3 ΗλιακήΗλιακή και γήινη ακτινοβολίακαι γήινη ακτινοβολία3 Ηλιακή Ηλιακή και γήινη ακτινοβολίακαι γήινη ακτινοβολία

ΕισαγωγήΕισαγωγήΗ κύρια πηγή ενέργειας του πλανήτη μας.

• Δημιουργεί οπτικά φαινόμενα (γαλάζιο ουρανού άλως κ α)Δημιουργεί οπτικά φαινόμενα (γαλάζιο ουρανού, άλως κ.α)

• Υπεύθυνη για τη γενική κυκλοφορία της ατμόσφαιρας.

• Εξατμίζει μεγάλες μάζες νερού.

• Σχηματίζει και διαμορφώνει το κλίμα της γης.

• Τα φυτά αφομοιώνουν το 3% αυτής με τη διαδικασία της• Τα φυτά αφομοιώνουν το 3% αυτής με τη διαδικασία της φωτοσύνθεσης

3.1 Ηλεκτρομαγνητικό φάσμα3.1 Ηλεκτρομαγνητικό φάσμαρ μ γ η φ μρ μ γ η φ μΜήκος Κύματος

(μm)Φασματική Περιοχή(μ ) ρ χή

<10-5 ακτίνες γ

10-5 10-2 ακτίνες x10 5 - 10 2 ακτίνες x

0.01 - 0.38 υπεριώδες

0.38 - 0.72 ορατό

0.72 - 1.5 εγγύς υπέρυθρο

1.5 - 5.6 μέσο υπέρυθρο

5.6 - 12.5 θερμικό υπέρυθρο ηλιακό φάσμα

12.5 - 1000 απώτερο υπέρυθρο

ηλιακό φάσμα 0.29 – 4.0 μm

103 - 106 μικροκύματα

106 - 107 VHF10 - 10 VHF

107 - 108 HFραδιοκύματα 1.2 cm – 30 m

3 2 Βασικά μεγέθη της ακτινοβολίας3 2 Βασικά μεγέθη της ακτινοβολίας3.2 Βασικά μεγέθη της ακτινοβολίας3.2 Βασικά μεγέθη της ακτινοβολίας• Ένταση ακτινοβολίας, I(λ), (intensity).

dE(λ)

θ dΕI )(λ

συνθdA dt I )( λ

dA μονάδα (W/m2)

• Ολική ροή ακτινοβολίας, F(λ), (total radiance).

dE(λ)

dAdtdΕ

F )(λ)( λ dAdt )(λ

άδ ( / 2)dA

μονάδα (W/m2)

• Ολοφασματική ροή ακτινοβολίας (F), η ροήΟλοφασματική ροή ακτινοβολίας, (F), η ροήακτινοβολίας που διέρχεται από την επιφάνεια dA σεόλα τα μήκη κύματος λόλα τα μήκη κύματος λ.

dλFF 0

(λ)dλFF

Για τις πηγές ακτινοβολίας ισχύουν οι ακόλουθοι ορισμοί:• Μέλαν σώμα (blackbody) είναι το υποθετικό σώμα του οποίου η ένταση της εκπεμπόμενης ακτινοβολίας, σε κάθεοποίου η ένταση της εκπεμπόμενης ακτινοβολίας, σε κάθε θερμοκρασία και σε κάθε μήκος κύματος, είναι μεγαλύτερηαπό την ακτινοβολία που εκπέμπουν όλα τα σώματα πουαπό την ακτινοβολία που εκπέμπουν όλα τα σώματα που βρίσκονται στην ίδια θερμοκρασία. Τ έλ ώ ά λή β λί όλΤο μέλαν σώμα απορροφά πλήρως την ακτινοβολία όλων των μηκών κύματος.

