Расчет эффективного излучения Земной поверхности

Верхние слои почвы и воды, снежный покров и растительность сами излучают длинноволновую (инфракрасную) радиацию, не воспринимаемую глазом. Интенсивность собственного излучения земной поверхности (т.е. отдача лучистой энергии с единицы горизонтальной поверхности за единицу времени) можно рассчитать, зная абсолютную температуру земной поверхности Т. По закону Стефана – Больцмана излучение с каждой единицы площади абсолютно черной поверхности в калориях за единицу времени при абсолютной температуре Т равно:

Е = σТ⁴ (2.8)

где постоянная излучения s = 5.67·10^–8 Вт/м²К⁴.

При реальных значениях температуры земной поверхности (180 – 350^оК) излучение происходит в диапазоне от 4 до 120 мк, а максимум энергии падает на длины волн 10 –15 мк (рис. 2.8).

Земная поверхность излучает почти как абсолютно черное тело. Её интенсивность излучения E_s может бытьопределена по формуле (2.8). При средней глобальной температуре земной поверхности +15°С, или 288°К, излучение E_s равно 0,6 кал/см²мин.

Рис. 2.8. Интенсивность излучения Е= s Т⁴ при температурах 200, 250 и 300° К для различных длин волн

Столь большая отдача радиации приводила бы к быстрому охлаждению земной поверхности, если бы не обратныйпроцесс – поглощение земной поверхностью радиации солнца и встречного излучения атмосферы.

Атмосфера поглощает как солнечную радиацию (около 15 % ее количества, приходящего к Земле), так и собственное излучение земной поверхности. Кроме того, она получает тепло от поверхности Земли путем турбулентной теплопроводности (об этом – в следующей главе), а также при конденсации водяного пара.

Будучи нагретой, атмосфера излучает сама инфракрасную радиацию, так же, как и земная поверхность, – по Закону Стефана – Больцмана (формула 2.8)ипримерно в том же диапазоне длин волн. Большая часть (70%) атмосферной радиации приходит к земной поверхности. Остальная ее часть уходит в мировое пространство.

Атмосферную радиацию, излучаемую атмосферой и приходящую к земной поверхности, называют встречным излучением атмосферы(Е_а). Земная поверхность на 90 – 99 %поглощаетэтовстречное излучение. Для земной поверхности, в дополнение к поглощенной солнечней радиации, оно является важным источником тепла. Встречное излучение возрастает сувеличением облачности.

Для равнин умеренных широт средняя интенсивность встречного излучения составляет порядка 0,3 – 0,4 кал/см²мин, в горах – около 0,1 – 0,2 кал/см²мин. Уменьшение встречного излучения с высотой объясняется уменьшением содержания водяного пара.

Наибольшее встречное излучение (0,5 – 0,6 кал/см²мин) наблюдается у экватора, где атмосфера наиболее нагрета и богата водяным паром. К полярным широтам оно убывает до 0,3 кал/см² мин.

Отепляющее влияние атмосферы на тепловой режим земной поверх­ности за счет встречного излучения Е_а , по аналогии с влиянием стекол теплицы, носит название парникового эффекта.

Основной субстанцией в атмосфере, поглощающей земное излучение и посылающей встречное излучение, является водяной пар. Он поглощает инфракрасную радиацию в широкой области спектра – от 4,5 до 80 мк, за исключением интервала между 8,5 и 11 мк. В этом интервале земное излучение проходит сквозь атмосферу в мировое пространство.

Встречное излучение всегда несколько меньше земного. Поэтому ночью, когда солнечной радиации нет, 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 (Е_е):

Е_е = Е_s – E_a(2.9)

Эффективное излучение представляет потерю тепла земной поверхностью. Оно измеряется специальными приборами – пиргеометрами. Интенсивность эффективного излучения в ясные ночи составляет около 0,10 – 0,15 кал/см²мин на равнинах умеренных широт и до 0,20 кал/см² мин в горах, где встречное излучение меньше. С возрастанием облачности, увеличивающей встречное излучение, эффективное излучение убывает. В облачную погоду заметно уменьшается ночное охлаждение поверхности земли.

Днем эффективное излучение перекрывается или частично компенсируется поглощенной солнечной радиацией. Поэтому земная поверхность днем теплее, чем ночью. Данные наблюдений показывают, что земная поверхность в средних широтах теряет путем эффективного излучением примерно половину тепла, получаемого от поглощенной радиации.

В основе расчета эффективного излучения Е_е лежит зависимость (2.9), в которой излучение земной поверхности E_s и встречное излучение атмосферы E_а могут быть определены по формулам следующего вида:

E_s=b_пsТ_п ⁴,

E_а= А_еС_оsТ_а,

где Т_п и Т_а– абсолютные температуры земной поверхности и атмосферы;b_п–лучеиспускательная способность поверхности относительно абсолютно черного тела (если отсутствуют сведения, b_п=1); А_е – коэффициент, зависящий от величины влажности воздуха; С_о – коэффициент, учитывающий облачность [70].

Таким образом, излучение земной поверхности E_s в основном зависит от ее температуры, а встречное излучение атмосферы – от температуры воздуха, его влажности и облачности (остальные факторы имеют сравнительно небольшую изменчивость). Коэффициенты А_е и С_оопределяются по формулам следующего вида:

А_е =b +d·e^0.5,

С_о=1.0+c₁(N_о–N_н)+с₂ N_н.

Коэффициенты b, d, c₁, с₂ определяют по данным метеорологических измерений, а при их отсутствии можно рекомендовать их следующие значения: b = 0.62, d = 0.05, c₁ = 0.12, с₂ = 0,24.