Čo je efektívne ožarovanie tela. Žiarenie je účinné. Tepelná bilancia zemského povrchu
· Základy aktinometrie
AKTINOMETRIA je súbor metód merania energie žiarenia. K úlohám aktinometrie patrí štúdium priameho slnečného žiarenia, jeho absorpcie a rozptylu molekulami atmosféry, rôznych pevných a kvapalných nečistôt, ako aj určovanie dlhovlnného žiarenia zo zeme a atmosféry.
Metódy merania energie žiarenia sú založené na princípe premeny jedného druhu energie na iný. Keď je žiarivá energia slnka absorbovaná sčerneným povrchom akéhokoľvek prijímača, energia žiarenia sa premení na tepelnú energiu. Zaznamenaním množstva uvoľneného tepla alebo nárastu teploty prijímacej plochy zariadenia je možné merať množstvo toku slnečného žiarenia dopadajúceho na rovnú plochu. Podobné princípy merania energie žiarenia tvoria základ kalorimetrickej metódy. Fenomén fotoelektrického javu a fotochemické vplyvy sa využívajú vo fotoelektrických a fotografických metódach merania.
V A. sa používajú zariadenia, v ktorých je tok sálavej energie určený teplotným rozdielom medzi prijímacou plochou a okolím, ktorý sa meria veľkosťou prúdu vznikajúceho v obvode sériovo zapojených termočlánkov. Prístroje tohto druhu sú relatívne a vyžadujú kalibráciu porovnaním ich hodnôt s hodnotami absolútnych prístrojov.
· Rovnica radiačnej bilancie
Radiačná bilancia atmosféry a podložného povrchu, súčet prítoku a odtoku sálavej energie absorbovanej a emitovanej atmosférou a podložným povrchom.
Pre atmosféru sa radiačná bilancia skladá z prichádzajúcej časti - absorbovaného priameho a rozptýleného slnečného žiarenia, ako aj absorbovaného dlhovlnného (infračerveného) žiarenia zemského povrchu a z odchádzajúcej časti - tepelných strát v dôsledku dlhovlnného žiarenia atmosférou smerom k zemskému povrchu (tzv. protižiarenie atmosféry ) a do kozmického priestoru.
Vstupná časť Radiačná bilancia podkladového povrchu pozostáva z: priameho a difúzneho slnečného žiarenia absorbovaného podkladovým povrchom, ako aj absorbovaného protižiarenia atmosféry; spotrebná časť pozostáva z tepelných strát podkladovým povrchom v dôsledku vlastného tepelného žiarenia.
Radiačná bilancia je neoddeliteľnou súčasťou tepelnej bilancie atmosféry a podkladového povrchu.
· Efektívne žiarenie
Rozdiel medzi vlastným žiarením tela a protižiarením z atmosféry sa nazýva efektívne žiarenie . Jeho hodnota vyjadruje skutočný tok tepla zo Zeme alebo vody do atmosféry.
Množstvo účinného žiarenia závisí od mnohých faktorov:
Z teploty pôdy alebo vody: čím je vyššia, tým viac telo stráca teplo sálaním: V horúcom letnom dni zem aj voda vydávajú do ovzdušia veľa tepla a jeho teplota stúpa. Teplý vzduch poskytuje veľký a protiprúd. Celková úroveň efektívneho žiarenia sa zvyšuje. V noci, keď sa zastaví ohrievanie pôdy a vody, klesá aj ich vyžarovanie. Pred ránom sa stáva celkom bezvýznamným. V súlade s tým teplota vzduchu klesá.
Z vlhkosti vzduchu: vodná para zachytáva dlhovlnné žiarenie a zadržiava teplo. Vlhká atmosféra vysiela na Zem výrazný protiprúd a efektívne žiarenie klesá. Z tohto dôvodu vo vlhkom podnebí a vlhkom počasí nie sú noci také chladné ako v suchom počasí a v krajinách so suchým podnebím.
Z hmly a oblakov: kvapky vody z oblakov a hmly pôsobia ako vodná para, no v ešte väčšej miere. Noci s hmlistým a zamračeným počasím sú zvyčajne teplé.
