Исходящее длинноволновое излучение - Outgoing longwave radiation

Не путать с Электронные лучи.
2003-2010 гг. Среднегодовой OLR

Исходящее длинноволновое излучение (OLR) является электромагнитное излучение длин волн от 3 до 100 мкм, излучаемых с Земли и ее атмосферы в космос в виде тепловое излучение. Его также называют восходящим длинноволновым излучением и земным длинноволновым потоком. В поток энергии, переносимой уходящим длинноволновым излучением, измеряется в Вт / м2. В климатической системе Земли длинноволновое излучение включает процессы поглощения, рассеяния и выбросов атмосферных газов, аэрозолей, облаков и поверхности.

Более 99% уходящего длинноволнового излучения имеет длину волны от 4 до 100 мкм,[1] в термальном инфракрасный часть электромагнитный спектр. Вклады с длинами волн более 40 мкм малы, поэтому часто учитываются только длины волн до 50 мкм. В диапазоне длин волн от 4 до 10 мкм спектр уходящего длинноволнового излучения перекрывает спектр уходящего длинноволнового излучения. солнечная радиация, и для различных приложений могут быть выбраны разные длины волны отсечки между ними.

Радиационное охлаждение исходящее длинноволновое излучение является основным способом потери энергии Земной системой. Баланс между этой потерей и энергией, полученной за счет радиационного нагрева от поступающей солнечной энергии. коротковолновое излучение определяет глобальное нагревание или охлаждение системы Земли (Энергетический бюджет климата Земли ).[2] Локальные различия между радиационным нагревом и охлаждением обеспечивают энергию, которая движет атмосферным воздухом. динамика.

Баланс атмосферной энергии

Энергетический бюджет Земли.

OLR - важный компонент Энергетический бюджет Земли, и представляет собой полное излучение, идущее в космос, излучаемое атмосферой.[3] OLR вносит вклад в чистое всеволновое излучение для поверхности, которое равно сумме коротковолнового и длинноволнового нисходящего излучения за вычетом суммы коротковолнового и длинноволнового восходящего излучения.[4] В чистом балансе всеволновой радиации преобладает длинноволновая радиация в ночное время и в течение большей части года в полярных регионах.[5] Радиационный баланс Земли достигается довольно близко, поскольку OLR почти равняется коротковолновому поглощенному излучению, полученному при высокой энергии от Солнца. Таким образом, средняя температура Земли почти стабильна. На баланс OLR влияют облака и пыль в атмосфере. Облака имеют тенденцию блокировать проникновение длинноволнового излучения через облако и увеличивают альбедо облаков, вызывая меньший поток длинноволновой радиации в атмосферу.[6] Это достигается путем поглощения и рассеяния длин волн, представляющих длинноволновое излучение, поскольку поглощение заставляет излучение оставаться в облаке, а рассеяние будет отражать излучение обратно на землю. Атмосфера обычно хорошо поглощает длинноволновую радиацию за счет поглощения водяным паром, диоксидом углерода и озоном.[4] Если предположить отсутствие облачного покрова, большая часть длинноволновой восходящей радиации распространяется в космос через атмосферное окно возникают в диапазоне длин электромагнитных волн от 8 до 11 мкм, где атмосфера не поглощает длинноволновое излучение, за исключением небольшой области в пределах от 9,6 до 9,8 мкм.[4] Взаимодействие между восходящим длинноволновым излучением и атмосферой осложняется из-за поглощения, происходящего на всех уровнях атмосферы, и это поглощение зависит от коэффициентов поглощения компонентов атмосферы в конкретный момент времени.[4]

