Efektívne žiarenie. Žiarenie zemského povrchu a protižiarenie, efektívne žiarenie Aké je efektívne žiarenie telesa

Zemský povrch, pohlcujúci krátkovlnné celkové žiarenie, zároveň dlhovlnným žiarením stráca teplo. Toto teplo čiastočne uniká do svetového priestoru a je z veľkej časti absorbované atmosférou, čím vzniká takzvaný „skleníkový efekt“. Vodná para, ozón a oxid uhličitý ako aj prach. Vplyvom pohlcovania žiarenia Zeme sa atmosféra zahrieva a následne získava schopnosť vyžarovať dlhovlnné žiarenie. Časť tohto žiarenia dopadá na zemský povrch. V atmosfére tak vznikajú dva prúdy dlhovlnného žiarenia nasmerované opačnými smermi. Jeden z nich, nasmerovaný nahor, pozostáva z pozemského žiarenia E h, zatiaľ čo druhý tok smerom nadol predstavuje atmosférické žiarenie E a. Rozdiel E h–E a nazývané efektívne žiarenie Zeme E ef. Zobrazuje skutočnú stratu tepla zo zemského povrchu. Keďže teplota atmosféry je najčastejšie pod teplotou zemského povrchu, preto je vo väčšine prípadov efektívne žiarenie väčšie ako 0. To znamená, že vplyvom dlhovlnného žiarenia zemský povrch stráca energiu. Len pri veľmi silných teplotných inverziách v zime a na jar s topiacim sa snehom a pri veľkej oblačnosti radiácia menej ako nula. Takéto podmienky sú pozorované napríklad v oblasti sibírskej anticyklóny.

Hodnotu efektívneho žiarenia určuje najmä teplota podkladového povrchu, teplotné zvrstvenie atmosféry, vlhkosť vzduchu a oblačnosť. Ročné hodnoty E eff na zemi sa mení oveľa menej v porovnaní s celkovou radiáciou (od 840 do 3750 MJ/m 2 ). Je to spôsobené závislosťou efektívneho žiarenia od teploty a absolútnej vlhkosti. Zvýšenie teploty podporuje zvýšenie efektívneho žiarenia, ale zároveň je sprevádzané zvýšením obsahu vlhkosti, čím sa toto žiarenie znižuje. Najväčšie ročné sumy E ef sú obmedzené na oblasti tropických púští, kde dosahuje 3300–3750 MJ/m2. Takáto veľká spotreba dlhovlnného žiarenia je tu spôsobená vysoká teplota spodný povrch, suchý vzduch a bezoblačná obloha. V rovnakých zemepisných šírkach, ale na oceánoch a pasátoch v dôsledku poklesu teploty, zvýšenia vlhkosti a zvýšenia oblačnosti E eff - o polovicu menej a predstavuje približne 1700 MJ/m 2 ročne. Z rovnakých dôvodov na rovníku E ef ešte menej. Najmenšie straty dlhovlnného žiarenia sú pozorované v polárnych oblastiach. Ročné sumy E eff v Arktíde a Antarktíde sú asi 840 MJ/m 2 . V miernych zemepisných šírkach ročné hodnoty E eff sa pohybuje v rozmedzí 840–1250 MJ/m2 na oceánoch, 1250–2100 MJ/m2 na súši (Alisov B.P., Poltaraus B.V., 1974).

Rozdiel medzi vlastným vyžarovaním a protižiarením je tzv efektívne žiarenie ona:

E e \u003d E s - E a

Efektívne žiarenie (E e) je čistá strata sálavej energie (tepla) zo zemského povrchu. Prebieha tak cez deň, ako aj v noci. Ale počas dňa je kompenzovaný absorbovaným slnečným žiarením (celkom alebo čiastočne). Počas jasných dní je väčšia ako počas zamračených dní, pretože oblačnosť zvyšuje protižiarenie E a.

