Atmosferik karşı radyasyon

Mart 2000'den Mayıs 2004'e kadar olan dönem için dünyanın ortalama yıllık radyasyon dengesi için 2009'dan bir model hesaplama örneği. Hesaplamalar kısmen uydu verilerine ( CERES ) ve kısmen varsayımlara ( hipotezlere ) dayanılarak yapılmıştır. . Geniş okların genişliği, enerji akışının oranlarını gösterir. Karşı radyasyon sağ altta gösterilmektedir.

Atmosferik karşı radyasyon parçası olan termal radyasyon gelen atmosfer , enerjisi bu şekilde yeryüzü sistemi kalır toprak yönünde ve yayılır. Yüzeydeki enerji dengesinin önemli bir parçasıdır ve sera etkisine katkıda bulunur . Karşı radyasyon olarak adlandırılır çünkü yeryüzünden uzaya net radyasyon taşınmasına karşı çıkar ve böylece dünya yüzeyinden radyasyon kayıplarını azaltır.

Fizik dalına bağlı olarak, karşı radyasyon miktarı farklı şekilde yorumlanabilir:

Olarak kuantum mekanik görünümü, termal radyasyon tarif sıcak için soğuktan ayrılmaz ters yönde daha yoğun radyasyon ile bağlantılı - gövde.
Olarak termodinamik görünümü, karşı-radyasyon, radyasyon dengede açısından birini temsil ettiği, böylece tüm terimler, sadece söz konusu gövdesinden birinin sıcaklığına bağlı olduğu. In idealize sera modeli , bu hesaplamanın önemli bir parçasıdır.

açıklama

Yayılan termal radyasyon gelen sera gazları ve aerosoller bir hacim elemanda bağlıdır yerel sıcaklık , bkz Stefan-Boltzmann yasası ve spektral şeffaflık, aşağıya bakın. Radyasyon izotropik olarak yayılır (her yöne eşit olarak). Zemine ulaşan karşı radyasyon, ortalama olarak farklı yüksekliklerden ve dolayısıyla sıcaklık aralıklarından farklı dalga boylarından kaynaklanmaktadır. Orta kızılötesinde, gökyüzü açık olduğunda, radyasyonun daha büyük bir kısmı atmosfer yerine soğuk alandan gelir ( atmosfer penceresine bakın ). Bu dalga boyu aralığında, karşı radyasyon bu nedenle özellikle az enerji taşır. Tam da bu alanda, dünya yüzeyinin sıcaklığı, dünya için iyi bir model olan siyah bir cismin maksimum radyasyon seviyesine sahiptir . Bu nedenle atmosferden yaydığından daha az ısı radyasyonu alır ve geceleri yere yakın havanın sıcaklığının biraz altında soğur. Daha sonra hava şartlarına bağlı olarak çiy , don veya zemin donması oluşabilir .

Radyasyon kaynakları

Atmosferik gazlar

Havanın ana bileşenleri ( N ₂ , O ₂ , Ar ) IR etkisizdir , bu nedenle ne termal radyasyonla uyarılırlar ne de böyle yayarlar. Bununla birlikte, çeşitli çok atomlu iz gazlar ve yayarlar absorbe çok yoğun karakteristik olarak absorpsiyon bantları ve böylece temsil sera gazlarını . Su buharı ve ozon statik iki kutuplu momentle molekülleri açılıdır. Metan ve karbondioksit , simetrik yapıları nedeniyle statik bir dipol momentine sahip değildir, ancak titreşim uyarımı nedeniyle bir geçiş dipol momenti alır ve bu nedenle yayar.

Gökyüzü açıkken karşı radyasyon spektrumu (mavi)

Burada göz uzun dalga kızılötesi yatan spektral çizgileri farklı arasındaki geçişler sırasında ortaya çıkmaz enerji düzeyleri arasında elektron kabuğu , ancak molekülün farklı dönme veya titreşim arasındaki geçişler sırasında ( moleküler fizik ). Bu tür geçişler tipik olarak sınırlı bir dalga boyu aralığında çok sayıda yakın aralıklı spektral çizgi üretir; böyle bir spektral çizgi koleksiyonuna spektral bant denir . Su buharı, 5 ila 8 μm aralığında yoğun bir dönme salınım bandına sahipken, dönüş bandı 17 μm'nin üzerindeki dalga boylarını kapsamaktadır . Karbondioksit ayrıca 13 ile 17 μm arasında çok yoğun bir banda sahiptir. Nispeten zayıf bir ozon bandı 9,6 μm'dir.

