1. Principes de base
Le rayonnement occupe une place importante parmi les quantités d'intérêt en météorologie, puisque, d'une part, le rayonnement solaire est la principale source d'énergie des processus atmosphériques et, d'autre part, les différents flux de rayonnement représentent une part importante du transport d'énergie dans l'atmosphère. Ces flux de rayonnement, dont le nom physique est densité de flux de rayonnement, c'est-à-dire l'énergie de rayonnement traversant l'unité de surface horizontale dans l'unité de temps, sont mesurés en W/m 2 spécifié . De plus, le rayonnement UV a suscité un intérêt croissant ces dernières années.
2. Densités de flux de rayonnement utilisées en météorologie
Le rayonnement dépend de la longueur d'onde (loi de Planck), ce qui est utilisé, par exemple, en télédétection en mesurant le rayonnement sur les satellites. Cependant, comme dans le contexte météorologique le rayonnement est toujours traité sous ses aspects énergétiques, c'est le rayonnement intégré sur la longueur d'onde qui nous intéresse (loi de Stefan-Boltzmann). En ce qui concerne la distribution spectrale, les densités de flux de rayonnement météorologiquement significatives peuvent être divisées en deux domaines : le rayonnement solaire et le rayonnement terrestre.
2.1 Rayonnement solaire
Le rayonnement à ondes courtes de l'ordre d'environ 0,3…3 µm provient principalement du soleil et est donc appelé rayonnement solaire. Au sommet de l'atmosphère, Moyenne 1367 Wm 2 (constante solaire) dont une partie est absorbée dans l'atmosphère ou diffusée vers le haut ou vers le bas. Le rayonnement solaire s'échappant vers le bas de l'atmosphère est donc constitué de rayonnements direct et diffus, appelés ensemble rayonnement global.
1. Le Lumière directe du soleil S = l péché(h)
Ici, l est le rayonnement solaire tombant sur une surface perpendiculaire à la direction du rayonnement et h est l'altitude du soleil (angle !). La position du soleil est souvent déterminée par son angle zénithal. décrit. Alors S = l cos(?) et le résultat La variation du rayonnement solaire sur la surface horizontale est appelée « loi du cosinus ». Dans les nuages denses ou avec un nuage devant le soleil, le soleil n'est pas visible, c'est-à-dire S = 0. Dans les cas où aucun nuage n'obscurcit le soleil, S est supérieur à D, sauf lorsque le soleil est bas dans le ciel, où le soleil direct est affaibli par le long chemin à travers l'atmosphère. (Décalage de la couleur du soleil vers le rouge).
2. Le Rayonnement solaire diffus D (rayonnement du ciel)
Il s’agit du rayonnement solaire diffusé par les molécules, les aérosols et les particules de nuages dans l’atmosphère.
3. Rayonnement global G
est le nom commun pour tout le rayonnement solaire émergeant de l'atmosphère ci-dessous : G = S + D , quelle que soit la situation météorologique. Le rayonnement global frappant le sol est partiellement réfléchi, le reste est absorbé.
4. Le Rayonnement global réfléchi R
est le rayonnement réfléchi par la surface de la terre, également une densité de flux de rayonnement en W/m2. La réflectivité des surfaces naturelles est, en première approximation, isotrope et indépendante de la position du soleil. Cela signifie que la réflectivité d'une surface est supposée constante, à l'exception de l'eau en raison de la composante réfléchissante présente à cet endroit. Cela change R proportionnel à G ; cela s'applique R= a G . Ici, a est la réflectance de la surface, qui est appelée albédo pour la moyenne spectrale sur la gamme spectrale solaire considérée ici. un reçoit. Si connu un peut R de G être déterminé. Il n’est donc pas nécessaire de mesurer R de manière routinière. Les valeurs d'albédo des surfaces naturelles varient entre 6% et 15% pour l'océan selon la position du soleil et le degré de couverture nuageuse, environ 10% pour les forêts, environ 20% pour l'herbe et l'asphalte et environ 50% pour les surfaces enneigées. Les valeurs plus élevées pour la neige ne s'appliquent qu'à la neige fraîche dans de grandes zones où aucune végétation ou similaire ne traverse la couverture neigeuse.