Роль в парниковом эффекте

Уменьшение поверхностного потока длинноволнового излучения приводит к парниковый эффект.[7] Парниковые газы, Такие как метан (CH4), оксид азота (N2O), водяной пар (ЧАС2O) и углекислый газ (CO2), поглощают определенные длины волн OLR, не позволяя тепловому излучению достигать космоса, добавляя тепла атмосфере. Часть этого теплового излучения направляется обратно к Земле за счет рассеяния, увеличивая среднюю температуру поверхности Земли. Следовательно, увеличение концентрации парникового газа может способствовать глобальное потепление за счет увеличения количества излучения, которое поглощается и испускается этими составляющими атмосферы. Если абсорбционная способность газа высока и газ присутствует в достаточно высокой концентрации, ширина полосы поглощения становится насыщенной. В этом случае присутствует достаточно газа, чтобы полностью поглотить излучаемую энергию в полосе поглощения до того, как будут достигнуты верхние слои атмосферы, и добавление более высокой концентрации этого газа не будет иметь дополнительного влияния на энергетический баланс атмосферы.

OLR зависит от температуры излучающего тела. На него влияют температура кожи Земли, коэффициент излучения поверхности кожи, температура атмосферы, профиль водяного пара и облачный покров.[3]

OLR измерения

Двумя популярными методами дистанционного зондирования, используемыми для оценки восходящей длинноволновой радиации, являются оценка значений с использованием температуры поверхности и коэффициента излучения и оценка непосредственно по спутниковой энергетической яркости или яркостной температуре.[5] Измерение уходящей длинноволновой радиации в верхней части атмосферы и нисходящей длинноволновой радиации на поверхности важно для понимания того, сколько радиационной энергии сохраняется в нашей климатической системе, сколько достигает и нагревает поверхность и как энергия поступает в нее. атмосфера распространяется так, чтобы влиять на развитие облаков. Расчет потока длинноволнового излучения от поверхности также является удобным способом оценки температуры поверхности.[8]

Исходящее длинноволновое излучение (OLR) отслеживается во всем мире с 1975 года с помощью ряда успешных и ценных спутниковых миссий. Эти миссии включают широкополосные измерения с помощью прибора баланса радиации Земли (ERB) на спутниках Nimbus-6 и Nimbus-7;[9][10] Эксперимент радиационного бюджета Земли (ERBE) сканер и не сканер ERBE на спутниках NOAA-9, NOAA-10 и НАСА для определения радиационного баланса Земли (ERBS); Облака и система лучистой энергии Земли (CERES) инструмент на борту спутников НАСА Aqua и Terra; и Инструмент геостационарного радиационного бюджета Земли (GERB) инструмент на спутнике Meteosat второго поколения (MSG).

Нисходящее длинноволновое излучение на поверхности в основном измеряется Пиргеометр. Наиболее известная наземная сеть для мониторинга длинноволновой радиации на поверхности - это Сеть базовой приземной радиации (БСРН), который обеспечивает важные, хорошо откалиброванные измерения для изучения глобальное затемнение и осветление.[11]

Расчет и моделирование OLR

Смоделированный спектр уходящего длинноволнового излучения Земли (OLR). Моделирование переноса излучения было выполнено с использованием ИСКУССТВО. В дополнение излучение черного тела для тела при температуре поверхности Тs и в тропопауза температура Тмин Показано.

Во многих приложениях требуется расчет величин длинноволнового излучения: баланс глобальной приходящей коротковолновой и исходящей длинноволновой поток излучения определяет Энергетический бюджет климата Земли; местный радиационное охлаждение за счет исходящего длинноволнового излучения (и нагрева коротковолновым излучением) регулируют температуру и динамику различных частей атмосферы; от сияние с определенного направления, измеренного инструментом, атмосферные свойства (например, температура или же влажность ) возможно извлечен.Расчет этих величин решает перенос излучения уравнения, описывающие излучение в атмосфере. Обычно решение осуществляется численно коды переноса атмосферного излучения адаптирован к конкретной проблеме.

