Земля и атмосфера, как и любое другое тело, излучают энергию. Поскольку по сравнению с температурой Солнца температура Земли и атмосферы мала, то излучаемая ими энергия приходится на невидимый инфракрасный участок спектра. Следует отметить, что ни земную поверхность, ни тем более атмосферу нельзя рассматривать как абсолютно черные тела. Однако изучение спектров длинноволновой радиации различных поверхностей показало, что с вполне достаточной степенью точности земную поверхность можно считать серым телом. Это значит, что излучение земной поверхности при всех длинах волн отличается на один и тот же множитель от излучения абсолютного черного тела, имеющего температуру, одинаковую с температурой земной поверхности. Таким образом, формула для потока излучения земной поверхности может быть записана на основе закона Кирхгофа в следующем виде:
где Т 0 - температура земной поверхности, - относительный коэффициент излучения или поглощения. Значения для различных поверхностей, по данным измерений, колеблются в пределах от 0,85 до 0,99. Поток излучения земной поверхности значительно меньше потока излучения Солнца (B c << B 0), но B 0 оказывается вполне сравнимым с величиной потока солнечной радиации F?, поступающего на поверхность Земли. Приведём значения потока излучения абсолютно черного тела при разных температурах: t 0 -40 -20 0 20 40 B кал/см 2 *мин0,24 0,34 0,46 0,61 0,79 Из этих данных следует, что B 0 имеет тот же порядок величины, что и F?. Поток излучения земной поверхности зависит от ее температуры, с увеличением которой он возрастает. Этот поток наблюдается днем и ночью и непосредственно не зависит от того, каков поток солнечной радиации. В каждой фиксированный момент времени земная поверхность, поглощающая коротковолновую радиацию, одновременно теряет энергию путем длинноволнового излучения. Значительная часть излучения земной поверхности поглощается атмосферой. Атмосфера в свою очередь излучает длинноволновую радиацию, часть которой, направленная к земной поверхности, называется встречным излучением или противоизлучением атмосферы. Поток встречного излучения атмосферы B A представляет собой количество длинноволновой радиации, поступающей от атмосферы к 1 см 2 земной поверхности в единицу времени. Поскольку земная поверхность не является абсолютно черным телом, то ею поглощается часть поступившего потока, равная. Разность между собственным излучением земной поверхности B 0 и поглощенной ею частью встречного излучения атмосферы называют эффективным излучением земной поверхности. Обозначая эффективное излучение через B * , имеем:
Температура атмосферы, как правило, ниже температуры земной поверхности, поэтому в большинстве случаев и, следовательно, т.е. вследствие длинноволнового излучения земная поверхность почти всегда теряет энергию. Лишь в редких случаях очень сильных инверсий температуры и высоких значений влажности воздуха эффективное излучение может оказаться отрицательным. Эффективное излучение оказывает большое влияние на температурный режим земной поверхности, играет существенную роль в образовании радиационных заморозков и туманов, при снеготаянии и пр. Эффективное излучение сильно зависит от содержания водяного пара в атмосфере и наличия облачности. Тесную связь между B * и упругостью водяного пара e вблизи поверхности земли характеризуют следующие данные непосредственных измерений: e мм рт. ст. 4,5 8,0 11,3 B * кал/см 2 *мин 0,19 0,17 0,15 Как видно, с увеличением e эффективное излучение B * уменьшается. Объясняется это тем, что с ростом e увеличивается встречное излучение атмосферы B A .
