Длинноволновое излучение земной поверхности и атмосферы

Верхние слои почвы, лед, вода, снежный покров излучают длинноволновую радиацию, которая называется собственным излучением поверхности. Её можно рассчитать по формуле:

,

где: - коэффициент Стефана-Больцмана.

При среднегодовой температуре земного шара 15 С (288 К) Е = 0,42 кВт/м². Столь быстрая отдача тепла земной поверхностью приводила бы к быстрому её охлаждению, если бы этому не препятствовал обратный процесс – поглощение солнечной и атмосферной радиации земной поверхностью.

Испускаемая Землёй радиация имеет длины волн 4 – 120 мкм, является инфракрасной и глазом не воспринимается.

Атмосфера, поглощая некоторую часть приходящей к ней солнечной радиации ( 15 %) и большую часть излучения земной поверхности, сама становится источником излучения инфракрасной радиации. Большая часть (70 %) атмосферной радиации приходит к земной поверхности, её называют встречным излучением (Е_), остальная часть уходит в мировое пространство, эту часть называют уходящим излучением (Е_).

Земная поверхность поглощает встречное излучение практически полностью (95 – 99 %). Это излучение является для земной поверхности важным источником тепла в дополнение к поглощенной солнечной радиации.

Встречное излучение увеличивается с возрастанием облачности. Для равнинных станций умеренных широт Е_ = 0,21–0,28 кВт/м², для экваториальной части (для атмосфера прогрета о богата водяным паром) - Е_ = 0,38–0,42 кВт/м².

Встречное излучение можно рассчитать, используя формулу Брента:

Е_ = ⁴(Д + Ge),

где: Д и G константы; Д = 0,61; G = 0,05;

е – парциальное давление водяного пара, ГПа.

В атмосфере длинноволновая радиация поглощается главным образом двумя компонентами – СО₂ и Н₂О.

Так как встречное излучение всегда меньше земного, Земля теряет тепло за счёт положительной разности между собственным и встречным излучением. Разность между собственным и встречным излучением атмосферы называется эффективным излучением (Е_е).

Эффективное излучение в ясные дни составляет 0,1 кВт/м². С возрастанием облачности эффективное излучение уменьшается.

В умеренных широтах земная поверхность через эффективное излучение теряет около половины количества тепла, которое она получает от поглощённой радиации.

Поглощая земное излучение и посылая встречное излучение к земной поверхности, атмосфера существенно уменьшает охлаждение поверхности земли в ночное время суток. Днем оно практически не препятствует нагреву земной поверхности. Это влияние атмосферы на тепловой режим земной поверхности получило название тепличного эффекта (парниковый эффект).

Радиационный баланс земной поверхности

Разность между поглощённой радиацией и эффективным излучением называют радиационным балансом земной поверхности:

Радиационный баланс представляет собой фактический приход или расход лучистой энергии, от которого будет происходить нагревание или охлаждение поверхности.

Отрицательные значения радиационного баланса наблюдаются перед заходом Солнца и ночью; положительные – после восхода Солнца (h = 10 – 15 ) до его захода при той же высоте. От величины радиационного баланса зависят тепловой режим почвы, водоемов и прилегающих к ним слоев атмосферы. Знание радиационного баланса необходимо при расчетах испарения с водной поверхности и суши, при рассмотрении влияния радиации на человека и живые организмы. Географическое распределение радиационного баланса поверхности и отдельных его составляющих представлены в Атласе теплового баланса. Атлас составляли М.И. Будыко, Т.Г. Берлянд и др. Радиационный баланс земной поверхности за год положителен для всех мест, кроме Гренландии и Антарктиды.