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Infrarotstrahlung
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Infrarotstrahlung entspricht hauptsächlich der von der Erde abgestrahlten Energie. Ein kleiner Teil davon wird direkt in den Weltraum eingestrahlt, während der größte Teil von Wolken absorbiert wird. Diese wiederum strahlen sowohl auf die Erde als auch in den Weltraum zurückgekehrt. Der Ursprung der globalen Erwärmung ist hauptsächlich eine Folge dieses Flusses von der Erde in die Atmosphäre und von dieser zur Erdoberfläche.
ID:(536, 0)
NIR-Emissionsintensität von der Erdoberfläche in den Weltraum
Gleichung
Ähnlich wie bei sichtbarer Strahlung interagiert die Atmosphäre auch mit Infrarotstrahlung, die größtenteils aus
| $\lambda > 750\,nm$ |
Analog zur Situation bei sichtbarer Strahlung, wo die Wechselwirkung mit der Atmosphäre durch die sichtbare Abdeckung _v modelliert wird, kann der Anteil _i eingeführt werden, der die Infrarotstrahlung beeinflusst. Auch in diesem Fall kann die Strahlung, die nicht interagiert, berechnet werden durch
| $ I_p =(1- \gamma ) I_s $ |
Somit verlässt die von der Erde abgestrahlte Strahlung I_e, die nicht mit der Atmosphäre interagiert, den Planeten und gelangt ins All. Dies ist
 $ I_{es} = (1- \gamma_i ) I_e $ |
ID:(4677, 0)
Emissionsintensität NIR von der Erde in die Atmosphäre
Gleichung
Von der terrestrischen Strahlung $I_e$, die größtenteils
| $\lambda > 750\,nm$ |
Der Anteil der Strahlung, der mit der Atmosphäre interagiert, wird mithilfe der Abdeckung $\gamma$ berechnet, gemäß
| $ I_p = \gamma I_s $ |
Im Fall der von der Erdoberfläche emittierten Strahlung interagiert ein Teil $\gamma_i$ mit der Atmosphäre und erzeugt einen Fluss
| $ I_{esa} = \gamma_i I_e $ |
ID:(4684, 0)
Emissionsintensität NIR von der Erdoberfläche
Gleichung
Wenn die Erde eine Temperatur von $T_e$ hat, strahlt sie gemäß dem Stefan-Boltzmann-Gesetz mit einer Intensität, die durch die folgende Formel gegeben ist:
| $ I_e = \sigma \epsilon T_e ^4$ |
Wenn die Erde eine Temperatur von $T_s$ hat, emittiert sie Strahlung, hauptsächlich bei Wellenlängen $\lambda > 750$ nm, mit einer Leistung, die durch das Stefan-Boltzmann-Gesetz gegeben ist:
| $ P = \sigma \epsilon S T_s ^4$ |
Hierbei ist $\sigma$ die Stefan-Boltzmann-Konstante, $\epsilon$ die Emissionsfähigkeit und $S$ die Strahlungsfläche.
Die Intensität der Strahlung wird als Leistung pro Fläche definiert, daher können wir sie wie folgt ausdrücken:
| $ I =\displaystyle\frac{ P }{ S }$ |
Hierbei ist $S$ die Fläche der Strahlung.
Die von der Oberfläche der Erde emittierte Intensität $I_e$ wird daher durch folgende Gleichung beschrieben:
| $ I_e = \sigma \epsilon T_e ^4$ |
Hierbei ist $T_e$ die Temperatur und $\epsilon$ die Emissionsfähigkeit der Oberfläche.
Dabei ist $\sigma$ die Stefan-Boltzmann-Konstante und $\epsilon$ der Emissionskoeffizient. Die Stefan-Boltzmann-Konstante $\sigma$ hat einen Wert von ungefähr $5.67 \times 10^{-8} W/m^2K^4$, und der Emissionskoeffizient $\epsilon$ repräsentiert die Effizienz, mit der die Oberfläche der Erde Strahlung emittiert und liegt zwischen 0 und 1.