Bitişikteki şekil, 288 K varsayılan sıcaklıkta (yaklaşık 15 ° C, küresel ortalama sıcaklık) havanın emisyon spektrumu olarak tanımlanan atmosferik bant spektrumunu göstermektedir. Burada şematik olarak sürekli alanlar (mavi) olarak gösterilen bantlar aslında çok sayıda yakın aralıklı ve kısmen örtüşen spektral çizgilerden oluşur. Aynı sıcaklıktaki (açık kahverengi) bir kara cismin emisyon spektrumu ile yapılan bir karşılaştırma , bantların bulunduğu alandaki havanın neredeyse siyah cisim kadar verimli, ancak bantlar arasındaki boşluklarda neredeyse hiç yayılmadığını gösterir. Özellikle, yaklaşık 8 ila 13 μm aralığında belirgin bir "pencere" vardır ve burada hemen hemen hiç emisyon yoktur (zayıf ozon bandı dışında, pencerede yalnızca çok zayıf bir su buharı sürekliliği vardır; zayıf metan ve nitröz oksit bantları , sol su buharı bandının yan tarafında 7 ile 8 μm arasında değişir).

Bu nedenle, havanın yaydığı toplam termal radyasyon gücü, aynı sıcaklıkta bir kara cismin yaydığı güçten daha azdır. Hava, nispeten düşük verime sahip bir radyant ısıtıcıdır.

Bir radyatör, Kirchhoff'un radyasyon yasası nedeniyle iyi yaydığı dalga boylarında iyi absorbe ettiğinden, şekil ayrıca havanın termal radyasyona karşı absorpsiyon spektrumunu da gösterir.

Bu nedenle, gazlardan kaynaklanan emisyonlar, gazlar tarafından yeniden emilmeden ve yeniden salınmadan önce yalnızca kısa bir serbest yol kat ederler. Daha yüksek hava katmanları tarafından yere doğru yayılan radyasyon, kısa bir mesafe sonra alt hava katmanları tarafından emilir ve ısınmalarına katkıda bulunur, ancak yere ulaşmaz. Oraya ancak birkaç absorpsiyon ve yeniden emisyon döngüsünden sonra ulaşır. Gökyüzü açık olduğunda, yere gelen karşı-radyasyon, deniz seviyesinden maksimum birkaç yüz metre yükseklikte ve dolayısıyla sıcaklığın yere yakın değere kıyasla sadece çok az değiştiği bir hava katmanından gelir. Zemine gelen radyasyon yoğunluğu için, 2 m yükseklikte standart olarak meteoroloji istasyonları tarafından belirlenen hava sıcaklığı ölçüm değeri gibi, zemine yakın hava sıcaklığı esasen belirleyicidir .

Aerosoller

Atmosferde bulunan aerosoller (yani sıvı damlacıklar veya küçük katılar) çizgi spektrumları yaymazlar, bunun yerine sürekli spektrumlar yayarlar (yukarıdaki şekilde siyah cisim spektrumuna bakın) ve bu nedenle aynı zamanda emisyon çizgilerinin bıraktığı spektrumdaki boşluklarda da yayılırlar. gazlar. Yeterli konsantrasyonda, toplam radyasyonu önemli ölçüde artırabilirler ve siyah bir cisme kıyasla radyasyon açığını büyük ölçüde azaltabilirler (bununla birlikte, termodinamik nedenlerle herhangi bir dalga boyundaki atmosferik ve aerosol radyasyonunun toplamı, siyah bir cismin radyasyonundan daha güçlü olamaz) .

Su damlacıkları veya buz kristalleri pratik olarak siyah cisimleri temsil eden bulutlar özellikle önemlidir . Alçakta yatan bulutlar durumunda, bulutun alt tarafının sıcaklığı ( yoğunlaşma seviyesi ), bir hava istasyonu tarafından ölçülen (genellikle 2 m yükseklikte) çiy noktası sıcaklığının iyi bir yaklaşık değerine karşılık gelir . Bulut tabakası yeterince kalınsa, bulutlar bu sıcaklıkta siyah cisimler olarak yayılır . Bu nedenle, dünyanın yüzeyi bulutlu gecelerde neredeyse hiç soğumuyor - bir radyasyon dengesi var.

Ölçüm

Karşı radyasyonu ölçmek için bir pirgeometre

Pirgeometreler, karşı radyasyonu ölçmek için uygundur: Bir ucu (ölçüm yüzeyi) karartılmış ve bir pencereden gökyüzüne doğru yönlendirilmiş, diğer ucu termal temas halindeyken koruyucu bir muhafaza içinde bir termopil bulunmaktadır . konut ile. Donatılmış pencere , bir ile girişim filtresi sadece 5 ila 25 pm arasındaki dalga boyu aralığında radyasyon (özellikle bir güneş ışınımı) geçmesine izin verir. Ölçüm yüzeyi, sıcaklığı nedeniyle gökyüzüne doğru ısı radyasyonu yayar ve buradan karşı radyasyonu alır. Giden ve gelen radyasyon arasındaki dengeye bağlı olarak, ölçüm yüzeyi ya ısınır ya da soğur. Termopile tarafından yayılan ölçüm voltajı, sıcaklıktaki bu değişiklikle orantılıdır ve mevcut radyasyon dengesinin uygun bir kalibrasyon faktörü (örn. 35,4 W / m²) kullanılarak belirlenmesine izin verir. Aynı anda ayrı ayrı ölçülen kasa sıcaklığı ile cihazın kendi emisyonları Stefan-Boltzmann yasası kullanılarak belirlenebilir . Ölçülen radyasyon dengesi, karşı radyasyon ve kendi kendine emisyon arasındaki fark olduğundan, karşı radyasyon, radyasyon dengesi ve kendi kendine emisyonun toplamı olarak belirlenebilir.