Z blízkosti alebo vzdialenosti vodných plôch: vodná masa, ktorá je náročná na teplo, udrží teplo dlhšie ako zem. Nádrže zvyšujúcou vlhkosťou a tvorbou oblačnosti a hmly odstraňujú účinnú radiáciu. Z tohto dôvodu sú najväčšie tepelné straty v zime a v noci a následne prudké kolísanie nočných a denných teplôt charakteristické pre suché vnútrozemské krajiny – strednú a strednú Áziu, východnú Sibír a Antarktídu.
Z absolútnej výšky oblasti: v horách s poklesom hustoty vzduchu klesá prichádzajúce žiarenie a zvyšuje sa efektívne žiarenie.
Z vegetácie: Silný vegetačný kryt, najmä lesy, znižuje efektívnu radiáciu. V púšti sa prudko zvyšuje.
Z povahy pôdy: husté a sypké pôdy udržia teplo dlhšie a vyžarujú viac tepla, skalnaté pôdy a najmä púštne piesky ho rýchlejšie strácajú a ochladzujú sa.
· FER klímy a FER vyparovania (FER - zdroje tepelnej energie)
FER klímy je množstvo energie, ktoré sa vynakladá na ohrev vzduchu, pôdy, na skutočné teplo vynaložené na vyparovanie, na topenie pôdneho ľadu.
Energetickou základňou prírodných procesov sú tepelné a energetické zdroje klímy, vznikajúce v dôsledku príchodu priameho a difúzneho žiarenia na zemský povrch a zabezpečenia jeho výmeny vlhkosti s povrchovou atmosférou.
Na tvorbe tepelných energetických zdrojov klímy sa podieľajú: R + - kladná zložka radiačnej bilancie - rozdiel medzi absorbovaným krátkovlnným (priamym a rozptýleným) žiarením Slnka a bilanciou dlhovlnného žiarenia. žiarenie počas dňa a čiastočne aj za súmraku dňa; P+ je kladná zložka turbulentnej výmeny tepla - časť advektívneho tepla privádzaného v súvislosti s cirkuláciou atmosférického vzduchu.
FER vyparovania je množstvo energie, ktoré sa vynakladá na všetky typy vyparovania: z povrchu vody, z povrchu zeme a transpiráciu.
Otázka. Zrážky
Zrážky je voda, ktorá v dôsledku kondenzácie vodnej pary v nej obsiahnutej dopadá v kvapalnom alebo pevnom skupenstve na povrch zemegule a pozemné predmety z oblakov alebo zo vzduchu Zrážky sa podľa fázového skupenstva delia na: tuhé (sneh, krúpy, snehové pelety, ľad, mráz), tekuté (dážď), zmiešané (sneh a dážď, dážď so snehom) Zrážky charakterizujú tri parametre: množstvo, intenzita a trvanie zrážok. Zrážky merané hrúbkou vrstvy vody v mm, ktorá by sa vytvorila na vodorovnom povrchu zo zrážok bez priesaku do zeme, odtekania a vyparovania.
1 mm zrážok = 10 ton vody na 1 hektár.
Intenzita zrážok merané v milimetroch za minútu (mm/min) alebo za hodinu (mm/h).
Trvanie zrážok merané v hodinách alebo minútach od začiatku do konca ich straty.
Zrážky z oblakov sa delia na 3 typy:
Kryt (nižšia vrstva, oblaky stratus).
Mrholenie (nižšia vrstva, vrstva oblačnosti).
Prehánky (vertikálne kupovité oblaky).
Pozorovania zrážok zahŕňajú: 1. vizuálne - druh zrážok, ich intenzitu, čas začiatku a konca zrážok 2. meranie množstva zrážok pomocou prístrojov - zrážkomer a Treťjakovský zrážkomer, poľný zrážkomer Davitay, pluviograf, úhrn zrážok meradlo, zemný zrážkomer.
