Излучение земной поверхности, эффективное излучение

2. Излучение земной поверхности, эффективное излучение

Е = Т⁴, где =5,7·10^-8 Вт/(м² К⁴).

Земная поверхность имеет среднюю температуру 15ºС, мощность излучения составляет 0,42 кВт/м².

Излучение земной поверхности называется собственным излучением земной поверхности Е_s. Собственное излучение Земли – это значительные потоки радиации. За год в Минске с 1 м² поверхности земли излучается около 11·10³ МДж, что в 2 раза превосходит приходящую суммарную солнечную радиацию и почти в 4 раза больше поглощенной солнечной радиации. Если бы не было других источников поступления радиации к земле, то поверхность земли летом охладилась на 5–15ºС, весной на 30–90ºС, а зимой – еще сильнее. Среднесуточная температура поверхности в декабре опускалась бы до -150ºС.

Испускаемая земной поверхностью радиация имеет длины волн от 4 до 120 мкм, а максимум энергии приходится на 10–15 мкм.

Собственное излучение земной поверхности поступает в атмосферу и практически полностью ей поглощаются. Основные поглотители: Н₂О, СО₂, О₃. Кроме этого, в атмосфере поглощается около 15–20% солнечной радиации. Эта радиация идет на нагревание воздуха. Атмосфера также получает тепло от земной поверхности путем теплопроводности и при фазовых переходах воды. Как и земная поверхность, атмосфера излучает радиацию примерно в том же диапазоне дли волн.

Около 70% радиации, излучаемое атмосферой, поступает к земной поверхности, а остальная уходит в мировое пространство (рисунок 16).

Атмосферная радиация, приходящая к земной поверхности, называется встречным излучением Е_а (встречное – направленное навстречу собственному излучению земной поверхности).

Земная поверхность поглощает встречное излучение на 95–99%. Приход встречного излучения почти компенсирует расход собственного излучения земной поверхности. Встречное излучение всегда меньше собственного излучения земной поверхности, поэтому земная поверхность теряет тепло.

Разность между собственным излучением и встречным называется эффективным излучением Е_е:

Е_е = Е_s – Е_а

Эффективное излучение (E_e) – чистая потеря лучистой энергии (тепла) с земной поверхности. Оно имеет место и днем, и ночью. Но днем оно компенсируется поглощенной солнечной радиацией (полностью или частично). В ясные дни оно больше, чем в облачные, так как облачность увеличивает встречное излучение Е_а.

Эффективное излучения пропорционально произведению Т³ ΔТ, где Т – абсолютная температура земной поверхности, ΔТ – разность между температурой земли и воздуха.

Исходя из этой формулы, можно утверждать, что эффективное излучение в летние месяцы больше, чем в холодное время года. Вторая причина этого – уменьшение облачности.

Благодаря тому, что атмосфера поглощает длинноволновое излучение земной поверхности, земля не охлаждается так сильно. Этот эффект отепления называется оранжерейным или парниковым эффектом.

3. Радиационный баланс земной поверхности

R = (I·sin h₀+i)·(1–А) – Е_е

Выражается в ккал на 1 см² горизонтальной поверхности в 1 с, измеряется балансомером. Средние климатологические величины радиационного баланса земной поверхности рассчитываются с помощью эмпирических формул по данным метеонаблюдений.

Попытки рассчитать количество поступающей солнечной радиации на земную поверхность относятся к середине XIX века, после того, как были созданы первые актинометрические приборы. Однако только в 1940-е гг. началась широкая разработка проблемы изучения радиационного и теплового баланса. Этому способствовало широкое развитие актинометрической сети станций в послевоенные годы, особенно в период подготовки к МГГ (1957–58 гг.). Только в СССР число актинометрических станций к началу МГГ достигло 200. На этих станциях проводили измерения коротковолновой радиации Солнца, определяли радиационный баланс земной поверхности. На ряде станций были организованы наблюдения за температурой и влажностью воздуха на разных высотах, что позволило произвести вычисления затрат тепла на испарение и турбулентный теплообмен.

Помимо систематических актинометрических наблюдений на станциях в последние годы проводятся экспериментальные работы по исследованию радиационных потоков в свободной атмосфере.

Используя материалы наблюдений и экспериментальных исследований, сотрудники Главной геофизической обсерватории им. А.И. Воейкова под руководством М.И. Будыко в начале 1950-х гг. впервые построили серию карт составляющих теплового баланса для всего земного шара. Они были опубликованы в 1955 г. Атлас содержал карты распределения суммарной солнечной радиации, радиационного баланса, затраты тепла на испарение и турбулентный теплообмен в среднем за каждый месяц и год. Новая серия карт, уточненных и дополненных, была издана в 1963 г., данная серия карт составила «Атлас теплового баланса земного шара».

Радиационный баланс земной поверхности может быть положительным, т.е. земная поверхность получает больше тепла, чем отдает, и отрицательным.

Суточный ход радиационного баланса в Минске характеризуется следующими показателями. Во все месяцы баланс переходит через 0 утром после восхода Солнца при высоте Солнца 6–8º, вечером – перед заходом при высоте 7–10º.

Таким образом, в течение 50–80 мин. в утренние и вечерние часы, когда Солнце над горизонтом, деятельная поверхность теряет посредствам излучения больше, чем получает от Солнца.

