44. Эффективное излучение

Встречное излучение всегда несколько меньше земного. Поэтому ночью, когда солнечной радиации нет и к земной по­верхности приходит только встречное излучение, земная поверх­ность теряет тепло за счет положительной разности между собст­венным и встречным излучением. Эту разность между собствен­ным излучением земной поверхности и встречным излучением атмосферы называют эффективным излучением (Ее)

Эффективное излучение представляет собой чистую потерю лучистой энергии, а следовательно, и тепла с земной поверхности ночью, и именно оно измеряется специальными приборами — пиргеометрами. Собственное излучение можно определить по за­кону Стефана—Больцмана, зная температуру земной поверхно­сти.

Ее-эффективное излучение

Еs- собственное излучением земной поверхности и Ea- встречным излучением атмосферы

Интенсивность эффективного излучения в ясные ночи состав­ляет около 0,10—0,15 кал/см'2 мин на равнинных станциях уме­ренных широт и до 0,20 кал/см2 мин на высокогорных станциях (где встречное излучение меньше). С возрастанием облачности, увеличивающей встречное излучение, эффективное излучение убывает. В облачную погоду оно гораздо меньше, чем в ясную; стало быть, меньше и ночное охлаждение земной поверхности.

Поглощая земное излучение и посылая встречное излуче­ние к земной поверхности, атмосфера тем самым уменьшает охлаждение последней в ночное время суток. Днем же она мало препятствует нагреванию земной поверхности солнечной радиа­цией. Это влияние атмосферы на тепловой режим земной поверх­ности носит название тепличного эффекта вследствие внешней аналогии с действием стекол теплицы.

45. Радиационный баланс земной поверхности: Радиационный баланс – разность между поглощённой радиацией и эффективным излучениемB= Q (1-A) - E_эф

E=δσT⁴ – длинноволновое излучение Земли δ – относительная излучающая способность поверхности,

σ – постоянная Стефана – Больцмана, равная 5,68 10 ^-11 кВт/ м² К⁴

Разность между поглощенной радиацией и эффективным из­лучением, где I — интенсивность прямой радиации, i — интенсивность рас­сеянной радиации, h — высота солнца, А — альбедо поверхности

Радиационный баланс или остаточная радиация переходит от ночных, отрицательных значений к дневным, положительным после восхода солнца при высоте его 10—15°. От положительных значений к отрицатель­ным он переходит перед заходом солнца при той же его высоте над горизонтом. При наличии снежного покрова радиационный баланс переходит к положительным значениям только при вы­соте солнца около 20—25°, так как при большом альбедо снега поглощение им суммарной радиации мало.

Днем радиационный баланс растет с увеличением высоты солнца и убывает с ее уменьшением. В ночные часы, когда суммарная радиация отсут­ствует, отрицательный радиационный баланс равен эффектив­ному излучению и потому меняется в течение ночи мало, если только условия облачности остаются одинаковыми.

Излучение в мировое пространство

Излучение земной поверхно­сти в большей части поглощается в атмосфере и лишь в интер­вале длин волн 8,5—11 мк проходит сквозь атмосферу в миро­вое пространство. Это уходящее количество составляет всего около 10 единиц, если принять приток солнечной радиа­ции на границу атмосферы за 100 единиц. Но, кроме того, сама атмосфера излучает в мировое пространство около 55 единиц, т. е. в несколько раз больше, чем земная поверхность. Излучение нижних слоев атмосферы поглощается в вышеле­жащих ее слоях. Но, по мере удаления от земной поверхности, содержание водяного пара, основного поглотителя радиации, уменьшается, и нужен все более толстый слой воздуха, чтобы поглотить излучение, поступающее от нижележащих слоев. На­чиная с некоторой высоты водяного пара вообще недостаточно для того, чтобы поглотить все излучение, идущее снизу, и из этих верхних слоев часть атмосферного излучения будет уходить в мировое пространство. Подсчеты показывают, что наиболее сильно излучающие в пространство слои атмосферы лежат на высотах 6—10 км. Длинноволновое излучение земной поверхности и атмосферы, уходящее в космос, называется уходящей радиацией. Оно со­ставляет около 65 единиц, если за 100 единиц принять приток солнечной радиации в атмосферу. Вместе с отраженной и рас­сеянной коротковолновой солнечной радиацией, выходящей за пределы атмосферы в количестве около 35 единиц, эта уходящая радиа­ция компенсирует приток солнечной радиации к Земле. Таким образом, Земля вместе с атмосферой теряет столько же радиа­ции, сколько и получает, т. е. находится в состоянии лучистого (радиационного) равновесия.

Методы измерения радиации Для измерения интенсивности прямой и рассеянной солнеч­ной радиации и эффективного излучения (а также альбедо, осве­щенности и пр.) существует много приборов как с визуальными отсчетами, так и с автоматической регистрацией Приборы для измерения прямой солнечной радиации назы­вают пиргелиометрами и актинометрами, для измерения рассе­янной радиации — пиранометрами, для измерения эффективного излучения — пиргеометрами, для измерения радиационного баланса — балансомерами. Названия самопишущих приборов окан­чиваются на «граф» (актинограф, пиранограф). Для измерения радиации применяется зачерненная металли­ческая пластинка, которая по своим поглощательным свойствам практически идентична абсолютно черному телу, т. е. поглощает и превращает в тепло всю падающую на нее радиацию. Во мно­гие приборы входят, кроме того, пластинки с белой или полиро­ванной поверхностью, почти полностью отражающие падающую радиацию.

Географическое распределение суммарной радиации

Рассмотрим распределение годовых и месячных коли­честв (сумм) суммарной радиации по Земному шару. Мы видим, что оно не вполне зонально: изолинии (т. е. линии равных вели­чин на карте внизу) радиации на картах не совпадают с широтными кругами. Отклонения эти объясняются тем, что на распределение радиа­ции по Земному шару оказывают влияние прозрачность атмо­сферы и облачность.Суммарная радиация, год (в ккал/см2 год).Годовые количества суммарной радиации (карта I) состав­ляют в тропических и субтропических широтах свыше 140 ккал/см2. Они особенно велики в малооблачных субтропиче­ских пустынях, а в северной Африке достигают 200—220 ккал/см2К более высоким ши­ротам обоих полушарий годовые количества суммарной радиа­ции убывают, достигая под 60° широты 60—80 ккал/см2. Но за­тем они снова растут — мало в северном полушарии, но весьма значительно над малооблачной и снежной Антарктидой, где в глубине материка они достигают 120—130 ккал/см2, т. е. ве­личин, близких к тропическим и превышающих экваториальные.Над океанами суммы радиации ниже, чем над сушей.

Географическое распределение радиационного баланса Как известно, радиационный баланс является разностью между суммарной радиацией и эффективным излучением. Радиационный баланс земной поверхности за год положи­телен для всех мест Земли, кроме ледяных плато Гренландии и Антарктиды. Это значит, что годовой приток поглощенной радиации больше, чем эффективное излучение за то же время. Но это вовсе не означает, что земная поверхность год от года становится все теплее. Дело в том, что избыток поглощенной радиации над излучением уравновешивается передачей тепла от земной поверхности в воздух путем теплопроводности и при фа­зовых преобразованиях воды (при испарении с земной поверхно­сти и последующей конденсации в атмосфере).Таким образом, хотя для земной поверхности не существует равновесия в полу­чении и отдаче радиации, но существует тепловое равновесие: приток тепла к земной поверхности как радиационными, так и нерадиационными путями равен его отдаче теми же способами