Rozdiel medzi vlastným žiarením a protižiarením je tzv efektívne žiarenie ona:
E e = E s – E a
Efektívne žiarenie (E e) je čistá strata sálavej energie (tepla) zo zemského povrchu. Prebieha vo dne aj v noci. Ale počas dňa je kompenzovaný absorbovaným slnečným žiarením (celkom alebo čiastočne). V jasných dňoch je väčšia ako v zamračených, 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 nazýva 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 A - povrchové albedo. Zvyšok celkového žiarenia (Ssin h Q + D)(1 - A) je absorbovaný zemským povrchom a ide ohrievať vrchné vrstvy pôdy a vody. Táto časť je tzv absorbované žiarením.
Albedo povrchu pôdy sa pohybuje v rozmedzí 10-30%; vo vlhkej černozeme klesá na 5% a v suchom svetlom piesku sa môže zvýšiť až o 40%. So zvyšujúcou sa vlhkosťou pôdy sa albedo znižuje. Vegetačné albedo- lesy, lúky, polia - je v rozmedzí 10-25%. Povrchové albedo čerstvo napadnutého snehu je 80-90%, dlho ležiaci sneh- približne 50 % a menej. Albedo hladkej vodnej hladiny pre priame žiarenie sa pohybuje od niekoľkých percent, keď je Slnko vysoko, do 70 %, keď je Slnko nízko; 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%.
Uvedené čísla sa týkajú odrazu slnečného žiarenia nielen viditeľného, ale aj v celom svojom spektre. Fotometrické prostriedky merajú albedo len pre viditeľné žiarenie, ktorý sa samozrejme môže mierne líšiť od albeda pre celý tok žiarenia.
Vzor distribúcie planetárneho albeda získaný z pozorovaní z meteorologických satelitov odhaľuje ostrý kontrast medzi hodnotami albeda vo vysokých a stredných zemepisných šírkach severnej a južnej pologule za 30. rovnobežkou. V trópoch je albedo najvyššie nad púšťami, ako je Sahara, v zónach konvekčných oblakov nad Strednou Amerikou a nad oceánskymi oblasťami v intertropickej zóne konvergencie (napríklad východný rovníkový Pacifik).
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 kozmického priestoru. Časť (asi jedna tretina) rozptýleného žiarenia tiež uniká do vesmíru.
Pomer odrazeného a rozptýleného slnečného žiarenia unikajúceho do vesmíru k celkovému množstvu slnečného žiarenia vstupujúceho do atmosféry sa nazýva planetárne albedo Zeme, alebo Zeshi albedo.
Celkovo 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. Sklad chemického vzduchu. Štruktúra atmosféry
5. Denné a ročné kolísanie teploty vzduchu a jej zmeny s nadmorskou výškou
6. Denné a ročné kolísanie teploty pôdy a jej zmeny s hĺbkou
7. Adiabatické procesy v atmosfére
8. Denná a ročná zmena elasticity (parciálneho tlaku) vodného póru a relatívnej vlhkosti
9. Denné a ročné výkyvy teplôt v pôde a vo veľkých vodných plochách
10. Mrazy, podmienky ich výskytu a opatrenia na boj proti nim
11. Koeficient priehľadnosti a faktor zákalu v atmosfére
12. Kontinentálne podnebie. Indexy kontinentality
13. Teplotné inverzie (povrchové, vo voľnej atmosfére a frontálne)
14. Kondenzácia vodných pórov v atmosfére
15. Zemské 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 vodného póru na rôznych povrchoch (nad ľadom, vodou, konvexným, konkávnym a rovným povrchom)
24. Ročný a denný cyklus priameho a difúzneho slnečného žiarenia
25. Tepelný režim pôdy a nádrží
26. Charakteristika vlhkosti vzduchu
27. Druhy zrážok, ktoré padajú z oblakov a ich vznik
28. Zákon útlmu slnečného žiarenia
29. Fyzikálne vlastnosti snehovej pokrývky, jej klimatický význam