Efektívne žiarenie je úmerné súčinu T 3 ΔT, kde T je absolútna teplota zemského povrchu, ΔT je rozdiel medzi teplotou zeme a vzduchu.

Na základe tohto vzorca možno tvrdiť, že efektívne žiarenie v letných mesiacoch je väčšie ako v chladnom období. Druhým dôvodom je zmenšenie oblačnosti.

Vďaka tomu, že atmosféra pohlcuje dlhovlnné žiarenie zo zemského povrchu, zem sa toľko neochladzuje. Tento otepľovací efekt sa nazýva skleníkový alebo skleníkový efekt .

Celkové žiarenie dopadajúce na zemský povrch sa väčšinou absorbuje v hornej tenkej vrstve pôdy alebo v hrubšej vrstve vody a mení sa na teplo a čiastočne sa odráža. Veľkosť odrazu slnečného žiarenia od zemského povrchu závisí od charakteru tohto povrchu. Pomer množstva odrazeného žiarenia k celkovému množstvu žiarenia dopadajúceho na daný povrch, sa volá povrchové albedo. Tento pomer je vyjadrený v percentách.

Teda z celkového toku celkového žiarenia (Ssinh Q+D)časť sa odráža od zemského povrchu (Ssinh Q+D)A, kde ALE - povrchové albedo. Zvyšok celkového žiarenia (Ssin h Q + D)(1 - ALE) absorbované zemským povrchom a používané na vykurovanie horné vrstvy pôdy a vody. Táto časť je tzv absorbované žiarenie.

Albedo povrchu pôdy sa pohybuje v rozmedzí 10-30%; vo vlhkej černozeme klesá na 5% a v suchom svetlom piesku môže stúpať na 40%. So zvyšujúcou sa vlhkosťou pôdy sa albedo znižuje. Vegetácia Albedo- lesy, lúky, polia - je v rozmedzí 10-25%. Albedo čerstvo napadnutého snehového povrchu je 80-90%, dlho stojaci sneh- približne 50 % a menej. Albedo hladkej vodnej hladiny pri priamom žiarení sa pohybuje od niekoľkých percent pri vysokom Slnku po 70 % pri nízkom; záleží aj od vzrušenia. Pre rozptýlené žiarenie je albedo vodných plôch 5-10%. V priemere je albedo povrchu Svetového oceánu 5-20%. Cloud top albedo- od niekoľkých percent do 70-80% v závislosti od typu a hrúbky oblačnosti - v priemere 50-60%.

Tieto čísla sa týkajú odrazu slnečného žiarenia, nielen viditeľného, ​​ale aj v celom jeho spektre. Fotometrické prostriedky merajú albedo len pre viditeľné žiarenie, ktorý sa samozrejme môže trochu líšiť od albeda pre celý tok žiarenia.

Povaha distribúcie planetárneho albeda, získaná z pozorovaní meteorologických satelitov, odhaľuje ostrý kontrast medzi hodnotami albeda vo vysokých a stredných zemepisných šírkach severnej a južnej pologule za 30. rovnobežkou. V trópoch sú najvyššie hodnoty albeda pozorované nad púšťami, ako je Sahara, v oblastiach s konvekčnou oblačnosťou nad Stredná Amerika a nad vodami oceánov v intratropickej zóne konvergencie (napríklad vo východnej časti rovníkovej zóny Tichého oceánu).

Na južnej pologuli sa pozoruje zonálna variácia albedo izolínií v dôsledku jednoduchšieho rozloženia pevniny a oceánu. Najvyššie hodnoty albeda sa nachádzajú v polárnych zemepisných šírkach, kde prevládajú snehové a ľadové polia.

Prevažná časť žiarenia odrazeného zemským povrchom a horným povrchom oblakov ide mimo atmosféry do svetového priestoru. Časť (asi jedna tretina) rozptýleného žiarenia smeruje aj do svetového priestoru.