При наличии снежного покрова радиационный баланс переходит к положительным значениям только при высоте солнца около 20–25º, т.к. поглощение снегом суммарной солнечной радиации малó вследствие большого альбедо снега.

В ночные часы радиационный баланс равен эффективному излучению, поэтому он за очень редким исключением отрицательный. Интенсивность баланса в течение всего темного времени меняется мало, его средние значения летом составляют -0,03…-0,04 кВт/м², зимой -0,01…-0,02 кВт/м². В ясные ночи эффективное излучение растет и R= -0,06 кВт/м². В пасмурную погоду ночной баланс приближается к нулю.

В дневные часы быстро растет коротковолновая часть баланса, увеличивается и весь баланс. Отметим, что увеличивается и эффективное излучение (растет температура поверхности). В дневные часы июня эффективное излучение в среднем в 2–2,5 раза больше, чем в ночные, и около полудня составляет 0,09–0,10 кВт/м². Аналогично и в другие месяцы, т.е. днем в результате излучения земля теряет больше энергии, чем ночью, но эти дневные потери полностью перекрываются энергией поступающей коротковолновой радиации (речь идет о средних значениях, но бывают зимние дни, когда в дневное время баланс отрицательный). Интенсивность баланса достигает максимума в полдень, летом – несколько раньше. В летние месяцы дополуденные суммы баланса больше послеполуденных, что соответствует такой же асимметрии дневного хода суммарной радиации, вызванной различием количества облаков до и после полудня. В среднем полуденная интенсивность радиационного баланса в июне около 0,40 кВт/м². Облачность в большинстве случаев уменьшает и суммарную радиацию, и эффективное излучение. Но поскольку суммарная радиация уменьшается сильнее, то уменьшается и баланс. Днем в пасмурную погоду баланс меньше, чем при ясном небе. Наибольшая интенсивность его наблюдается не при безоблачном небе, а тех случаях, когда облачность закрывает небо вблизи зенита, а солнце остается открытым. При этом суммарная радиация велика, а эффективное излучение сильно уменьшается, соответственно растет баланс. Наблюдавшиеся максимальные значения интенсивности баланса составляют 0,55–0,60 кВт/м².

Годовой ход суточных сумм радиационного баланса (как и месячный) носит плавный характер с максимумом в июне и минимумом в январе. В Минске переход от отрицательных значений суточных сумм радиационного баланса к положительным происходит в конце второй декады февраля, а обратный – в начале второй декады ноября. На юге республики на 3–5 дней раньше и позже соответственно. В течение года средние суточные суммы радиационного баланса в Минске увеличиваются от -0,71 МДж/м² в январе до 11,05 МДж/м² в июне. Максимальная суточная сумма (до 1990 г.) наблюдалась в июле и составляла 19,76 МДж/м², минимальная – в феврале и ноябре 4,86 МДж/м².
3.2. Радиационный баланс атмосферы – алгебраическая сумма потоков радиации, поглощаемой и излучаемой атмосферой.

Приходной частью радиационного баланса атмосферы является поглощенная атмосферой прямая и рассеянная солнечная радиация и длинноволновое излучение земной поверхности. Расходная часть состоит из собственного излучения атмосферы к земной поверхности (встречное излучение) и в мировое пространство (уходящая длинноволновая радиация).

R_a = E₀ +I_a – E_∞,

где E₀ – излучение земной поверхности; E_∞ – уходящая радиация земной поверхности и атмосферы; I_a – солнечная радиация, поглощенная атмосферой.

Поглощение солнечной радиации в атмосфере сравнительно мало, и радиационный баланс атмосферы определяется потоками земного излучения и уходящей радиации. Т.к. поток уходящей радиации больше потока эффективного излучения, радиационный баланс атмосферы всегда отрицателен. В целом за длительное время на Земле в среднем приближенные оценки составляющих радиационного баланса атмосферы таковы. Если за 100% принять поток солнечной радиации на границе атмосферы, то E₀ = +15%, E_∞ = -65%, I_a = +20%.

Таким образом, R_a = 15+20 – 65 = -30% (около 70 ккал/см² в год)

Отрицательный радиационный баланс атмосферы компенсируется на 75% приходом тепла конденсации и на 25% турбулентным переносом тепла от земной поверхности.
3.3. Радиационный баланс системы «Земля – атмосфера» (вертикального столба проходящего через всю толщу атмосферы) – алгебраическая сумма потоков радиации, входящих в земную атмосферу из мирового пространства, и уходящих из нее обратно.
R_s = I₀ – I_∞ – E_∞; или R_s = I₀(1 – А_s) – E_∞,

где I₀ – приток солнечной радиации на границе атмосферы; I_∞ – отраженная и рассеянная коротковолновая солнечная радиация; E_∞ – уходящая длинноволновая радиация земной поверхности и атмосферы; А_s – планетарное альбедо (31–35%).

Оценка составляющих радиационного баланса разными исследователями несколько расходятся. Принимая приток солнечной радиации на границе атмосферы за 100%, приближенно получают I_∞ = 35% и E_∞ = 65%.

Для земли в целом радиационный баланс близок к нулю и за многолетний период не отличается существенно от нуля т.е. Земля находится в состоянии лучистого равновесия.