6 Ekim 2005'te ölçülen karşı radyasyonun seyri

Yandaki diyagramdaki kırmızı eğri, 6 Ekim 2005 tarihinde Münih yakınlarındaki bir hava istasyonu tarafından bu şekilde ölçülen karşı radyasyonun seyrini göstermektedir. Sabahları yoğun sis vardı . Etkili uzun dalga yayıcılar olarak, sis damlacıkları yaklaşık 370 W / m²'lik nispeten yüksek radyasyon değerlerine katkıda bulunmuştur. Öğleyin sis açıldı ve açık bir gökyüzü bıraktı. Atmosferik gazlar tek başına daha az verimli uzun dalga yayıcılardır, bu nedenle radyasyon değerleri dikkat çekici bir şekilde yaklaşık 300 W / m²'ye düşmüştür. Gri ve mavi eğriler, aynı anda ölçülen sıcaklıklar ve nemden deneysel radyasyon modelleri (aşağıya bakınız) kullanılarak bulutlu ve açık gökyüzü için bir karşılaştırma için hesaplandı.

Bir yıl boyunca Orta Avrupa'da tipik bir konumda bulunabilen karşı radyasyon yoğunluğundaki değişim, açık kış gecelerinde 200 W / m²'den az, bulutlu yaz günlerinde 400 W / m²'nin çok üzerinde değişmektedir. Yıl ve tüm dünya için ortalama olarak, karşı radyasyonun yoğunluğu 300 W / m² civarındadır. Buna karşılık, dünya yüzeyinin uzun dalga radyasyonu küresel ortalama olarak yaklaşık 373 W / m²'ye ulaşır (ortalama sıcaklık yaklaşık 288 K olduğu varsayılırsa), böylece dünya yaklaşık 70 W / m²'lik bir ortalama kayba maruz kalır. uzun dalga radyasyonu nedeniyle.

İ.a. atmosferik karşı-radyasyon yer alır z. B. Dünya Radyasyon İzleme Merkezinin 50 istasyonunda .

Hesaplamalı modelleme

Radyasyon mekanizmaları bilinen fizik kanunlarına tabi olduğundan ve sera gazlarının radyasyon özellikleri iyi araştırıldığı için, karşı radyasyon yoğunluğu prensipte doğrudan ölçümler yerine model hesaplamalarla belirlenebilir, ancak atmosferin durumu şu şekilde bilinmelidir. yeterli doğruluk. Örneğin, farklı irtifalardaki atmosferin durumunu bilirseniz, yere yakın olan karşı radyasyon, atmosferde aynı anda yayan ve emen radyasyon taşınmasını tanımlayan hesaplama yöntemleri kullanılarak oldukça hassas bir şekilde belirlenebilir. Bununla birlikte, atmosferik verileri elde etmek için gereken çaba (örn., Radiosonde yükselmeleri ) yöntemin avantajını sınırlar.

Çünkü atmosferde uzun dalga radyasyon kısa aralık, yere gelmeden karşı radyasyon birkaç yüz metre (bkz maksimum yükseklikten geliyor yukarıdaki böylece radyasyon yoğunluğu iyi bir tahmin bilgisiyle mümkün olduğunu,) yere yakın atmosferin durumu. Bu amaçla çeşitli ampirik formüller geliştirilmiştir. Ana etkileyen faktör sıcaklıktır. Meteoroloji istasyonları tarafından 2 m yükseklikte ölçülen hava sıcaklığı genellikle burada bulunur. İlgili yükseklik aralığında sıcaklıktaki değişiklik küçüktür ve uygun ampirik formül parametreleri kullanılarak hesaba katılabilir. Çoğu sera gazının konsantrasyonları aşağı yukarı sabittir ve sabit parametreler kullanılarak da kaydedilebilir. Yalnızca su buharı içeriği oldukça değişkendir, bu nedenle bazı formüller hava nemini girdi değişkeni olarak hesaba katar. Bu şekilde tahmin edilebilen açık gökyüzünün radyasyon bileşenine ek olarak, bulut örtüsünden ek bir katkı olabilir.