Pomer odrazeného a rozptýleného slnečného žiarenia opúšťajúceho vesmír k celkovému množstvu slnečného žiarenia vstupujúceho do atmosféry sa nazýva planetárne albedo Zeme. alebo Zeshino albedo.

Vo všeobecnosti sa planetárne albedo Zeme odhaduje na 31%. Hlavnou súčasťou planetárneho albeda Zeme je odraz slnečného žiarenia oblakmi.

1. Predmet, úlohy a metódy meteorológie a klimatológie

2. História vývoja meteorológie a klimatológie

3. Vzduchové hmoty a dandies v troposfére

4. Chemické skladovanie vzduchu. Štruktúra atmosféry

5. Denný a ročný chod teploty vzduchu a jej zmeny s výškou

6. Denné a ročné kolísanie teploty pôdy a jej zmeny s hĺbkou

7. Adiabatické procesy v atmosfére

8. Denný a ročný priebeh elasticity (parciálneho tlaku) vodného póru a relatívnej vlhkosti

9. Denné a ročné výkyvy teploty v pôde a vo veľkých vodných útvaroch

10. Mráz, podmienky výskytu a opatrenia na boj proti nim

11. Koeficient priehľadnosti a faktor zákalu v atmosfére

12. Kontinentálne podnebie. Indexy kontinentality

13. Teplotné inverzie (povrchová, voľná atmosféra a frontálna)

14. Kondenzácia vodného póru v atmosfére

15. Prízemné hydrometeory, podmienky ich vzniku

16. Radiačná bilancia zemského povrchu a atmosféry

17. Spektrálny sklad slnečného žiarenia

18. Oblaky, ich genéza, štruktúra a medzinárodná klasifikácia

19. Vplyv pevniny a mora na rozloženie teploty vzduchu

20. Monzúny tropických a extratropických zemepisných šírok

21. Podmienky vzniku hmiel, ich druhy

22. Slnečná konštanta

23. Elasticita nasýtenia vodných pórov nad rôzne povrchy(cez ľad, vodu, konvexné, konkávne a rovné povrchy)

24. Ročný a denný chod priameho a difúzneho slnečného žiarenia

25. Tepelný režim pôdy a vodných plôch

26. Charakteristika vlhkosti vzduchu

27. Druhy zrážok, ktoré padajú z oblakov a ich vznik

28. Zákon útlmu slnečného žiarenia

29. Fyzikálne vlastnosti snehová pokrývka, jej klimatický význam

30. Barické pole. Mapy barickej topografie. Izobaly

31. Efektívne žiarenie. Absorbované žiarenie a albedo Zeme

32. Stavová rovnica plynov

33. Základná rovnica statiky atmosféry. Pomocou barometrického vzorca

34. Zmeny slnečného žiarenia v atmosfére a na zemskom povrchu

35. Adiabatické zmeny skupenstva v atmosfére

36. Absorpcia slnečného žiarenia do atmosféry

37. Rozptýlené slnečné žiarenie do atmosféry. Rayleighov zákon

38. Distribúcia tepla v hĺbke pôdy. Fourierove zákony

39. Psedoabiabatický proces. Tvorba slatiny

40. Sily, ktoré ovplyvňujú rýchlosť a smer vetra

41. Stratifikácia atmosféry a jej vertikálna rovnováha

42. Barický veterný zákon

43. Barické systémy

44. Všeobecná cirkulácia atmosféry, jej vlastnosti a význam pre tvorbu klímy

45. Umelý dopad na mraky

46. ​​Klimotvorné procesy

47. Atmosférický tlak, jeho jednotky

48. Geografické faktory podnebia

49. Cyklóny a anticyklóny, podmienky vzniku a počasie v nich

50. Tepelná bilancia systému Zem-atmosféra

51. Tepelná bilancia zemského povrchu

52. Príčiny zmien teploty vzduchu

53. Potenciálna teplota

54. Neperiodické zmeny teploty vzduchu. Teplota hmoty vzduchu

55. Kondenzácia v atmosfére. Kondenzačné jadrá

56. Úloha zemepisnej šírky pri tvorbe klímy

57. Svetová meteorologická organizácia. Svetová meteorologická služba. Medzinárodné experimenty

58. Vodný čas vo vzduchu. Cirkulácia vlhkosti na Zemi

59. Metódy výskumu v meteorológii a klimatológii. Hydrometeorologická služba Bieloruska

60. Barický stupeň. barický gradient

Zo španielčiny Viento di pasada– prechodový vietor; vietor, ktorý uprednostňuje prechod. V ére plachetníc boli pasáty vďaka stálosti úspešne využívané navigátormi