λΑ άΕκπέμπει μεγαλύτερηΕκπέμπει Μέλαν

σώμαΤ

Απορροφά πλήρως την ακτινοβολία

μεγαλύτερηακτινοβολίαΠραγματικό

σώμαΤ

Απορροφά μέρος της

ακτινοβολίας

Εκπέμπει μικρότερη ακτινοβολία

ΤΤ

• Ικανότητα εκπομπής ε(λ) (emissivity) ενός πραγματικού (λ)σώματος για ένα ορισμένο μήκος κύματος λ, ορίζεται από το πηλίκο της έντασης ακτινοβολίας Ι(λ) που (λ)εκπέμπει το σώμα σε θερμοκρασία Τ, προς την ένταση ακτινοβολίας Ι(λ)Μ του ιδίου μήκους κύματος που β ς (λ)Μ μή ς μ ςεκπέμπει το μέλαν σώμα στην ίδια θερμοκρασία, δηλαδή

εΙΙ(λ)

(λ)

(λ) Ι(λ)

Ι(λ)Μ

ε(λ) = 1 για μέλαν σώμα (για κάθε λ)

Ι (λ)Μ

ε(λ) 1 για μέλαν σώμα (για κάθε λ)ε(λ) < 1 για πραγματικό σώμα

Μέλαν σώμα

Πραγματικό σώμα σώμα

ΤσώμαΤ

Ι ό ό ( b ti it ) ό• Ικανότητα απορρόφησης α(λ) (absorptivity) ενός πραγματικού σώματος, για ένα ορισμένο μήκος κύματος λ ίζ ό λί έ β λί Ιλ, ορίζεται από το πηλίκο της έντασης ακτινοβολίας Ι(λ)που απορροφά το σώμα σε θερμοκρασία Τ, προς την έ β λί Ι ί όένταση ακτινοβολίας Ιο(λ) που προσπίπτει σε αυτό.

(λ)(λ)

Ια Ιο(λ)

o(λ)(λ) Ι

α ο(λ)

Ι(λ)Ι(λ)

Α λ ό ή λ ά R ( lb d ) ό• Ανακλαστικότητα ή λευκάγεια R(λ) (albedo) ενός πραγματικού σώματος, για ένα ορισμένο μήκος κύματος λ ίζ ό λί έ β λί Ιλ, ορίζεται από το πηλίκο της έντασης ακτινοβολίας Ι(λ)που ανακλάται το σώμα, προς την ένταση ακτινοβολίας Ι ί όΙο(λ) που προσπίπτει σε αυτό.

(λ)(λ)

ΙR Ιο(λ) Ι

o(λ)(λ) Ι

R ο(λ) Ι(λ)

Ι ύ R 1Ισχύει: α(λ) + R(λ) = 1

δ

νέο χιόνι 80%

Λευκάγεια διαφόρων επιφανειών

νέο χιόνι 80%παλιό χιόνι 55%χλόη 25%δάσος 5 - 10%δάσος 5 10%άμμος 20-30%

ό έδ 10%υγρό έδαφος 10%νέφη 50 - 65%φη

Γεωγραφική κατανομή της λευκάγειας στη γη

3.3 Νόμοι της ακτινοβολίας3.3 Νόμοι της ακτινοβολίας3.3 Νόμοι της ακτινοβολίας3.3 Νόμοι της ακτινοβολίας

• Νόμος του Planck σχέση της έντασης ακτινοβολίας τουΝόμος του Planck, σχέση της έντασης ακτινοβολίας του μέλανος σώματος (Ι(λ)) με την θερμοκρασία του Τ και το μήκος κύματος λ της ακτινοβολίαςκύματος λ της ακτινοβολίας

Φ ή ή έ β λίΦασματική κατανομή της έντασης ακτινοβολίας μέλανος σώματος σε διάφορες θερμοκρασίες.

• Νόμος του Wien• Νόμος του Wien

θερμοκρασία χρώματος ρμ ρ χρ μ(colour temperature)

Ήλιος, 6000 °Κ, μέγιστο στα 0.475 μm, ορατό φάσμα (μικρού ή ύ β λί λ<4 )μήκους κύματος ακτινοβολία, λ<4 μm)

Γη, 300 °Κ, μέγιστο στα 10-12 μm, θερμικό υπέρυθρο (μεγάλουΓη, 300 Κ, μέγιστο στα 10 12 μm, θερμικό υπέρυθρο (μεγάλου μήκους κύματος ακτινοβολία, λ>4 μm)

• Νόμος των Stefan – Boltzmann: Ολική ροή ακτινοβολίας μέλανος σώματος FΜ σε σχέση με την θερμοκρασία του Τ:

FΜ = σΤ4 για τη γη F = εολ FΜ = εολ σΤ4

όσο πιο θερμό είναι ένα σώμα τόσο περισσότερο ακτινοβολεί.