30. Tlakové pole. Barické topografické mapy. 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 v atmosfére
37. Rozptýlené slnečné žiarenie v atmosfére. Rayleighov zákon
38. Distribúcia tepla hlboko do pôdy. Fourierove zákony
39. Psedoabiabatický proces. Vzdelávanie sušičov vlasov
40. Sily, ktoré ovplyvňujú rýchlosť a smer vetrania
41. Stratifikácia atmosféry a jej vertikálna rovnováha
42. Tlakový zákon vetra
43. Tlakové systémy
44. Všeobecná cirkulácia atmosféry, jej vlastnosti a význam pre tvorbu klímy
45. Umelé ovplyvňovanie oblačnosti
46. Klimotvorné procesy
47. Atmosférický tlak, jednotky merania
48. Geografické klimatické faktory
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 vzduchu
55. Kondenzácia v atmosfére. Kondenzačné jadrá
56. Úloha zemepisnej šírky pri tvorbe klímy
57. Svetová meteorologická organizácia. World Weather Watch. Medzinárodné experimenty
58. Vodný čas vo vzduchu. Cirkulácia vlhkosti na Zemi
59. Metódy výskumu v meteorológii a klimatológii. Hydrometeorologická služba Bieloruska
60. Tlakový stupeň. Tlakový gradient
Zo španielčiny Viento di pasada– vietor prechodu; vietor priaznivý na prechod. V ére plachetníc boli pasáty úspešne využívané námorníkmi práve pre ich dôslednosť
Obyvatelia západnej Európy vedia, že „počasie prichádza zo západu“, takže obytné oblasti miest sú západné a priemyselné oblasti 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.
Zemský povrch, ktorý absorbuje slnečnú energiu a zahrieva sa, sa sám stáva zdrojom tepelného žiarenia do atmosféry a vesmíru. Podľa Stefan-Boltzmannovho zákona platí, že čím vyššia je teplota povrchu, tým väčšie je jeho vyžarovanie. Na rozdiel od krátkovlnného slnečného (priameho a rozptýleného) a odrazeného žiarenia, vlastné žiarenie zemského povrchu dlhé vlny, term (E ef). Väčšinu zemského žiarenia zadržiava atmosféra vďaka vodnej pare, oxidu uhličitému a čiastočne ozónu. Jeho pohlcovaním, ako aj časti slnečného žiarenia sa atmosféra ohrieva a sama vyžaruje teplo. Atmosférické žiarenie je tiež dlhovlnné. Väčšina z toho smeruje späť na zemský povrch a je tzv protižiarenie atmosféry (E a). Je doplnkovým zdrojom tepla pre zemský povrch k absorbovanému slnečnému žiareniu. Rozdiel medzi žiarením zemského povrchu a protižiarením atmosféry je tzv efektívne žiarenie (E eff). Zobrazuje skutočné tepelné straty zo zemského povrchu.
Efektívne žiarenie závisí od mnohých faktorov a predovšetkým od teploty podkladového povrchu: čím je vyššia, tým je efektívnejšie žiarenie. Preto je výraznejší počas dňa, ale prekrýva celkový
žiadne slnečné žiarenie. V noci, keď zostáva bez kompenzácie, teplota povrchu a vzduchu klesá. Efektívne žiarenie výrazne ovplyvňuje vlhkosť vzduchu a oblačnosť: pri zamračenom počasí je malá, za jasného počasia vysoká. Znižuje ho aj vegetácia. Žiarenie závisí aj od absolútnej nadmorskej výšky oblasti: v horách, kde je nízka hustota vzduchu, vďaka čomu je priame slnečné žiarenie vysoké počas dňa a protižiarenie je v noci nevýznamné, je efektívne žiarenie veľmi vysoké. To vedie k veľkému dennému teplotnému rozdielu.
Efektívne žiarenie dosahuje najväčšiu hodnotu v oblasti tropických púští, čo je spôsobené vysokou teplotou podložného povrchu, bezoblačnou oblohou a suchým vzduchom. Menšie a približne rovnaké množstvá tepelných strát v dôsledku účinného žiarenia sú pozorované v rovníkových a miernych zemepisných šírkach, najmenšie v polárnych krajinách.
