К. т., плотность теплового потока зависит также от формы и размеров тела, от степени шероховатости поверхности, а также от температур поверхности и теплоотдающей или тепловоспринимающей среды.

Для описания конвективной теплоотдачи используется формула:

q_cт = α(Т₀-Т_ст),

где q_cт - плотность теплового потока на поверхности, вт/м²; α - коэффициент теплоотдачи, вт/(м²∙°С); T₀ и Т_ст - температуры среды (жидкости или газа) и поверхности соответственно. Величину T₀ - Т_ст часто обозначают ΔТ и называется температурным напором (См. Температурный напор). Коэффициент теплоотдачи α характеризует интенсивность процесса теплоотдачи; он возрастает при увеличении скорости движения среды и при переходе от ламинарного режима движения к турбулентному в связи с интенсификацией конвективного переноса. Он также всегда больше для тех сред, у которых выше коэффициент теплопроводности. Коэффициент теплоотдачи существенно повышается, если на поверхности происходит фазовый переход (например, испарение или конденсация), всегда сопровождающийся выделением (поглощением) скрытой теплоты. На значение коэффициент теплоотдачи сильное влияние оказывает Массообмен на поверхности.

Основной и наиболее трудной проблемой в расчётах процессов конвективной теплоотдачи является нахождение коэффициента теплоотдачи α. Современные методы описания процесса К. т., основанные на теории пограничного слоя (См. Пограничный слой), позволяют получить теоретические (точные или приближённые) решения для некоторых достаточно простых ситуаций. В большинстве же встречающихся на практике случаев коэффициент теплоотдачи определяют экспериментальным путём. При этом как результаты теоретических решений, так и экспериментальные данные обрабатываются методами подобия теории (См. Подобия теория) и представляются обычно в следующем безразмерном виде: Nu = f (Re, Pr) - для вынужденной конвекции и Nu = f (Gr, Pr) - для свободной конвекции,

где Nu = - Нуссельта число,- безразмерный коэффициент теплоотдачи (L - характерный размер потока, λ - коэффициент теплопроводности); Re = - Рейнольдса число, характеризующее соотношение сил инерции и внутреннего трения в потоке (u - характерная скорость движения среды, υ - кинематический коэффициент вязкости); Pr = - Прандтля число, определяющее соотношение интенсивностей термодинамических процессов (α - коэффициент температуропроводности); Gr = Грассхофа число, характеризующее соотношение архимедовых сил, сил инерции и внутреннего трения в потоке (g - ускорение свободного падения, β - термический коэффициент объёмного расширения).

Процессы К. т. чрезвычайно широко распространены в технике (энергетике, холодильной технике, ракетной технике, металлургии, химической технологии), а также в природе (перенос тепла в атмосфере, в морях и океанах).

Лит.: Эккерт Э.-Р., Дрейк Р.-М., Теория тепло- и массообмена, пер. с англ., М. - Л., 1961; Гухман А. А., Применение теории подобия к исследованию процессов тепло- и массообмена (Процессы переноса в движущейся среде), М., 1967; Исаченко В. П., Осипова В. А., Сукомел А. С., Теплопередача, М., 1969.

В. А. Арутюнов.

перенос теплоты в жидкостях, газах или сыпучих средах потоками вещества. Различают естественную, или свободную, и вынужденную К.

Естественная К. возникает при неравномерном нагреве (нагреве снизу) текучих или сыпучих веществ, находящихся в поле силы тяжести (или в системе, движущейся с ускорением). Вещество, нагретое сильнее, имеет меньшую плотность и под действием архимедовой силы F_A перемещается относительно менее нагретого вещества. Сила F_A = Δρ∙V (Δρ - разность плотностей нагретого вещества и окружающей среды, V - объём нагретого вещества). Направление силы F_A, а следовательно, и К. для нагретых объёмов вещества противоположно направлению силы тяжести. К. приводит к выравниванию температуры вещества. При стационарном подводе теплоты к веществу в нём возникают стационарные конвекционные потоки, переносящие теплоту от более нагретых слоев к менее нагретым. С уменьшением разности температур между слоями интенсивность К. падает. При высоких значениях теплопроводности и вязкости среды К. также оказывается ослабленной. На К. ионизованного газа (например, солнечной плазмы) существенно влияет магнитное поле и состояние газа (степень его ионизации и т.д.). В условиях невесомости естественная К. невозможна.