Bulutsuz bir gökyüzündeki karşı radyasyon, örneğin Ångström formülü kullanılarak tahmin edilebilir :

{\ displaystyle A _ {\ mathrm {g, k}} \, = \, \ sigma \, T _ {\ mathrm {St}} ^ {4} \, (0 {,} 790-0 {,} 174 \ cdot 10 ^ {- 0 {,} 041 \ mathrm {hPa} ^ {- 1} \ cdot e})}

Gökyüzü tamamen bulutluysa ve bulutlar alçaksa, bulutun alt tarafının sıcaklığı ( yoğunlaşma seviyesi ), bir hava istasyonu tarafından ölçülen (genellikle 2 m yükseklikte) çiy noktası sıcaklığının iyi bir yaklaşık değerine karşılık gelir . Bulutlar bu sıcaklıkta siyah cisimler olarak yayılır :

{\ displaystyle A _ {\ mathrm {g, w}} \, = \, \ sigma \, T _ {\ mathrm {d, St}} ^ {4}}

Parçalı bulutlu bir gökyüzünün karşı radyasyonu, bulutun altındaki ve açık gökyüzü yüzeylerinin katkılarıyla orantılı olarak oluşur:

{\ displaystyle A _ {\ mathrm {g}} \, = \, N \ cdot A _ {\ mathrm {g, w}} + (1-N) \ cdot A _ {\ mathrm {g, k}} }

İle:

${\ displaystyle A _ {\ mathrm {g}}}$ : atmosferik karşı radyasyon
${\ displaystyle A _ {\ mathrm {g, k}}}$ : bulutsuz bir gökyüzü ile atmosferik karşı-radyasyon
${\ displaystyle A _ {\ mathrm {g, w}}}$ : gökyüzü kapalı olduğunda atmosferik karşı radyasyon
${\ displaystyle \ sigma}$ : Stefan-Boltzmann sabiti
${\ displaystyle T _ {\ mathrm {St}}}$ : İstasyon sıcaklığı (2 m yükseklikte)
${\ displaystyle T _ {\ mathrm {d, St}}}$ : İstasyon yüksekliğinde çiğlenme noktası sıcaklığı
${\ displaystyle e}$ : İstasyondaki su buharı kısmi basıncı
${\ displaystyle N}$ : Kapsama derecesi

Tamamen açık ve tamamen kapalı bir gökyüzü için bu formüller kullanılarak hesaplanan karşı radyasyon değerleri, ölçülen değerlerle (mavi ve gri eğri) karşılaştırmak için önceki bölümün diyagramında gösterilmiştir. Görülebileceği gibi, ölçüm eğrisi, bulutlu sabah boyunca bulutlu gökyüzü için hesaplanan değerlerle ve temizliğin ardından açık gökyüzü için hesaplanan değerlerle oldukça uyumludur. Akşam olduğunda bulutlar yeniden arttı.

Radyasyon dengesi

Gece gökyüzü açıkken

Gökyüzü açık olduğunda, karşı radyasyon esas olarak atmosferik gazların termal radyasyonundan oluşur. Emisyonla ilgili sıcaklık, zemine yakın hava sıcaklığı ile pratik olarak aynıdır ve bu nedenle, aynı zamanda yayılan yerin sıcaklığına da benzerdir. Bununla birlikte, zemin pratik olarak siyah bir cisim olarak yayılırken, atmosferik radyasyonun yoğunluğu, benzer sıcaklığa rağmen emisyon spektrumundaki boşluklar nedeniyle önemli ölçüde daha düşüktür.

Karasal radyasyon bu nedenle atmosferik karşı radyasyonla ancak kısmen telafi edilebilir ve dünyanın yüzeyi soğur: açık geceler özellikle serindir. Dünya yüzeyi ve diğer karasal yüzeyler (ev çatıları, ev cepheleri, araba pencereleri vb.) Yalnızca hava sıcaklığının altında değil, aynı zamanda çiğ noktası sıcaklığının altında bile soğuyabilir . Bunun sonuçları gece hipotermi olan yoğunlaşma kaybı ve don oluşumu kışın .

Olarak çöl iklim , hava sera gazı su buharı, sadece çok az miktarda içerir; karşı radyasyonun yoğunluğu özellikle düşüktür ve çöl geceleri çok soğuktur.

Teleskoplara takılan çiy kapakları, mercek görüş alanında gökyüzünün bir kısmını kaplayarak, radyasyon kaybını ve dolayısıyla objektif merceğin aşırı soğutulmasını azaltma amacına sahiptir. Mercek, gökyüzünün bu bölgesinden, neredeyse eşit derecede sıcak ancak daha az ışıltılı olan atmosferden daha düşük radyasyon yerine, iyi yayan çiy başlığından radyasyon alır.