5. Bilan du rayonnement solaire Questions
la surface de la terre est le rayonnement absorbé par cette surface, comme un équilibre entre ce qui arrive et ce qui est réémis par réflexion. Il s’agit de l’énergie par surface et par temps, toujours en W/m 2 , qui est disponible pour la conversion en d’autres formes d’énergie. Étant donné que le rayonnement tombe sur la surface de la Terre, c'est-à-dire sur un milieu imperméable, de sorte qu'il ne peut être que réfléchi ou absorbé, les règles suivantes s'appliquent : a + e s =1 (le coefficient d'émission solaire est égal au coefficient d'absorption solaire) et donc
Questions = G - R = e s . - G = (1 - a) • G = (1 - a) • (S + D)
2.2 Rayonnement terrestre
Le rayonnement à ondes longues dans la gamme d'environ 4 à 60 µm provient principalement de la matière terrestre, c'est-à-dire du sol et des composants de l'atmosphère, qui rayonnent en fonction de leur température selon la loi de Stefan-Boltzmann. On l’appelle donc rayonnement terrestre. Une distinction est faite entre :
1. Contre-rayonnement atmosphérique UN ,
le rayonnement terrestre descendant de l'atmosphère, c'est-à-dire le rayonnement thermique des gaz atmosphériques (principalement la vapeur d'eau et le dioxyde de carbone) et des nuages. Ce rayonnement provient de tout l’hémisphère et n’a donc pas de direction privilégiée comme le rayonnement solaire direct.
2 . Le rayonnement provenant de la surface de la Terre.
E = e t • s • T ? 4 . Ici, et est l'émissivité moyenne dans la gamme terrestre, qui selon la loi de Kirchhoff est égale au coefficient d'absorption terrestre. a = 5,66956 10 -8 W• m 2 &#= 8226;K -4 est la constante de la loi de rayonnement de Stefan-Boltzmann et T B la température (absolue) de la surface de la Terre.
3. Le contre-rayonnement réfléchi.
Si le niveau d’émission n’est pas et =1 c'est-à-dire que si le sol ne peut pas être compris comme un « corps noir » dans son comportement d'émission, une partie du contre-rayonnement est réfléchie, ce qui donne lieu au rayonnement réfléchi à ondes longues, r =(1 - e t ) A . Ceci, avec le rayonnement réel du sol, forme le rayonnement thermique provenant de la surface de la terre, qui est donc composé de manière additive des deux termes E et r qui ne peuvent être séparés qu’à l’aide de méthodes de mesure complexes. La surface de la Terre est souvent perçue comme noire dans la gamme des ondes longues, car toutes les surfaces naturelles, à l’exception de quelques types de roches, et ~ 1 est. Comme r est négligé en même temps, la petite erreur est encore réduite et même compensée dans le cadre de la précision de mesure.
4. Le bilan radiatif terrestre
est la différence entre le rayonnement arrivant au sol et le rayonnement quittant le sol : Q t = A - E - r Avec la simplification supposée e >t<e t = 1 rendu:
Q t = A - E = A - sT B 4
2.3 Bilan radiatif
Le bilan radiatif Q comme la somme de Questions et Q t indique l'énergie de rayonnement totale disponible à la surface de la Terre pour la conversion en d'autres formes d'énergie :
Q = Qs + Q t = S + D - R + A - E - r = (1 - a) -G + e t • (A - sT B 4 ) = (1 - a) -G + A - sT B 4 )
Q contient plus de a, e t et T B Propriétés de la surface du sol : Une variable exempte de ces influences est la Rayonnement efficace Q eff = S + D + A - s T L 4 , c'est-à-dire le bilan radiatif d'une surface noire horizontale (a = 0, e = 1) avec la température de l'air T L . Une autre taille est la rayonnement efficace (nocturne) E eff = sT L 4 - UN utilisé, qui en l'absence de rayonnement solaire ( S + D = 0 ) comme valeur négative de Q eff résultats. Cela diffère du bilan de rayonnement à ondes longues du sol, qui est considéré comme complètement noir Q l = A - sT B 4 sauf par le signe également par σT B 4 -σT L 4 = un s (? B - ? L , où comme le coefficient de transfert de rayonnement (5,6 Wm -2 K ~1 , ? B le sol et ? L la température de l'air.