ID:(4676, 0)
Emisión infrarroja de la parte inferior de la Atmosfera
Gleichung
Die Intensität $I$, die von einem Körper bei einer Temperatur $T$ abgegeben wird, wird durch das Stefan-Boltzmann-Gesetz geregelt. Es lautet:
| $ I = \sigma \epsilon S T ^4$ |
wobei $\epsilon$ die Emissionsfähigkeit und $\sigma$ die Stefan-Boltzmann-Konstante ist. Daher wird im Fall des unteren Rands der Wolke, der eine Temperatur $T_b$ aufweist, die Intensität sein:
| $ I_b = \sigma \epsilon T_b ^4$ |
ID:(4679, 0)
Emisión infrarroja de la parte superior de la Atmosfera
Gleichung
Si la parte superior de la atmósfera esta a una temperatura
| $\lambda > 750\,nm$ |
según a la ley de Stefan Boltzmann con
| $ P = \sigma \epsilon S T_s ^4$ |
que en este caso resulta con
| $ I_t = \sigma \epsilon T_t ^4$ |
donde
ID:(4680, 0)
Verteilung der durch Konvektion transportierten Wärme
Beschreibung
Wenn wir die Verteilung der durch Konvektion transportierten Wärme über die Oberfläche des Planeten betrachten, fällt auf, dass es mehr oder weniger konstante Ebenen gibt. Auf der einen Seite haben wir ozeanische und kontinentale Gebiete mit einem Fluss von etwa $17 W/m^2$ (aufwärts) und ungefähr $-30 W/m^2$ (abwärts) in Bereichen, die mit Schnee und Eis bedeckt sind:
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Diese Daten stammen aus einer 40-jährigen Reanalyse von Kallberg P., Berrisford P., Hoskins B., Simmons A., Uppala S., Lamy-Thepaut S., Hine R., 2005: ERA-40 Atlas. Reading, Vereinigtes Königreich, ECMWF Re-Analysis Project (Kallberg et al., 2005).
ID:(9263, 0)
Konduktions- und Verdunstungsfluss
Gleichung
Durch die Modellierung des Wärmetransports durch Konduktion und Verdampfung kann eine Beziehung für den Wärmetransport wie folgt festgelegt werden:
wobei die Konstanten definiert sind als , und ihre Werte in der Größenordnung von $\kappa_l\sim 10.0 W/m^2$, $\kappa_c\sim 0.16 W/m^2K$ und einer Geschwindigkeit von $8 m/s$ liegen.
Der Term $\kappa_l$ entsteht hauptsächlich durch die Energie, die durch die Bewegung von feuchter Luftmasse transportiert wird und bei Kondensation Energie freisetzt. Der Term $\kappa_c$ entsteht durch den Lufttransport durch Konvektion und der entsprechenden adiabatischen Expansion, und hängt daher hauptsächlich vom Temperaturgradienten ab:
| $ I_d =( \kappa_l + \kappa_c ( T_e - T_b )) u $ |
Es ist jedoch wichtig zu beachten, dass dies eine Vereinfachung darstellt.
ID:(9270, 0)
Emisión onda larga de la tierra en función del tiempo (D0+1)
Php
Si se observa la radiación de onda larga (NIR) se ve que existe un máximo en torno al mes de agosto/septiembre de todos los años:
Esto se debe a que el hemisferio norte presenta mayor masas continentales por lo que estas reflejan mayormente cuando es verano en dicho hemisferio..
ID:(9324, 0)
Emisión onda larga de la tierra en función de la latitud (D1+0)
Php
La radiación de onda larga (NIR) es en primera aproximación simétrica en torno al ecuador fuera de presentar un máximo en torno de los grados -20 y +20:
Esto corresponde tanto a la falta de masa continental en torno al ecuador y la baja de intensidad hacia los polos por efecto de la incidencia inclinada de la radiación.
ID:(9325, 0)