Geceleri gökyüzü kapalı olduğunda

Gökyüzü kapalı olduğunda, bulutların katkısı nedeniyle karşı radyasyon fark edilir şekilde daha yoğundur. Ilıman enlemlerde geceleri ortalama bağıl nem yaklaşık% 80 ve daha fazla olduğundan, bulutların karşı ışınımı için belirleyici olan çiy noktası sıcaklığı hava sıcaklığının sadece biraz altındadır.

Yaklaşık olarak hava sıcaklığında olan zemin, şimdi benzer sıcaklıkta iyi yayılan bulutlarla karşı karşıyadır. Radyasyon dengesi neredeyse dengelidir ve dünyanın yüzeyi sadece biraz soğur: Bulutlu geceler daha sıcaktır, çok az çiy vardır veya hiç çiğ yoktur.

Gün boyunca

Gün boyunca, bulutluluk derecesine bağlı olarak, karasal radyasyon ve atmosferik karşı radyasyon arasında aşağı yukarı dengesiz bir denge vardır. Bununla birlikte, gün içinde de düşen kısa dalgalı güneş radyasyonu , esas olarak toprak tarafından ve çok daha az atmosfer tarafından emilir, böylece yüzey sıcaklığı hava sıcaklığının üzerine çıkar. Uzun ve kısa dalga radyasyon dengesinin tamamı artık dünya için pozitiftir.

misal

Buzlu çim bıçakları

Karşı radyasyonla, aşağıda açıklanan fenomen nadir bir durumdur. Karşı radyasyonun (veya ılık bir cisimden daha soğuk bir cisme ısı akışının aynı zamanda daha soğuk cismin sıcaklığına da bağlı olduğuna dair eşdeğer görüş) varlığı olmadan, aşağıda açıklanan fenomen hemen hemen her gece meydana gelirdi.

Berrak, rüzgarsız bir sonbahar gecesinde bir çim bıçağına bakın. Hava sıcaklığı +5 ° C, hava nemi% 90, konvektif ısı transfer katsayısı 5 W / m²K, çimin emisyonu 0,95'tir. Sapın alt tarafı radyasyon dengesindedir ve aynı sıcaklıktaki saplar, üst tarafı açık gökyüzüne doğru yayılır. Stefan-Boltzmann yasasına göre atmosferik karşı radyasyonun yanı sıra ortam havasından gelen konvektif ısı akışını kazanır ve kendi ısıl emisyonunu kaybeder . Yani enerji bakiyeniz:

{\ displaystyle E \, = \, \ varepsilon \, A _ {\ mathrm {g, k}} + \ alpha _ {k} (\ vartheta _ {\ mathrm {L}} - \ vartheta _ {\ mathrm { O}}) - \ varepsilon \, \ sigma \, \ vartheta _ {\ mathrm {O}} ^ {4}}

İle

${\ displaystyle \, E}$	Enerji dengesi, W / m²
${\ displaystyle \, A _ {\ mathrm {g, k}}}$	bulutsuz bir gökyüzü ile atmosferik karşı radyasyon, W / m²
${\ displaystyle \, \ alpha _ {k}}$	konvektif ısı transfer katsayısı, W / m²K
${\ displaystyle \, \ varepsilon}$	Yüzeyin emisivitesi, 0… 1
${\ displaystyle \, \ vartheta _ {\ mathrm {L}}}$	Hava sıcaklığı, K
${\ displaystyle \, \ vartheta _ {\ mathrm {O}}}$	Yüzey sıcaklığı, K

Verilen koşullar altında, su buharı kısmi basıncı 7,85 hPa, atmosferik karşı radyasyon 240 W / m²'dir. Başlangıçta 5 ° C'de olan yüzeyin ısıl emisyonu başlangıçta 322 W / m²'dir. Yüzey kazandığından daha fazla ısı kaybettiği için soğur. Düşen sıcaklık nedeniyle emisyon kayıpları azalırken, yüzey ile hava arasındaki artan sıcaklık farkından dolayı taşınan ısı girişi artmaktadır. Termal denge kurulur kurulmaz, enerji dengesi sıfırdır (kayıplar ve kazançlar birbirini götürür) ve denge denklemini çözmek yüzey sıcaklığını sağlar . ${\ displaystyle \ vartheta _ {\ mathrm {O}} = - 5 {,} 1 \, ^ {\ circ} \ mathrm {C}}$

Bu nedenle çim bıçağı, hava sıcaklığının altında gözle görülür şekilde düşük soğutulur. Sadece havanın çiğlenme noktası sıcaklığının (+3,5 ° C) altına düşmekle kalmaz , aynı zamanda çiyin çökelmesi için donma noktasının da altına düşer, böylece çiy don olarak çöker (don devam ederse, açığa çıkan gizli ısı adres ) enerji dengesi dikkate alınacak. Hava sıcaklığı donma noktasının çok üzerinde olmasına rağmen, zemin donması meydana gelir (somut olarak donma ).