θερμοκρασία ακτινοβολίας ή λαμπρότηταςή λαμπρότητας(temperature radiation or brightness temperature)g p )

3.4 Ηλιακή ακτινοβολία3.4 Ηλιακή ακτινοβολίαή βή β

Προέρχεται από τηΠροέρχεται από τη φωτόσφαιρα του ήλιου

υπεριώδες 9% ορατό 45% υπέρυθρη 46%

1.5 – 4 μm

Φασματική κατανομή της ηλιακής ακτινοβολίας

3.4.1 Ηλιακή σταθερά3.4.1 Ηλιακή σταθερά

Ηλιακή σταθερά Ιο: το ποσό ηλιακής ενέργειας ανά μονάδα επιφάνειας και χρόνου που προσπίπτει σε μια επιφάνειαεπιφάνειας και χρόνου που προσπίπτει σε μια επιφάνεια κάθετη στις ακτίνες στο όριο της ατμόσφαιρας στη μέση απόσταση γης ήλιουαπόσταση γης ήλιου

Io = 2 cal cm-2 min-1 = 1394 W/m2

Επειδή η ηλιακή ενέργεια ανά μονάδα χρόνου (Ε )Επειδή η ηλιακή ενέργεια ανά μονάδα χρόνου (Εολ) εκπέμπεται ομοιόμορφα προς όλες τις κατευθύνσεις, ισχύει:ισχύει:

Εολ (σε ακτίνα R) = Εολ (σε ακτίνα Rο)

Αλλά γενικά εξ’ ορισμού ισχύει:

I Io

Αλλά γενικά εξ ορισμού, ισχύει: Ι = Ε/S E = I S E = I 4πR2

Άρα: Εολ = Iο 4πRο2

2 2

= I 4πR2

R Io Ro

2 = I R2 I = Io (Ro/R)2

3.4.3.4.22 ΗΗ ηλιακή ακτινοβολία στην ατμόσφαιραηλιακή ακτινοβολία στην ατμόσφαιρα

• Άμεση ηλιακή ακτινοβολία, χωρίς να υποστεί καμία εκτροπή • Διάχυτη ηλιακή ακτινοβολία, ύστερα από αλλαγή της διεύθυνσης διάδοσης λόγω σύγκρουσης με μόρια, άτομα, ιόντα

• Ολική ηλ. ακτινοβολία, το άθροισμα της άμεσης και διάχυτης• Ανακλώμενη από τα νέφη αιωρήματα και το έδαφος• Ανακλώμενη από τα νέφη, αιωρήματα και το έδαφος

γήινηατμοσφαιρική

• Γήινη ακτινοβολία. H γη λόγω της μικρής της θερμοκρασίας (300 Κ) έ έ θ β λί (λ >4 ) έ(300 Κ) εκπέμπει υπέρυθρη ακτινοβολία (λ >4 μm) με μέγιστη ένταση στα 10 μm

• Ατμοσφαιρική ακτινοβολία, ομοίως και η ατμόσφαιρα εκπέμπει υπέρυθρη ακτινοβολία (λ >4 μm) προς όλες τις κατευθύνσεις

γήινηατμοσφαιρική

• Γήινη ακτινοβολία. H γη λόγω της μικρής της θερμοκρασίας (300 Κ) έ έ θ β λί (λ >4 ) έ(300 Κ) εκπέμπει υπέρυθρη ακτινοβολία (λ >4 μm) με μέγιστη ένταση στα 10 μm

• Ατμοσφαιρική ακτινοβολία, ομοίως και η ατμόσφαιρα εκπέμπει υπέρυθρη ακτινοβολία (λ >4 μm) προς όλες τις κατευθύνσεις

γήινηατμοσφαιρική

μικρού μήκους κύματος μεγάλου μήκους κύματος

3.3.55 Η ένταση της ηλιακής ακτινοβολίας στην επιφάνεια Η ένταση της ηλιακής ακτινοβολίας στην επιφάνεια της γηςτης γης

• η περιστροφή της γης γύρω από τον άξονά της• η περιστροφή της γης γύρω από τον άξονά της

• η περιστροφή της γης γύρω από τον ήλιο σε ελλειπτική τροχιά

• η κλίση του άξονα περιστροφής 23ο27΄• η κλίση του άξονα περιστροφής 23 27

Δ ύ β λλό θή όΔημιουργούν μεταβαλλόμενες συνθήκες πρόσπτωσης της ηλιακής ακτινοβολίας σε ένα τόπο