ЭФФЕКТИВНОЕ ИЗЛУЧЕНИЕ - разность между излучением земной поверхности и противоизлучением атмосферы. Измеряется пиргеометром. Эффективное излучение один из элементов теплового баланса земной поверхности. Экологический энциклопедический словарь. Кишинев: Главная редакция… … Экологический словарь
эффективное излучение - Разность собственного излучения земной поверхности и поглощенного ею встречного излучения атмосферы … Словарь по географии
эффективное излучение - efektyvioji spinduliuotė statusas T sritis Energetika apibrėžtis Kūno savosios ir atsispindėjusios spinduliuotės suma. atitikmenys: angl. effective radiation vok. effektive Strahlung, f rus. эффективное излучение, n pranc. radiation effective, f … Aiškinamasis šiluminės ir branduolinės technikos terminų žodynas
эффективное излучение - сумма собственного и отраженного излучения тела. Смотри также: Излучение тепловое излучение собственное излучение селективное излучение …
Излучение - 1. Распространение в пространстве волны какой либо природы или потоки каких либо частиц. Классическая теория излучения (Макснелла) объяснила очень многие характерные черты электромагнитного излучения, однако не смогла дать… … Энциклопедический словарь по металлургии
Тепловое излучение земной поверхности. Т. к. земная поверхность имеет сравнительно низкую температуру, она излучает электромагнитные волны длиной от 3 до 80 мкм, относящиеся к инфракрасной, не воспринимаемой глазом, области спектра. За… … Большая советская энциклопедия
тепловое излучение - излучение в диапазоне X = 0,4 800 мкм, включающее видимое и инфракрасное излучение. ; Смотри также: Излучение эффективное излучение собственное излучение … Энциклопедический словарь по металлургии
собственное излучение - излучение (1.) тела, определенное его физическими свойствами и температурой, без учета отраженного излучения; Смотри также: Излучение эффективное излучение тепловое излучение … Энциклопедический словарь по металлургии
селективное излучение - излучение в пределах только отдельных интервалов длин волн. Смотри также: Излучение эффективное излучение тепловое излучение собственное излучение … Энциклопедический словарь по металлургии
рентгеновское излучение - электромагнитное излучение с длиной волны между ультрафиолетовым и γ излучением; Смотри также: Излучение эффективное излучение тепловое излучение собственное излучение … Энциклопедический словарь по металлургии
Земная поверхность, поглощая коротковолновую суммарную радиацию, в то же время теряет тепло путем длинноволнового излучения. Это тепло частично уходит в мировое пространство, а в значительной части поглощается атмосферой, создавая так называемый «парниковый эффект». В этом поглощении большое участие принимают водяной пар, озон и углекислый газ, а так же пыль. Вследствие поглощения излучения Земли атмосфера нагревается и, в свою очередь, приобретает способность излучения длинноволновой радиации. Часть этого излучения достигает земной поверхности. Таким образом, в атмосфере создаются два потока длинноволновой радиации, направленных в противоположные стороны. Один из них, направленный вверх, состоит из земного излучения Е з , а другой поток, направленный вниз, представляет радиацию атмосферы Е а . Разность Е з –Е а называют эффективным излучением Земли Е эф. Оно показывает фактическую потерю тепла земной поверхностью. Так как температура атмосферы чаще всего ниже температуры земной поверхности, поэтому в большинстве случаев, эффективное излучение больше 0. Это означает, что вследствие длинноволнового излучения земная поверхность теряет энергию. Лишь при очень сильных инверсиях температуры зимой, а весной при таянии снега и при большой облачности излучение меньше нуля. Такие условия наблюдаются, например, в области Сибирского антициклона.
Величина эффективного излучения определяется в основном температурой подстилающей поверхности, температурной стратификацией атмосферы, влагосодержанием воздуха и облачностью. Годовые величины Е эф наземном шаре изменяются по сравнению с суммарной радиацией значительно меньше (от 840 до 3750 МДж/м 2). Это обусловлено зависимостью эффективного излучения от температуры и абсолютной влажности. Повышение температуры способствует росту эффективного излучения, но одновременно оно сопровождается ростом влагосодержания, которое уменьшает это излучение. Наибольшие годовые суммы Е эф приурочены к областям тропических пустынь, где оно достигает 3300–3750 МДж/м 2 . Такой большой расход длинноволновой радиации здесь обусловлен высокой температурой подстилающей поверхности, сухим воздухом и безоблачным небом. На тех же широтах, но на океанах и в пассатных областях, из-за уменьшения температуры, повышения влажности и увеличения облачности Е эф – вдвое меньше и составляет около 1700 МДж/м 2 в год. По тем же причинам на экваторе Е эф еще меньше. Наименьшие потери длинноволновой радиации наблюдаются в полярных районах. Годовые суммы Е эф в Арктике, Антарктике составляют около 840 МДж/м 2 . В умеренных широтах годовые значения Е эф изменяются в пределах 840–1250 МДж/м 2 на океанах, 1250–2100 МДж/м 2 на суше (Алисов Б.П., Полтараус Б.В., 1974).