Pratikte, hipotermi genellikle bu basitleştirilmiş örnekten daha azdır. Isı kapasitesi , termal olarak inert bir yüzey, ısı rezervleri çiy veya soğutma geciktirebilir don oluşumu sonucu ortaya çıkan gündüz gizli ısı sırasında emilen. Rüzgar, konvektif ısı kaynağını artırır ve hipotermiyi azaltır. Özellikle, görüş alanında karasal nesneler varsa, yayılan yüzeyin radyasyon kayıpları azaltılabilir. Daha iyi radyasyon özellikleri nedeniyle, bu tür nesneler havadan daha sıcak olmasalar bile havadan daha fazla radyasyon (karasal karşı radyasyon) yayarlar . Bitkiler bir branda ile kaplanarak radyasyon donundan korunabilir, çünkü branda (sadece hava sıcaklığına sahip olmasına rağmen) havadan daha güçlü yayar. Duvarın bir köşesinde "korumalı" bir yere yerleştirilen bitkiler daha az gökyüzü görür ve daha az ısı radyasyonu kaybeder.

Örnek , havanın nispeten zayıf bir ısı yayıcı olduğu gerçeğinin mikroklimatik sonuçlarını göstermektedir . Öte yandan, havanın hiç ısı radyasyonu yaymasının önemli makroklimatik sonuçları vardır. Varsayımsal durum için yukarıdaki hesaplamayı tekrarlarsanız, telafi edilmemiş yayılan yüzeyin -32 ° C'ye soğumasını elde edersiniz. Hava sıcaklığının altındaki bu tür belirgin gece hipotermi, herhangi bir günlük deneyimle çelişir. Atmosferik karşı radyasyonun ısınma etkisi bu nedenle oldukça önemlidir. Bu etki, doğal atmosferik sera etkisi olarak bilinir . ${\ displaystyle A _ {\ mathrm {g, k}} = 0}$

Sera etkisi

Ana madde: sera etkisi

Dünya yüzeyi, küresel ve uzun vadeli ortalama olarak yaklaşık 175 W / m² güneş radyasyonu emer. Dünya - iklimsel dalgalanmalar dışında - uzun vadede önemli ölçüde ısınmadığı ve soğumadığı için, görünüşe göre güneş ile radyasyon dengesindedir ve aynı miktarda ortalama bir ısı akışı vermek zorundadır. Dünya yüzeyinin ortalama sıcaklığı yaklaşık 288 K'dir. Stefan-Boltzmann yasasına göre (288 K'da ve varsayılan salım gücü 0,95) yeryüzünü, elbette önemli ölçüde basitleştirilmiş, tekdüze yüzey sıcaklığına sahip bir küre olarak düşünürsek 373 W. / m²'lik bir ısı çıkışı yayar, bu da radyasyonun çok üstündedir ve radyasyon dengesini bozuyor gibi görünmektedir.

Atmosferden gelen radyasyon katkısı hesaba katıldığında bu tutarsızlık çözülür. Zemin ortalama olarak sadece 175 W / m² güneş radyasyonu değil, aynı zamanda 300 W / m² karşı radyasyon da alır. Toplam 475 W / m² radyasyon kazancı ve 373 W / m² radyasyon kaybına sahip olan zemin, konveksiyon ve buharlaşma yoluyla atmosfere verdiği yaklaşık 100 W / m² ısı kazanımına sahiptir . Nispeten yüksek yüzey sıcaklığına rağmen atmosferik karşı radyasyon sayesinde dünya yüzeyinin enerji dengesi korunur.

Dünya ortalamasında, dünya atmosferden güneşten (175 W / m²) neredeyse iki kat daha fazla ısı radyasyonu (300 W / m²) alır. Atmosferden gelen bu radyasyon olmasaydı, enerji dengesi yalnızca önemli ölçüde daha düşük bir ısı radyasyonuna ve dolayısıyla daha düşük bir yüzey sıcaklığına izin verirdi. Olağan kaba hesaplama, dünya ve atmosfer tarafından emilen güneş ısısı kazanımları ile başlar (gezegensel albedo'nun toplam% 30'u yaklaşık 240 W / m²) ve sera etkisi olmadan −15 ° C'deki ısı radyasyonunu bulur. (varsayılan emisivite 0.95) veya −18 ° C (emisivite 1.0) dengede. Gerçek koşullarla olan 30 K sıcaklık farkı, sera etkisine atfedilir.