Les densités de flux de rayonnement présentées changent naturellement avec l'heure du jour et de l'année, mais aussi avec la météo (couverture nuageuse). Voici les valeurs moyennes annuelles typiques pour la Terre (toutes les valeurs en W/m 2 ) :
|
Rayonnement global |
S + D |
104 |
154 |
|
Rayonnement réfléchi |
R |
20 |
17 |
|
bilan radiatif abrégé |
Questions |
84 |
137 |
|
Contre-radiation |
UN |
320 |
335 |
|
Charisme |
E |
357 |
390 |
|
bilan radiatif à long terme |
Q t |
-37 |
-55 |
|
Bilan radiatif |
Q |
47 |
82 |
Ces moyennes annuelles montrent à quel point la densité de flux de rayonnement réellement disponible pour la conversion en d’autres formes d’énergie sur terre est faible. Q surtout si on le compare au rayonnement solaire extraterrestre de 342 W m -2 incident sur la surface de la Terre en moyenne compare.
3.0 Pondération spectrale
Les rayonnements visibles et UV sont importants pour l’homme. Le rayonnement visible est déterminé par la sensibilité avec laquelle l’œil réagit au rayonnement. Le unité radiométrique W m -2 densité de flux radiant, qui décrit l'aspect énergétique du rayonnement et est utilisée en météorologie) correspondant l'unité photométrique est le lux (ab= gek. lx - éclairement, qui décrit l'impression de lumière ou de luminosité). La sensibilité à la luminosité de l'œil humain, dépendante de la longueur d'onde, atteint sa valeur la plus élevée, normalisée à 1, à 0,555 µm. Les dispositions suivantes s’appliquent ici : 1 Ix = 3D 1,47 10= -3 W m- 2 . À d’autres longueurs d’onde, la luminosité spectrale s et le facteur de conversion f sont plus petits. Le tableau suivant donne les valeurs pour le rayonnement monochromatique :
|
? |
0,4 |
0,45 |
0,5 |
0,55 |
0,60 |
0,65 |
0,70 |
0,75 |
µm |
|
s |
0,04 |
3.8 |
32,3 |
99,5 |
63,1 |
10.7 |
0,41 |
0,01 |
% |
|
f |
0,3 |
26.0 |
221 |
682 |
432 |
75,0 |
2.8 |
0,10 |
lx(L m 2) |
Pour un rayonnement non monochromatique, f ne peut être spécifié que si sa composition spectrale est connue. Pour le rayonnement global lorsque le soleil est haut dans le ciel (« lumière du jour »), f = environ 100 lx/(Wm -2 ). le « facteur lumière du jour ».
Il convient de souligner une fois de plus que le domaine spectral visible, d= e r environ 0,4…0,8 µm, n’est pas identique à la gamme spectrale solaire. Aux longueurs d'onde plus longues, le domaine visible est suivi par le domaine infrarouge (> 0,8 µm), dans lequel se trouve près de 50 % du rayonnement solaire.
La gamme de rayonnement ultraviolet ou UV (< 0,4 µm), c'est-à-dire la gamme dont les longueurs d'onde sont plus courtes que la lumière visible, ne contient qu'environ 5 % du rayonnement solaire, mais est importante en raison des processus photobiologiques et photochimiques que ce rayonnement peut déclencher. Semblable à la lumière visible, ce rayonnement est généralement pondéré en fonction de son effet spectral. Ceci est particulièrement nécessaire dans l'UV car la forte absorption de l'ozone provoque une diminution de l'irradiance spectrale dans un rayon de 30 nm d'environ 5 ordres de grandeur de 320 nm à 290 nm. En revanche, l’effet biologique augmente inversement, de sorte que l’effet du rayonnement UV ne peut être correctement décrit qu’en tenant compte de telles pondérations. Une pondération typique est celle des coups de soleil et des érythèmes. Ce phénomène est considéré comme représentatif de nombreux effets biologiques des UV et est également inclus dans l’indice UV introduit par l’OMM et l’OMS. Cette quantité, UVI, est définie comme la rayonnement UV pondéré par l'érythème en W/m 2 multiplié par 40 1/W/m 2 . Ainsi, l'UVI est une grandeur sans dimension qui décrit les densités de flux de rayonnement UV et en Allemagne des valeurs comprises entre 0 et 8, sur la Zugspitze = avec du soleil et de la neige jusqu'à