Obyvatelia západná Európa vedia, že "počasie prichádza zo západu", takže miesta na spanie miest sú západné a priemyselné sú východné.

V júli sa nachádza medzi 35° severnej šírky. a 5° S; v januári - medzi 15° s. š. a 25° S; R<1013гПа; параллель с самым низким атмосферным давлением в июле – 15° с.ш., в январе – 5–10º ю.ш.

Samotné vrchné vrstvy pôdy a vody, snehová pokrývka a vegetácia vyžarujú dlhovlnné žiarenie; toto pozemské žiarenie sa častejšie označuje ako vlastné žiarenie zemského povrchu.

Intenzitu vlastného vyžarovania (t.j. návrat energie žiarenia z jednotky vodorovného povrchu za jednotku času) možno vypočítať pri znalosti absolútnej teploty zemského povrchu. Podľa Stefan-Boltzmannovho zákona žiarenie z každého štvorcového centimetra absolútne čierneho povrchu v kalóriách za minútu pri absolútnej teplote T rovná sa

kde je konštanta σ = 8,2 10-11 cal/cm2.

Zemský povrch vyžaruje takmer ako úplne čierne teleso a intenzita jeho žiarenia Es možno určiť podľa vzorca (56).

Pri +15 °С alebo 288 K, Es rovná 0,6 cal / (cm2 min).Takýto veľký návrat žiarenia zo zemského povrchu by viedol k jeho rýchlemu ochladeniu, ak by tomu nebolo zabránené tzv. späť procesom je pohlcovanie slnečného a atmosférického žiarenia zemským povrchom.

Absolútne teploty zemského povrchu sa pohybujú medzi 180 a 350°. Pri takýchto teplotách je emitované žiarenie prakticky v rozsahu 4 - 120 mikrónov a jeho maximálna energia pripadá na vlnové dĺžky 10 - 15 mikrónov. infračervené, okom nevníma (obr. 8).

Ryža. 8. Žiarenie čierneho telesa pri teplotách 200, 250 a 300 K

Atmosféra sa zahrieva, pohlcuje slnečné žiarenie (hoci v relatívne malej časti, asi 15 % z jeho celkového množstva prichádzajúceho na Zem), ako aj vlastné žiarenie zemského povrchu. Okrem toho prijíma teplo zo zemského povrchu vedením, ako aj vyparovaním a následnou kondenzáciou vodnej pary. Pri zahrievaní sa atmosféra vyžaruje sama. Rovnako ako zemský povrch vyžaruje neviditeľné infračervené žiarenie v približne rovnakom rozsahu vlnových dĺžok.

Väčšina (70 %) atmosférického žiarenia prichádza na zemský povrch, zvyšok smeruje do svetového priestoru. Atmosférické žiarenie dopadajúce na zemský povrch sa nazýva proti žiareniu(Ea); pult, pretože smeruje k vlastnému žiareniu zemského povrchu. Zemský povrch absorbuje toto protižiarenie takmer úplne (o 90 - 99%). Je teda dôležitým zdrojom tepla pre zemský povrch okrem absorbovaného slnečného žiarenia.

Protižiarenie sa zvyšuje so zvyšujúcou sa oblačnosťou, pretože samotné oblaky silne vyžarujú.

