ФОРУМ ВИНОГРАД

1.3.2. Эффективное излучение земной поверхности

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 Ез, а другой поток, направленный вниз, представляет радиацию атмосферы Еа. Разность Ез–Еа называют эффективным излучением Земли Еэф. 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 Еэф на земном шаре изменяются по сравнению с суммарной радиацией значительно меньше (от 840 до 3750 МДж/м2). 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 Еэф приурочены к областям тропических пустынь, где оно достигает 3300–3750 МДж/м2. 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 Еэф – вдвое меньше и составляет около 1700 МДж/м2 в год. По тем же причинам на экваторе Еэф еще меньше. Наименьшие потери длинноволновой радиации наблюдаются в полярных районах. Годовые суммы Еэф в Арктике, Антарктике составляют около 840 МДж/м2. В умеренных широтах годовые значения Еэф изменяются в пределах 840–1250 МДж/м2 на океанах, 1250–2100 МДж/м2 на суше (Алисов Б.П., Полтараус Б.В., 1974).