• σε ημερήσια βάση και

• σε ετήσια βάση

Η έ λ ή β λί άΗ ένταση της ηλιακής ακτινοβολίας στην επιφάνεια της γης εξαρτάται από:

• την απόσταση γης - ήλιου

• το ύψος του ήλιου πάνω από τον ορίζοντα του τόπου

• τη διαδρομή της ακτινοβολίας μέσα από την ατμόσφαιρα

α. Η απόσταση της γης από τον ήλιοΕξαιτίας της ελλειπτικής τροχιάς της γης γύρω από τον ήλιο κατά τη διάρκεια του έτους η ένταση της ακτινοβολίας που η ρ ς η η ης β ςδέχεται η γη αυξομειώνεται.

2 1 Ι 1 93 l -2 i -1

R+3.4% -3.5%Ιπ = 2.07 cal cm-2 min-1 Ια = 1.93 cal cm-2 min-1

Η έ β λί λ ώ ό άλΗ ένταση της ακτινοβολίας ελαττώνεται αντιστρόφως ανάλογα με το τετράγωνο της απόστασης από τον ήλιο:

I = Io (Ro/R)2

Σ ήλ (3 Ι ί ) λ ή έ άΣτο περιήλιο (3 Ιανουαρίου), η ηλιακή ενέργεια που φτάνει στη γη είναι κατά 7% περισσότερη από εκείνη του αφηλίου (4 Ι λί )Ιουλίου).

2 1 Ι 1 93 l -2 i -1

+3.4% -3.5%Ιπ = 2.07 cal cm-2 min-1 Ια = 1.93 cal cm-2 min-1

όλ ά δ ί ά ό θ ίζπαρόλα αυτά δεν είναι ο παράγοντας αυτός που καθορίζει την ενδοετήσια μεταβολή της θερμοκρασίας στη γη.

β Τ ύ λί ά ό ίζβ Τ ύ λί ά ό ίζβ. Το ύψος του ηλίου πάνω από τον ορίζονταβ. Το ύψος του ηλίου πάνω από τον ορίζονταδηλ. της γωνίας μεταξύ των ηλιακών ακτινών και του ορίζοντα στον τόπο αυτόν

β Τ ύ λί ά ό ίζβ Τ ύ λί ά ό ίζβ. Το ύψος του ηλίου πάνω από τον ορίζονταβ. Το ύψος του ηλίου πάνω από τον ορίζονταδηλ. της γωνίας μεταξύ των ηλιακών ακτινών και του ορίζοντα στον τόπο αυτόν

Όσο μικρότερο είναι το ύψος του ήλιου φ τόσο λιγότερη ενέργεια ακτινοβολίας θα μοιράζεται στην επιφάνεια και συνεπώς τόσο μικρότερη θα είναι η ένταση της.

β Τ ύ λί ά ό ίζβ Τ ύ λί ά ό ίζβ. Το ύψος του ηλίου πάνω από τον ορίζονταβ. Το ύψος του ηλίου πάνω από τον ορίζονταδηλ. της γωνίας μεταξύ των ηλιακών ακτινών και του ορίζοντα στον τόπο αυτόν

I1 = I (R /R)2I1 Io (Ro/R)

Νό ος ου Lambertt ή νό ος ου η ι όνου : Η έν α η ηςΝόμος του Lambertt ή νόμος του ημιτόνου : Η ένταση της ακτινοβολίας μεταβάλλεται με το ημίτονο του ύψους του ήλιου:

Ι = Ι1 ημφ = Ι1 συνz Ι = Io (Ro/R)2 ημφ

Ι = I (R /R)2 ημφΙ Io (Ro/R) ημφ

ΙΙ

R φ

ώρα εποχή γ. πλάτος

θερινό ηλιοστάσιο (21 Ιουνίου)

Ι = I (R /R)2 ημφΙ Io (Ro/R) ημφ

ΙΙ

R φ

ώρα εποχή γ. πλάτος

χειμερινό ηλιοστάσιο (21 Δεκεμβρίου)

Ι = I (R /R)2 ημφΙ Io (Ro/R) ημφ

ΙΙ

R φ

ώρα εποχή γ. πλάτοςμειώνεται από 93% σε 38%

68΄30o

21΄30o

Μέσα γεωγραφικά πλάτη (45o)