Pre nížinné stanice miernych zemepisných šírok je priemerná intenzita protižiarenia (na každý štvorcový centimeter vodorovného zemského povrchu za jednu minútu) asi 0,3 - 0,4 kal, na horských staniciach - asi 0,1 - 0,2 kal. Tento pokles protižiarenia s výškou sa vysvetľuje znížením obsahu vodnej pary. Najväčšie protižiarenie je na rovníku, kde je atmosféra najviac zohriata a bohatá na vodnú paru. Tu je to 0,5 - 0,6 cal/(cm2 min) v priemere ročne a smerom k polárnym šírkam klesá na 0,3 cal/(cm2 min).

Vodná para zohráva významnú úlohu pri absorpcii pozemského žiarenia aj pri protižiarení.

Protižiarenie je vždy o niečo menšie ako pozemské. Preto v noci, keď nie je slnečné žiarenie a na zemský povrch prichádza len protižiarenie, zemský povrch stráca teplo v dôsledku kladného rozdielu medzi vlastným a protižiarením. Tento rozdiel medzi vlastným vyžarovaním zemského povrchu a protižiarením atmosféry sa nazýva efektívne žiarenie(Jej)

Efektívne žiarenie je čistá strata energie žiarenia, a teda tepla, zo zemského povrchu v noci, a práve tá sa meria špeciálnymi prístrojmi - pyreometre. Vlastné žiarenie je možné určiť podľa Stefan-Boltzmannovho zákona pri znalosti teploty zemského povrchu a protižiarenie možno vypočítať pomocou vzorca (57).

Intenzita efektívneho žiarenia za jasných nocí je asi 0,10 - 0,15 cal/(cm2 min) na nížinných staniciach miernych zemepisných šírok a až 0,20 cal/(cm2 min) na staniciach vo vysokých nadmorských výškach (kde je protižiarenie menšie). S nárastom oblačnosti, ktorá zvyšuje protižiarenie, sa efektívne žiarenie znižuje. Pri zamračenom počasí je to oveľa menej ako pri jasnom počasí; následne je aj nočné ochladzovanie zemského povrchu menšie.

Efektívne žiarenie samozrejme existuje aj počas denného svetla. Ale cez deň je blokovaný alebo čiastočne kompenzovaný absorbovaným slnečným žiarením. Preto je zemský povrch cez deň teplejší ako v noci, v dôsledku čoho je mimochodom efektívna radiácia cez deň väčšia.

Všeobecne platí, že zemský povrch v stredných zemepisných šírkach stráca efektívnym žiarením asi polovicu množstva tepla, ktoré prijíma absorbovaným žiarením. .

Tým, že atmosféra absorbuje pozemské žiarenie a vysiela protižiarenie na zemský povrch, znižuje ochladzovanie zemského povrchu v noci. Cez deň málo bráni ohrievaniu zemského povrchu slnečným žiarením. Tento jav atmosféry na tepelnom režime zemského povrchu sa nazýva skleníkový efekt vďaka vonkajšej analógii s pôsobením skleníkových skiel.

Veľké množstvo energie prichádza na našu planétu vo forme slnečného žiarenia. Táto energia je približne 1,7 1017 W. Množstvo spotrebovanej energie je v súčasnosti asi 1010 kW. Ak si v duchu predstavíte, že približne 1% plochy planéty je vhodné na zachytávanie slnečnej energie pomocou radiačných kolektorov s účinnosťou 10%, tak sa dá nazbierať 1011 kW energie. Výpočtom, za predpokladu, že populácia Zeme je určitý počet ľudí, z ktorých každý spotrebuje určité množstvo energie, možno určiť, či je táto energia dostatočná. Súčasná populácia Zeme je teda asi 3 109 ľudí. Predpokladajme, že sa zvýšil na 5 109 ľudí a každý spotrebuje približne 10 kW (čo presahuje naše potreby), potom by v tomto prípade bola prijatá energia viac ako potrebná.[ ...]