Смотрите также

Рекомендации

  1. ^ Петти, Грант В. (2006). Первый курс по атмосферной радиации (2-е изд.). Мэдисон, Висконсин: Sundog Publ. п. 68. ISBN  978-0972903318.
  2. ^ Kiehl, J. T .; Тренберт, Кевин Э. (февраль 1997 г.). «Годовой средний глобальный энергетический бюджет Земли». Бюллетень Американского метеорологического общества. 78 (2): 197–208. Bibcode:1997БАМС ... 78..197К. Дои:10.1175 / 1520-0477 (1997) 078 <0197: EAGMEB> 2.0.CO; 2.
  3. ^ а б Сасскинд, Джоэл; Мольнар, Дьюла; Иредель, Лена. «Вклад в исследования климата с использованием продуктов версии 5 научной группы AIRS». НАСА. Центр космических полетов Годдарда. HDL:2060/20110015241.
  4. ^ а б c d Оке, Т. Р. (2002-09-11). Климат пограничного слоя. Дои:10.4324/9780203407219. ISBN  9780203407219.
  5. ^ а б Венхуэй Ван; Шуньлинь Лян; Августин, Дж. (Май 2009 г.). "Оценка длинноволнового восходящего излучения с высоким пространственным разрешением на поверхности суши в условиях чистого неба по данным MODIS". IEEE Transactions по наукам о Земле и дистанционному зондированию. 47 (5): 1559–1570. Bibcode:2009ITGRS..47.1559W. Дои:10.1109 / TGRS.2008.2005206. ISSN  0196-2892. S2CID  3822497.
  6. ^ Kiehl, J. T .; Тренберт, Кевин Э. (1997). «Годовой средний глобальный энергетический бюджет Земли». Бюллетень Американского метеорологического общества. 78 (2): 197–208. Bibcode:1997БАМС ... 78..197К. Дои:10.1175 / 1520-0477 (1997) 078 <0197: eagmeb> 2.0.co; 2. Получено 2019-02-07.
  7. ^ Schmidt, Gavin A .; Ruedy, Reto A .; Миллер, Рон Л .; Лацис, Энди А. (16.10.2010). «Атрибуция современного полного парникового эффекта». Журнал геофизических исследований. 115 (D20): D20106. Bibcode:2010JGRD..11520106S. Дои:10.1029 / 2010jd014287. ISSN  0148-0227. S2CID  28195537.
  8. ^ Прайс, А.Г .; Петцольд, Д. Э. (февраль 1984 г.). «Поверхностная излучательная способность в бореальном лесу во время таяния снегов». Арктические и альпийские исследования. 16 (1): 45. Дои:10.2307/1551171. ISSN  0004-0851. JSTOR  1551171.
  9. ^ Якобовиц, Герберт; Соул, Гарольд V .; Кайл, Х. Ли; Хаус, Фредерик Б. (30 июня 1984 г.). "Эксперимент по радиационному бюджету Земли (ERB): обзор". Журнал геофизических исследований: атмосферы. 89 (D4): 5021–5038. Дои:10.1029 / JD089iD04p05021.
  10. ^ Kyle, H.L .; Arking, A .; Hickey, J. R .; Ardanuy, P.E .; Jacobowitz, H .; Stowe, L.L .; Кэмпбелл, Г. Г .; Vonder Haar, T .; Дом, Ф. Б .; Maschhoff, R .; Смит, Г. Л. (май 1993 г.). "Эксперимент по радиационному бюджету Земли (ERB): с 1975 по 1992 год". Бюллетень Американского метеорологического общества. 74 (5): 815–830. Bibcode:1993БАМС ... 74..815К. Дои:10.1175 / 1520-0477 (1993) 074 <0815: TNERBE> 2.0.CO; 2.
  11. ^ Уайлд, Мартин (27 июня 2009 г.). «Глобальное затемнение и осветление: обзор». Журнал геофизических исследований. 114 (D10): D00D16. Bibcode:2009JGRD..114.0D16W. Дои:10.1029 / 2008JD011470. S2CID  5118399.

внешняя ссылка