Schopnosť atmosféry prepúšťať slnečné žiarenie, ale zadržiavať pozemské žiarenie vplyvom skleníkových plynov, je tzv skleník alebo skleníkový efekt. Má zmierňujúci účinok na teplotu Zeme. Keďže vodná para je hlavnou absorbujúcou a vyžarujúcou časťou vzduchu, je dôležitým článkom nielen v cirkulácii vlhkosti, ale aj v cirkulácii tepla Zeme.
Zem a atmosféra, ako každé iné teleso, vyžarujú energiu. Keďže teplota Zeme a atmosféry je v porovnaní s teplotou Slnka nízka, energia nimi vyžarovaná spadá do neviditeľnej infračervenej oblasti spektra. Je potrebné poznamenať, že ani zemský povrch, dokonca ani atmosféra nemožno považovať za úplne čierne telesá. Štúdium spektier dlhovlnného žiarenia z 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 a je relatívny koeficient emisivity alebo absorpcie. Hodnoty pre rôzne povrchy sa podľa meraní pohybujú od 0,85 do 0,99. Tok žiarenia zo zemského povrchu je podstatne menší ako tok žiarenia zo 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 zvyčajne nižšia ako teplota zemského povrchu, takže 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.. Účinné žiarenie silne závisí od obsahu vodnej pary v atmosfére a prítomnosti oblakov. Úzky vzťah medzi B * a tlakom vodnej pary e v blízkosti zemského povrchu charakterizujú nasledujúce priame namerané údaje: e mm Hg. čl. 4,5 8,0 11,3 B * cal/cm 2 * min 0,19 0,17 0,15 Ako je možné vidieť, pri zvyšovaní e sa efektívne žiarenie B * znižuje. Vysvetľuje to skutočnosť, že so zvyšujúcim sa e sa zvyšuje protižiarenie z atmosféry B A.
Zemský povrch, pohlcujúci celkové krátkovlnné žiarenie, zároveň dlhovlnným žiarením stráca teplo. Toto teplo čiastočne uniká do vesmíru a je z veľkej časti absorbované atmosférou, čím vzniká takzvaný „skleníkový efekt“. Na tejto absorpcii sa veľkou mierou podieľa vodná para, ozón a oxid uhličitý, ako aj prach. Vplyvom pohlcovania žiarenia zo 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 smerujúce opačnými smermi. Jeden z nich, nasmerovaný nahor, pozostáva z pozemského žiarenia E s a druhý tok smerom nadol predstavuje atmosférické žiarenie E a. Rozdiel E s–E a nazývané efektívne žiarenie Zeme E ef. Zobrazuje skutočné tepelné straty zo zemského povrchu. Keďže teplota atmosféry je najčastejšie nižšia ako teplota 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, keď sa topí sneh a pri veľkej oblačnosti je radiácia menšia ako nula. Takéto podmienky sú pozorované napríklad v oblasti sibírskej anticyklóny.
Množstvo efektívneho žiarenia je určené najmä teplotou podkladového povrchu, teplotným zvrstvením atmosféry, vlhkosťou vzduchu a oblačnosťou. Ročné hodnoty E eff na zemi sa líši podstatne menej v porovnaní s celkovou radiáciou (od 840 do 3750 MJ/m2). 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. Takú veľkú spotrebu dlhovlnného žiarenia tu má na svedomí vysoká teplota podložného povrchu, suchý vzduch a bezoblačná obloha. V rovnakých zemepisných šírkach, ale na oceánoch a v pasátových oblastiach v dôsledku poklesu teploty, zvýšenia vlhkosti a zvýšenia oblačnosti E eff je o polovicu menej a predstavuje približne 1700 MJ/m2 za rok. Z rovnakých dôvodov na rovníku E ef je 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 ef sa pohybuje v rozmedzí 840–1250 MJ/m 2 na oceánoch, 1250–2100 MJ/m 2 na súši (Alisov B.P., Poltaraus B.V., 1974).
