Utilisateur:
Intensité de l'émission NIR de la surface de la planète vers l'espace
Équation 
Tout comme pour le rayonnement visible, l'atmosphère interagit avec le rayonnement infrarouge. De la même manière que l'interaction avec l'atmosphère est modélisée pour le rayonnement visible en utilisant a couverture visible (VIS) ($\gamma_v$), on peut introduire ($$) qui affecte le rayonnement infrarouge.
Par conséquent, a intensité NIR émise par la Terre vers l'espace ($I_{es}$) est égal à A intensité NIR émise par la terre ($I_e$) pondéré par un facteur qui dépend de ($$), de sorte que :
| $ I_{es} =(1- \gamma ) I_s $ |
ID:(4677, 0)
Intensité d'émission NIR de la terre vers l'atmosphère
Équation
De la radiation terrestre $I_e$, qui pour la plupart
| $\lambda > 750\,nm$ |
La fraction de radiation qui interagit avec l'atmosphère est calculée en utilisant la couverture $\gamma$ selon
| $ I_{esa} = \gamma I_s $ |
ID:(4684, 0)
Intensité d'émission NIR de la surface de la terre
Équation
Si la Terre est à une température $T_e$, elle émet un rayonnement conformément à la loi de Stefan-Boltzmann, avec une intensité donnée par la formule suivante:
Où $\sigma$ est la constante de Stefan-Boltzmann et $\epsilon$ est le coefficient d'émissivité. La constante de Stefan-Boltzmann $\sigma$ a une valeur d'environ $5.67 \times 10^{-8} W/m^2K^4$, et le coefficient d\'émissivité $\epsilon$ représente l\'efficacité avec laquelle la surface de la Terre émet du rayonnement, variant de 0 à 1.
ID:(4676, 0)
Intensité VIS qui interagit avec l'atmosphère
Équation
L'intensité $I$ émise par un corps à une température $T$ est régie par la loi de Stefan-Boltzmann, exprimée comme suit :
| $ I = \sigma \epsilon T_b ^4$ |
où $\epsilon$ est l\'émissivité et $\sigma$ est la constante de Stefan-Boltzmann. Ainsi, dans le cas du bord inférieur du nuage, qui a une température $T_b$, l\'intensité sera :
ID:(4679, 0)
Répartition de la chaleur transportée par convection
Description
Si nous observons la distribution de la chaleur transportée par convection à la surface de la planète, nous pouvons remarquer qu'il existe des niveaux plus ou moins constants. D'une part, nous avons les zones océaniques et continentales avec un flux d'environ $17 W/m^2$ (ascendant) et environ $-30 W/m^2$ (descendant) dans les zones couvertes de neige et de glace :
Ces données proviennent d'une réanalyse de 40 ans réalisée par Kallberg P., Berrisford P., Hoskins B., Simmons A., Uppala S., Lamy-Thepaut S., Hine R., 2005 : ERA-40 Atlas. Reading, Royaume-Uni, Projet de réanalyse de l'ECMWF (Kallberg et al., 2005).
ID:(9263, 0)
Flux de conduction et d'évaporation
Concept
En modélisant a énergie transmise par conduction et évaporation ($I_d$), on peut établir une relation pour le transport de chaleur qui inclut la différence entre ($$) et a température du fond de l'atmosphère ($T_b$), ainsi que ($$), qui est clé dans le processus. L'équation implique deux constantes, ($$) et ($$), de sorte que :
| $ I_d =( \kappa_l + \kappa_c ( T_e - T_b )) u $ |
($$) est de l'ordre de 10,0 W/m² et ($$) est de l'ordre de 0,16 W/m²K, avec ($$) typiquement autour de 8 m/s.
($$) provient principalement de l'énergie transportée par le mouvement des masses d'air humide, qui libèrent de l'énergie lors de la condensation. ($$) est issu du transport d'air par convection et de l'expansion adiabatique correspondante, de sorte qu'il dépend principalement du gradient de température.
ID:(15682, 0)
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Cible : Équation À utiliser 
Équations
$ I_e = \sigma \epsilon T_e ^4$
I = s * e * T ^4
$ I_b = \sigma \epsilon T_b ^4$
I = s * e * T ^4
$ I_t = \sigma \epsilon T_t ^4$
I = s * e * T ^4
$ I_b = \epsilon \sigma T_b ^4 $
I_b = e * s * T_b ^4
$ I_d =( \kappa_l + \kappa_c ( T_e - T_b )) u $
I_d =( k_l + k_c *( T_e - T_b ))* u
$ I_e = \epsilon \sigma T_e ^4 $
I_e = e * s * T_e ^4
$ I_{es} =( 1 - \gamma_i ) I_e $
I_es =( 1 - g_i )* I_e
$ I_{esa} = \gamma_i I_e $
I_esa = g_i * I_e
$ I_{esa} = \gamma_i I_e $
I_i = g * I_s
$ I_t = \epsilon \sigma T_t ^4 $
I_t = e * s * T_t ^4
$ I_{es} =(1- \gamma_i ) I_e $
I_t =(1- g )* I_s
ID:(15678, 0)
Intensité qui interagit
Équation
A intensité rayonnée ($I_i$) est la fraction définie par ($$) de ($$), calculée de la manière suivante :
| $ I_{esa} = \gamma I_s $ |
| $ I_i = \gamma I_s $ |
ID:(9986, 0)
Intensité sans interaction
Équation
A intensité rayonnée ($I_t$) est égal à ($$) diminué de ($$), de sorte que :
| $ I_{es} =(1- \gamma ) I_s $ |
| $ I_t =(1- \gamma ) I_s $ |
ID:(10324, 0)
Intensité en fonction de la température (1)
Équation
La loi de Stefan-Boltzmann stipule que a intensité rayonnée ($I$) est une fonction de a température ($T$), utilisant les constantes a émissivité ($\epsilon$) et a stefan Boltzmann constant ($\sigma$), comme suit :
| $ I_e = \sigma \epsilon T ^4$ |
| $ I = \sigma \epsilon T ^4$ |
ID:(14479, 1)
Intensité en fonction de la température (2)
Équation
La loi de Stefan-Boltzmann stipule que a intensité rayonnée ($I$) est une fonction de a température ($T$), utilisant les constantes a émissivité ($\epsilon$) et a stefan Boltzmann constant ($\sigma$), comme suit :
| $ I = \sigma \epsilon T_b ^4$ |
| $ I = \sigma \epsilon T ^4$ |
ID:(14479, 2)
Intensité en fonction de la température (3)
Équation
La loi de Stefan-Boltzmann stipule que a intensité rayonnée ($I$) est une fonction de a température ($T$), utilisant les constantes a émissivité ($\epsilon$) et a stefan Boltzmann constant ($\sigma$), comme suit :
| $ I = \sigma \epsilon T_t ^4$ |
| $ I = \sigma \epsilon T ^4$ |
ID:(14479, 3)
Flux de conduction et d'évaporation
Équation
A énergie transmise par conduction et évaporation ($I_d$) dépend de la différence entre a température du fond de l'atmosphère ($T_b$) et ($$), ainsi que de ($$) et des constantes ($$) et ($$), de la manière suivante :
| $ I_d =( \kappa_l + \kappa_c ( T_e - T_b )) u $ |
ID:(9270, 0)