Ι = I (R /R)2 ημφΙ Io (Ro/R) ημφ

ΙΙ

R φ

ώρα εποχή γ. πλάτοςμειώνεται κατά 8%

66΄33o

Ισημερινός

Ι = I (R /R)2 ημφΙ Io (Ro/R) ημφ

ΙΙ

R φ

ώρα εποχή γ. πλάτοςμειώνεται κατά 8%

66΄33o

Ισημερινός

Το ολικό ποσό της ηλιακής ακτινοβολίας Q, που δέχεται μια οριζόντια επιφάνεια, στο έδαφος της γης από την ανατολή μέχρι τη δύση του ηλίου εξαρτάται από • την εποχή καιτην εποχή και • το γ. πλάτος

διάρκεια ημέρας και ύψος ήλιου

H2H

H

H2

2o

o

H

H

dt συνz RRIdt I Q

I1440

HH R

)ημH συνδ συνφημδ ημφ H(Iπ

1440Q δδ2o

l

όπου Ηδ η ωριαία γωνία του ηλίου κατά τη δύση του έ d δ ό λ ήλεκφρασμένη σε rad, δ η απόκλιση του ήλιου.

Τ Q άζ l 2 d 1Το Q εκφράζεται σε cal cm-2 day-1.

Ημερήσια ποσά ηλιακής ακτινοβολίας (ly) σε συνάρτηση λάμε το γ. πλάτος

Ημερήσια ποσά ηλιακής ακτινοβολίας (ly) σε συνάρτηση λάμε το γ. πλάτος

Μικρή εποχιακή Μέγιστημεταβολή

Μέγιστηεποχιακή μεταβολήμ β ή

Ημερήσια ηλιακή ακτινοβολία σε cal cm-2 day-1

Ημερήσια ηλιακή ακτινοβολία σε cal cm-2 day-1

Δ δ ή β λί έ όΔ δ ή β λί έ όγ. Διαδρομή της ακτινοβολίας μέσα στην ατμόσφαιραγ. Διαδρομή της ακτινοβολίας μέσα στην ατμόσφαιραΕξασθενεί λόγω απορρόφησης και σκέδασης. Εξαρτάται από το γ. πλάτος.

Η ηλιακή ακτινοβολία κατά την διέλευσή της μέσα από την ό θ ίατμόσφαιρα θα υποστεί:

απορρόφηση από τα αέρια της ατμόσφαιρας σκέδαση από τα μόρια των αερίων της ατμόσφαιρας και τους υδρατμούς απορρόφηση και σκέδαση από τα ατμοσφαιρικά αιωρήματα

(aerosols) και τα υδροσταγονίδια (π.χ. νέφη)( ) ρ γ ( χ φη) ανάκλαση από τα νέφη

Απορρόφηση από τα αέρια Απορρόφηση από τα αέρια ανάλογα με το μήκος κύματος λ

• απορρόφηση της υπεριώδους ακτινοβολίας, στην ανώτερη ατμόσφαιρα από το Ο3

• Ασθενή απορρόφηση της ορατής ακτινοβολίας από το Ο3 και το Ο2

• απορρόφηση της υπέρυθρης ακτινοβολίας κυρίως από τους υδρατμούς (Η2Ο) και δευτερευόντως από το CO2 και το Ο3

33 66 Γήινη ακτινοβολίαΓήινη ακτινοβολία3.3.66 Γήινη ακτινοβολίαΓήινη ακτινοβολία

H γη λόγω της μικρής της θερμοκρασίας εκπέμπει υπέρυθρη ακτινοβολία (γήινη ακτινοβολία) (λ >4 μm) με μέγιστη ένταση στα 10 μm

Αυτή απορροφάται έντονα από τους υδρατμούς (Η2Ο) και το δ ξ ίδ ά θ (CO )διοξείδιο του άνθρακα (CO2).