Na vytvorenie mobilných obrazoviek sa používajú rôzne materiály. Ochrana pred alfa žiarením je dosiahnutá použitím obrazoviek z obyčajného alebo organického skla s hrúbkou niekoľkých milimetrov. Dostatočnú ochranu pred týmto typom žiarenia predstavuje niekoľkocentimetrová vrstva vzduchu. Na ochranu pred beta žiarením sú obrazovky vyrobené z hliníka alebo plastu (organické sklo). Zliatiny olova, ocele a volfrámu účinne chránia pred gama a röntgenovým žiarením. Pohľadové systémy sú vyrobené zo špeciálnych priehľadných materiálov, ako je olovené sklo. Proti neutrónovému žiareniu chránia materiály obsahujúce vodík (voda, parafín), ako aj berýlium, grafit, zlúčeniny bóru atď. Na tienenie neutrónov možno použiť aj betón.[ ...]

Ozónová vrstva je ochranný štít proti prenikajúcemu ultrafialovému (UV) slnečnému žiareniu v rozsahu vlnových dĺžok 240-320 nm. Keďže UV-B žiarenie je účinne absorbované nukleovými kyselinami v živých bunkách, predstavuje osobitné nebezpečenstvo pre všetky živé veci. V dôsledku ožiarenia tvrdým ultrafialovým žiarením sa navyše zvyšuje pravdepodobnosť (a tým aj frekvencia výskytu) rakoviny kože (melonóm a karcinóm kože). Odhaduje sa, že zníženie ozónovej vrstvy len o 5 % povedie k zvýšeniu počtu prípadov rakoviny kože u ľudí v priemere o 10 % (pozri odsek 8.2).[ ...]

Tieto výpočty vzbudzujú optimizmus, je však spravodlivé pripomenúť, že v súčasnosti neexistujú žiadne návrhy kolektorov žiarenia s účinnosťou 10 %, ktoré by fungovali ekonomicky. Tvrdenie „slnečná energia je k dispozícii“ je zavádzajúce, pretože náklady na energiu sú len jednou zložkou nákladov na premenenú energiu alebo palivo (elektrina, vodík, metylalkohol).[ ...]

DLHOVLNOVÉ ŽIARENIE. Elektromagnetické žiarenie vyžarované zemským povrchom a atmosférou, t.j. takmer celé v rozsahu od 4 do 120 mikrónov. St atmosferické žiarenie, terestriálne žiarenie, protižiarenie, efektívne žiarenie zemského povrchu, krátkovlnné žiarenie.[ ...]

PRÍRODNÉ ŽIARENIE [lat. hasiaca žiara, brilancia] - žiarenie, ktorému je vystavený človek na povrchu Zeme - zahŕňa žiarenie rádioaktívnych materiálov Zeme, žiarenie rádionuklidov v tkanivách tela, ktoré sa tam dostávajú s potravou a kozmické žiarenie. Efektívna ekvivalentná dávka z týchto zdrojov, s výnimkou expozície pľúc z inhalácie rad-na-thorónu a produktov ich rozkladu v obytných priestoroch pre obyvateľstvo krajiny v roku 1990, bola v priemere asi 0,09 (0,07 – 0,23) rem. [ ...]

V mnohých ďalších prácach boli systémy s optickou heterodynizáciou použité na vytvorenie koherentnej komunikácie pri vlnových dĺžkach X = 3,39 µm a X - 10,6 µm. Zistilo sa, že s rastúcou vlnovou dĺžkou použitého žiarenia sa zvyšuje účinnosť optickej heterodyny v atmosfére. To tiež súhlasí s vyššie uvedenou úvahou, pretože polomer koherencie r, ako je zrejmé zo vzorca (3.26), rastie ako Xb.[ ...]