При вынужденной К. перемещение вещества происходит главным образом под воздействием какого-либо устройства (насоса, мешалки и т.п.). Интенсивность переноса теплоты здесь зависит не только от перечисленных выше факторов, но и от скорости вынужденного движения вещества.

К. широко распространена в природе: в нижнем слое земной атмосферы (см. Конвекция в атмосфере), морях и океанах (см. Конвекция в океане), в недрах Земли, на Солнце (в слое до глубины Конвекция20-30\% радиуса Солнца от его поверхности) и т.д. С помощью К. осуществляют охлаждение или нагревание жидкостей и газов в различных технических устройствах (см. Конвективный теплообмен).

в атмосфере, вертикальные перемещения объёмов воздуха с одних высот на другие, обусловленные архимедовой силой: воздух более тёплый и, следовательно, менее плотный, чем окружающая среда, перемещается вверх, а воздух более холодный и более плотный - вниз. При слабом развитии К. имеет беспорядочный, турбулентный характер. При развитой К. над отдельными участками земной поверхности возникают восходящие и нисходящие токи воздуха, пронизывающие атмосферу иногда до высот стратосферы (проникающая К.). Вертикальная скорость восходящих токов (термиков) при этом обычно порядка нескольких м/сек, по иногда может превышать 20-30 м/сек. С проникающей К. обычно связано образование облаков К. - кучевых и кучево-дождевых (грозовых).

Развитие К. зависит от распределения температуры в атмосфере по высоте. Восходящий воздух поднимается до тех пор, пока его температура остаётся выше температуры окружающего воздуха; нисходящий воздух, в свою очередь, опускается, пока он холоднее окружающего воздуха. Но восходящий воздух вследствие расширения охлаждается на 1 °С на 100 м подъёма (пока в нём не началась конденсация) - так называемый сухоадиабатический градиент, а после начала конденсации (образования облаков), сопровождающейся выделением скрытой теплоты, - на переменную величину в несколько десятых долей градуса на 100 м подъёма (так называемый влажноадиабатический градиент). Поэтому для поддержания К. нужно, чтобы вертикальный градиент температуры в атмосферном столбе был больше сухоадиабатического градиента до уровня, на котором начинается конденсация, и больше влажнодиабатического над этим уровнем, т. е. атмосфера должна обладать неустойчивой стратификацией (см. Стратификация атмосферы). Такие условия создаются летом в воздухе над прогретой сушей и во все времена года в воздухе, движущемся с более холодной на более тёплую поверхность. Слои с малыми вертикальными градиентами температуры, особенно с инверсиями температуры (См. Инверсии температуры), являются для К. задерживающими слоями.

Лит.: Матвеев Л. Т., Основы общей метеорологии, Л., 1965; Шметер С. М., Физика конвективных облаков, Л., 1972.

С. П. Хромов.

в океане, вертикальное движение воды, вызванное изменением её плотности в результате изменения температуры или солёности. Если плотность воды однородна по горизонтали и с глубиной возрастает, то вода находится в равновесии. В противном случае начинается опускание более плотной воды до глубины, на которой плотность опустившейся воды станет равной плотности окружающих вод. К. ведёт к перемешиванию и выравниванию по вертикали физических и химических характеристик воды, обогащению кислородом нижележащих слоев и т.д. В придонных областях океана (в частности, в глубоководных впадинах) могут иметь место случаи уменьшения плотности с глубиной, например за счёт геотермического притока тепла из недр Земли. В ряде случаев это уменьшение плотности с глубиной сопровождается К., охватывающей значительную толщу придонных вод (порядка нескольких сотен м по вертикали),

Большую роль в режиме океана играет К. в период осенне-зимнего охлаждения (так называемая зимняя вертикальная циркуляция), так как в этот период К. распространяется на большие глубины, а в отдельных субтропических и тропических морях с большой солёностью воды - до дна (Средиземное море, Красное море, Персидский залив), Поскольку благодаря К. зимой в океане непрерывно происходит подъём к поверхности более тёплых вод с глубин, климат прилегающих стран смягчается.

А. М. Муромцев.