Σε μια περιοχή όμως του φάσματος (8-12 μm) η απορρόφηση από την ατμόσφαιρα είναι μικρή (ατμοσφαιρικό παράθυρο)

3.3.77 Το μέσο ενεργειακό ισοζύγιο στο σύστημα Το μέσο ενεργειακό ισοζύγιο στο σύστημα γης γης –– ατμόσφαιραςατμόσφαιρας

3.3.77.1 Το ισοζύγιο ακτινοβολιών της γης.1 Το ισοζύγιο ακτινοβολιών της γηςΣε ετήσια βάση υπάρχει απόλυτη ισορροπία μεταξύ του ποσού τηςΣε ετήσια βάση υπάρχει απόλυτη ισορροπία μεταξύ του ποσού της μικρού μήκους κύματος ηλιακής ακτινοβολίας που δέχεται το σύστημα γης-ατμόσφαιρας

και του ποσού της μεγάλου μήκους κύματος

σύστημα γης ατμόσφαιρας

μεγάλου μήκους κύματος ακτινοβολίας που εκπέμπειτο σύστημα γηςτο σύστημα γης -ατμόσφαιρας πίσω στο διάστημαδιάστημα.

Η διαφορά ενέργειας της εισερχόμενης ηλιακής (μικρού λ) από την εξερχόμενη ακτινοβολία (μεγάλου λ + ανακλώμενη) στο σύστημα γης-ατμόσφαιρας σε ετήσια βάση ονομάζεται μέσο ετήσιοενεργειακό ισοζύγιο.

Κατανομή της ηλιακής ακτινοβολίας στη γη: 2% απορροφάται επάνω από την τροπόσφαιρα 19% απορροφάται μέσα στην τροπόσφαιρα 19% απορροφάται μέσα στην τροπόσφαιρα 48% απορροφάται από την επιφάνεια της γης 31% επιστρέφει στο διάστημα (ανάκλαση στα νέφη και στην επιφάνεια της γης, σκέδαση στην ατμόσφαιρα)φ ης γης, η η μ φ ρ )

Η ά λ ό ά ό έΗ επιφάνεια της γης λοιπόν απορροφά περισσότερη ενέργεια (48 μονάδες) από ότι η ατμόσφαιρα (19+2=21 μονάδες). Αυτό θα είχε ως αποτέλεσμα την υψηλή θέρμανση της γηςΘα πρέπει να υπάρχει ένας μηχανισμός που θα επιφέρειΘα πρέπει να υπάρχει ένας μηχανισμός που θα επιφέρει ισορροπία μεταξύ της γης και της ατμόσφαιρας.

Η επιφάνεια της γης, συνεπώς και τα κατώτερα στρώματα της τροπόσφαιρας, ψύχεται με τρεις τρόπους:

• με την υπέρυθρη ακτινοβολία της γης (γήινη ακτινοβολία) (4 έως 100 μm), με μέγιστη ένταση γύρω στα 10 μm. έως 00 μ ), με μέγιστη ένταση γύρω στα 0 μ .

• με τις κατακόρυφες κινήσεις της ατμόσφαιρας οι οποίες μεταφέρουν θερμές αέριες μάζες και συνεπώς θερμότητα σταμεταφέρουν θερμές αέριες μάζες και συνεπώς θερμότητα στα ανώτερα στρώματα της ατμόσφαιρας

δ ύ ό ί έ• με τους υδρατμούς της ατμόσφαιρας οι οποίοι μεταφέρουν ενέργεια (λανθάνουσα θερμότητα) από την γη στην ανώτερη

ότροπόσφαιραΑν δεν υπήρχαν αυτοί οι μηχανισμοί η επιφάνεια της γης θα ήταν 40°C θερμότερη, ενώ η τροπόσφαιρα θα ήταν ψυχρότερη.

πλεόνασμα

έλλειμμαέλλειμμα

3.7.2 3.7.2 Η κατά γεωγραφικό πλάτος διανομή του ισοζυγίου Η κατά γεωγραφικό πλάτος διανομή του ισοζυγίου ακτινοβολίαςακτινοβολίας• για όλη την επιφάνεια της γης και σε ετήσια βάση το ισοζύγιο των ακτινοβολιών πρέπει να είναι μηδένισοζύγιο των ακτινοβολιών πρέπει να είναι μηδέν.

• στις διάφορες περιοχές της γης είναι δυνατόν να είναι θ ό ή όθετικό ή αρνητικό.

Το ισοζύγιο ακτινοβολιών στις διάφορες περιοχές της γης ζ γ β ς φ ρ ς ρ χ ς ης γηςείναι δυνατόν να είναι θετικό ή αρνητικό.