Tento odhad je nadhodnotený, pretože predpoklad vyžarovacieho kanála ako absolútne čierneho telesa je príliš hrubý. Presviedča nás však, že premena elektrickej energie na svetelnú energiu vo vodivom kanáli blesku prebieha pomerne efektívne. Ďalšou vlastnosťou žiarenia kanála blesku je, že väčšina žiarenia zodpovedá ultrafialovej časti spektra. Pre absolútne čierne teleso s teplotou 30 000 K totiž maximálna energia žiarenia podľa Wienovho zákona zodpovedá vlnovej dĺžke 0,1 μm. Aj keď je reálne, že v dôsledku toho, že vzduchová plazma je transparentná pre vákuové ultrafialové, toto maximum je posunuté do oblasti dlhších vĺn, hlavné straty žiarenia uvažovanej teplovzdušnej plazmy sú spojené s ultrafialovým žiarením. Zároveň, keďže ultrafialové žiarenie je účinne absorbované v reálnom vzduchu, je spektrum bleskového žiarenia zaznamenané na veľkú vzdialenosť skreslené.[ ...]

Princíp činnosti radiačného okruhu alebo slučky spočíva v tom, že akákoľvek pracovná látka alebo nosič schopný cirkulovať v uzavretom systéme a ľahko aktivovateľný v aktívnej zóne reaktora pôsobením neutrónov je potom mimo reaktora použitý ako žiarič. Ako prvé sa prirodzene uvažovalo o systémoch s kvapalným nosičom, aj keď v zásade možno použiť aj pevný nosič, napríklad vo forme guľôčok. Výhody radiačných slučiek spočívajú v tom, že dokážu rýchlo vytvoriť veľmi výkonný zdroj žiarenia, efektívne využiť únik neutrónov na účely ožarovania a v prípade potreby zdroj pomerne rýchlo eliminovať.

Zem a atmosféra, ako každé iné teleso, vyžarujú energiu. Keďže teplota Zeme a atmosféry je v porovnaní s teplotou Slnka malá, energia nimi vyžarovaná dopadá na neviditeľnú infračervenú časť spektra. Treba si uvedomiť, že ani zemský povrch, ani atmosféru nemožno považovať za absolútne čierne telesá. Štúdium spektier dlhovlnného žiarenia rôznych povrchov však ukázalo, že s celkom dostatočnou mierou presnosti možno zemský povrch považovať za sivé teleso. To znamená, že žiarenie zemského povrchu sa na všetkých vlnových dĺžkach líši rovnakým faktorom od žiarenia absolútne čierneho telesa, ktoré má rovnakú teplotu ako je teplota zemského povrchu. Vzorec pre tok žiarenia zemského povrchu teda možno napísať na základe Kirchhoffovho zákona v nasledujúcom tvare:

kde T 0 je teplota zemského povrchu, je relatívny emisný alebo absorpčný koeficient. Hodnoty pre rôzne povrchy sa podľa meraní pohybujú od 0,85 do 0,99. Tok žiarenia zemského povrchu je oveľa menší ako tok žiarenia Slnka (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:

Teplota atmosféry je spravidla nižšia ako teplota zemského povrchu, preto vo väčšine prípadov, a teda t.j. vplyvom dlhovlnného žiarenia zemský povrch takmer vždy stráca energiu. Len v ojedinelých prípadoch veľmi silných teplotných inverzií a vysokých hodnôt vlhkosti vzduchu môže byť efektívne žiarenie negatívne. Efektívne žiarenie má veľký vplyv na teplotný režim zemského povrchu, významne sa podieľa na vzniku radiačných mrazov a hmiel, pri topení snehu a pod. Efektívne žiarenie silne závisí od obsahu vodnej pary v atmosfére a prítomnosti oblačnosti. . Úzky vzťah medzi B * a tlakom vodnej pary e v blízkosti zemského povrchu charakterizujú nasledujúce údaje z priamych meraní: e mm Hg. čl. 4,5 8,0 11,3 B * cal/cm 2 *min 0,19 0,17 0,15 Ako vidno, s rastúcim e efektívne žiarenie B * klesá. Vysvetľuje sa to tým, že s rastúcim e sa zvyšuje protižiarenie atmosféry B A.