Atmosferi olan ancak sera etkisi olmayan bir gezegenin durumu, örneğin ayda görülebileceği gibi, atmosferi olmayan durumdan farklı olmalıdır. Bir atmosfer, ışığın bir kısmını uzaya geri saçar, bu da atmosferi olmayan bir cisme kıyasla albedoyu artırır. Neredeyse tamamen doğrudan radyasyondan etkilenen toprağın absorpsiyona bağlı güneş ısısı kazanımı, atmosfer olmadan daha yüksektir. % 10'luk bir yüzey albedosu için, ortalama yüzey sıcaklıkları 0 ° C (emisivite 0.95) veya −3 ° C'dir (emisivite 1). Bir atmosfer ve daha da büyük ölçüde bulut örtüsü, artan albedo nedeniyle doğrudan radyasyon oranını azaltır, ancak yere yakın gelen radyasyon gücünü ve dolayısıyla ilgili karşı radyasyon yoluyla zemin sıcaklığını arttırır, çünkü o zaman sadece zemin Radyasyon dengesi daha yüksek bir sıcaklıkla daha dengeli hale gelir. Albedo ve karşı radyasyonun etkilerine ek olarak, bir atmosfer aynı zamanda sıcaklık profili ve bölgesel sıcaklık dağılımı üzerinde dengeleyici bir etkiye sahiptir: rüzgarlar taşıma enerjisi (çoğunlukla kutuplara doğru) ve atmosferin ısı kapasitesi, günler arasındaki sıcaklık farkını azaltır. ve gece sıcaklıkları.

Az önce açıklanan sera etkisi, atmosferik özelliklerin doğal bir sonucudur ve dünyanın sıcaklık koşulları üzerindeki etkileriyle birlikte, biyosferin gelişmesi için temel bir ön koşuldur. Sera etkisindeki değişiklikler, 1750 referans yılına kıyasla radyasyon zorlaması olarak özetlenen radyasyon bütçesindeki değişikliklerin bir parçasıdır .

Edebiyat

S. Arrhenius (1896): Havadaki Karbonik Asitin Yer Sıcaklığına Etkisi Üzerine . İçinde: Philosophical Magazine ve Journal of Science 41, No. 251, 1896, s. 237–276 ( PDF ( İnternet Arşivinde 6 Ekim 2014 Memento ) 4.1 MB; karbondioksitin sera etkisi).
K. Blümel ve diğerleri: Federal Almanya Cumhuriyeti'nin iklim bölgeleri için test referans yıllarının (TRY) geliştirilmesi . BMFT, Araştırma Raporu T 86-051, 1986.
R. Geiger, RH Aron, P. Todhunter: Yere Yakın İklim . 5. baskı, Vieweg, Braunschweig 1995, ISBN 3-528-08948-2 .
H. Häckel: Meteoroloji . Ulmer, Stuttgart 1999, ISBN 3-8001-2728-8 .
MG Iziomon, H. Mayer, A. Matzarakis: Açık ve bulutlu gökyüzü altında aşağı doğru atmosferik uzun dalga ışıması : Ölçüm ve parametrelendirme . Journal of Atmospheric and Solar-Terrestrial Physics 65 (2003), s. 1107–1116 ( PDF ( İnternet Arşivi'nde 12 Ocak 2006 tarihli Memento ), 325 kB).
GH Liljequist, K. Cehak: Genel Meteoroloji . 3. baskı, Friedr. Vieweg & Sohn Verlagsgesellschaft mbH, Braunschweig / Wiesbaden 1984, ISBN 3-540-41565-3 .
H. Malberg: Meteoroloji ve Klimatoloji. Giriş . 4. baskı, Springer-Verlag, Berlin / Heidelberg / New York 2002, ISBN 3-540-42919-0 .
F. Möller: Meteorolojiye Giriş . Cilt 2: Atmosfer fiziği . Bibliographisches Institut, Mannheim 1973, ISBN 3-411-00288-3 .
W. Roedel: Çevremizin fiziği: Atmosfer . 3. Baskı. Springer, Berlin / Heidelberg 2000, ISBN 3-540-67180-3 , 1.3 Karasal radyasyon, s. 38-41 .
U. Wolfseher: Uzun dalgalı radyasyon değişimi özel olarak dikkate alınarak bileşen yüzeylerinde ısı aktarımı . Sağlık mühendisi - bina teknolojisi - bina fiziği - çevre teknolojisi 102 (1981) sayı 4, s. 184-200.