στα γεωγραφικά πλάτη κάτω των 38° υπάρχει περίσσεια ενέργειας

Το ισοζύγιο ακτινοβολιών στις διάφορες περιοχές της γης ζ γ β ς φ ρ ς ρ χ ς ης γηςείναι δυνατόν να είναι θετικό ή αρνητικό.

Καμπύλη Ι: η μέση ετήσια προσλαμβανόμενη ηλιακή ακτινοβολία μ η η μ η ή ρ μβ μ η η ή βΚαμπύλη ΙΙ: η μέση ετήσια αποβαλλόμενη ακτινοβολία

στα γεωγραφικά πλάτη κάτω των 38° υπάρχει περίσσεια ενέργειας

Ένα ποσό ενέργειας μεταφέρεται από τα μικρά πλάτη προς τα μεγαλύτερα με:προς τα μεγαλύτερα με:

• Τη κυκλοφορία της ατμόσφαιρας (άνεμοι και κινητά καιρικά συστήματα ),

• και τα θαλάσσια ρεύματα.ρ μ

Η μεταφορά ενέργειας πραγματοποιείται κύρια με την οριζόντια μεταφορά

•αισθητής θερμότητας (ψυχρών και θερμών αερίων μαζών): 50%η ή ρμ η (ψ χρ ρμ ρ μ ζ )• λανθάνουσας θερμότητας (υδρατμών): 25%• καθώς και με τα θαλάσσια ρεύματα: 25%• καθώς και με τα θαλάσσια ρεύματα: 25%

Μέση ετήσια μεταφορά ενέργειας προς τους πόλους

η μέγιστη ολική μεταφορά σημειώνεται στα μέσα γεωγραφικά πλάτη όπου οι κυρίαρχοι μηχανισμοί μεταφοράς ενέργειας είναι τα κινητά καιρικά συστήματα (αντικυκλώνες, υφέσεις).

Μέση ετήσια μεταφορά ενέργειας προς τους πόλους

3.3.88 Το εδαφικό ενεργειακό ισοζύγιοΤο εδαφικό ενεργειακό ισοζύγιο

Rn η καθαρή ακτινοβολίαRΗ αισθητή θερμότητα (Η < 0 για άνοδο της Τ)

LΗ λανθάνουσα θερμότητα (LΗ < 0 για

Rn

LΗ λανθάνουσα θερμότητα (LΗ < 0 για εξάτμιση του νερού)

Φ ό ή θ ό έδ (ΦΦ κατακόρυφη ροή θερμότητας στο έδαφος (Φ < 0 προς τα κάτω)F1

Φ

F

Rn – H – LE – Φ + F1 - F2 = 0

Αν F = FF2

H

Αν F1 = F2

τότε Rn – H – LE – Φ = 0H

LE

τότε n 0

Rg η ηλιακή ακτινοβολίαR εσΤ4αR Ra

α η λευκάγεια

ε συντελεστής εκπομπής

Rg αRg

ε συντελεστής εκπομπής

Ra ατμοσφαιρική ακτινοβολία

F1Φ Rn = Rg - αRg + Ra-ε σ T4

4

F

Rn = (1-α) Rg+ Ra-ε σ T4

To R από εμπειρική σχέση των VanF2

H

To Ra από εμπειρική σχέση των Van Bavel and Hillel:

H

LHRa=σ Τ4 (0.605 + 0.048 (1370 Hα) 0.5)

H η υγρασία του αέρα σε Kgr/m3Hα η υγρασία του αέρα σε Kgr/m

Η κατακόρυφη ροή θερμότητας Φ που περνά μέσα από μία οριζόντια επιφάνεια σε βάθος z:

Φ = λ ΔΤ/ΔzΦ = - λ ΔΤ/Δz

λ συντελεστής θερμικήςΤ

z

λ συντελεστής θερμικής αγωγιμότητας

Αυξάνει όταν αυξάνει η υγρασίαΦ

Αυξάνει όταν αυξάνει η υγρασία του εδάφους. Όταν το νερό παγώνει τότε το λ του αυξάνει γ ξπερισσότερο

Μεγάλες τιμές σε εδάφη μεΜεγάλες τιμές σε εδάφη με χαλαζία, μικρές σε εδάφη με οργανική ύληργ ή η

Φ > 0 όταν ΔΤ/Δz < 0