İnternet linkleri

Dünyanın radyasyon bütçesi ve Sera Etkisi, archive.org Memento, 28 Aralık 2010

Bireysel kanıt

↑ Kevin E. Trenberth , John T. Fasullo, Jeffrey Kiehl: Dünyanın Küresel Enerji Bütçesi . İçinde: Amerikan Meteoroloji Derneği Bülteni . bant 90 , hayır. 3 , 2009, s. 311-324 , doi : 10.1175 / 2008BAMS2634.1 . , Şekil 1, sayfa 314.
^ R. Geiger, RH Aron, P. Todhunter: Yere Yakın İklim. 5. baskı, Vieweg, Braunschweig 1995, ISBN 3-528-08948-2 , s. 11: "Atmosfer G tarafından yayılan uzun dalga radyasyonuna karşı radyasyon (bazen uzun dalga radyasyonu veya atmosferik radyasyon da denir) yüzey. "
↑ Karlsruhe Üniversitesi'nden Prof. W. de Boer tarafından moleküllerin dönüşü ve titreşimi konulu ders materyali (SS 2005) ( 21 Haziran 2007 tarihli İnternet Arşivinden Memento )
↑ F. Möller: Meteorolojiye Giriş . Cilt 2: Atmosfer fiziği . Bibliographisches Institut, Mannheim 1973, ISBN 3-411-00288-3 , s.51 .
^ W. Roedel: Çevremizin fiziği: Atmosfer . 2. baskı, Springer, Berlin 1994, ISBN 3-540-57885-4 , s.40 .
^ R. Geiger, RH Aron, P. Todhunter: Yere Yakın İklim . 5. baskı, Vieweg, Braunschweig 1995, ISBN 3-528-08948-2 , s.21.
↑ Kipp & Zonen (Ed.): Kullanım Kılavuzu CG1 / CG2 Pirgeometre / Net Pirgeometre . Delft 1992.
^ H. Häckel: Meteorologie . Ulmer, Stuttgart 1999, ISBN 3-8001-2728-8 , s. 184, sekme.
↑ ^a^b^c^d^e^f^g^h W. Roedel: Çevremizin fiziği: Atmosfer . 2. baskı, Springer, Berlin 1994, ISBN 3-540-57885-4 , s. 37f.
↑ F. Möller: Meteorolojiye Giriş . Cilt 2: Atmosfer fiziği . Bibliographisches Institut, Mannheim 1973, ISBN 3-411-00288-3 , s.53 .
↑ ^a^b K. Blümel ve diğerleri: Federal Almanya Cumhuriyeti'nin iklim bölgeleri için test referans yıllarının (TRY) geliştirilmesi . BMFT, Forschungsbericht T 86-051, 1986, s. 73 (bir işaret hatasının düzeltilmesiyle).

Bu sürüm, 24 Mayıs 2009'da okunmaya değer makaleler listesine eklendi .

[1] Kevin E. Trenberth , John T. Fasullo, Jeffrey Kiehl: Dünyanın Küresel Enerji Bütçesi . İçinde: Amerikan Meteoroloji Derneği Bülteni . bant 90 , hayır. 3 , 2009, s. 311-324 , doi : 10.1175 / 2008BAMS2634.1 . , Şekil 1, sayfa 314.

[2] R. Geiger, RH Aron, P. Todhunter: Yere Yakın İklim. 5. baskı, Vieweg, Braunschweig 1995, ISBN 3-528-08948-2 , s. 11: "Atmosfer G tarafından yayılan uzun dalga radyasyonuna karşı radyasyon (bazen uzun dalga radyasyonu veya atmosferik radyasyon da denir) yüzey. "

[3] Karlsruhe Üniversitesi'nden Prof. W. de Boer tarafından moleküllerin dönüşü ve titreşimi konulu ders materyali (SS 2005) ( 21 Haziran 2007 tarihli İnternet Arşivinden Memento )

[MoellerS51-4] F. Möller: Meteorolojiye Giriş . Cilt 2: Atmosfer fiziği . Bibliographisches Institut, Mannheim 1973, ISBN 3-411-00288-3 , s.51 .

[5] W. Roedel: Çevremizin fiziği: Atmosfer . 2. baskı, Springer, Berlin 1994, ISBN 3-540-57885-4 , s.40 .

[6] R. Geiger, RH Aron, P. Todhunter: Yere Yakın İklim . 5. baskı, Vieweg, Braunschweig 1995, ISBN 3-528-08948-2 , s.21.

[7] Kipp & Zonen (Ed.): Kullanım Kılavuzu CG1 / CG2 Pirgeometre / Net Pirgeometre . Delft 1992.

[8] H. Häckel: Meteorologie . Ulmer, Stuttgart 1999, ISBN 3-8001-2728-8 , s. 184, sekme.

[RoedelS37-9] ↑ ^a^b^c^d^e^f^g^h W. Roedel: Çevremizin fiziği: Atmosfer . 2. baskı, Springer, Berlin 1994, ISBN 3-540-57885-4 , s. 37f.

[MoellerS53-10] F. Möller: Meteorolojiye Giriş . Cilt 2: Atmosfer fiziği . Bibliographisches Institut, Mannheim 1973, ISBN 3-411-00288-3 , s.53 .

[Blümel_1986_73-11] K. Blümel ve diğerleri: Federal Almanya Cumhuriyeti'nin iklim bölgeleri için test referans yıllarının (TRY) geliştirilmesi . BMFT, Forschungsbericht T 86-051, 1986, s. 73 (bir işaret hatasının düzeltilmesiyle).

Languages