Odchozí dlouhovlnné záření - Outgoing longwave radiation

Nesmí být zaměňována s E-paprsky.
2003-2010 Roční průměrný OLR

Odchozí dlouhovlnné záření (OLR) je elektromagnetická radiace vlnových délek od 3 do 100 μm emitovaných ze Země a její atmosféry do vesmíru ve formě tepelné záření. To je také označováno jako up-welling dlouhovlnné záření a pozemský tok dlouhých vln, mezi ostatními. The tok energie přenášené odcházejícím dlouhovlnným zářením se měří v W / m2. V klimatickém systému Země zahrnuje dlouhovlnné záření procesy absorpce, rozptylu a emisí z atmosférických plynů, aerosolů, mraků a povrchu.

Více než 99% odchozího dlouhovlnného záření má vlnové délky mezi 4 μm a 100 μm,[1] v termální infračervený část elektromagnetické spektrum. Příspěvky s vlnovými délkami většími než 40 μm jsou malé, proto se často berou v úvahu pouze vlnové délky do 50 μm. V rozsahu vlnových délek mezi 4 μm a 10 μm se spektrum odcházejícího dlouhovlnného záření překrývá se spektrem solární radiace a pro různé aplikace mohou být mezi nimi zvoleny různé mezní vlnové délky.

Radiační chlazení odcházejícím dlouhovlnným zářením je primární způsob, jak zemský systém ztrácí energii. Rovnováha mezi touto ztrátou a energií získanou radiačním ohřevem z přicházející sluneční energie krátkovlnné záření určuje globální vytápění nebo chlazení zemského systému (Energetický rozpočet klimatu Země ).[2] Místní rozdíly mezi radiačním vytápěním a chlazením poskytují energii, která pohání atmosférickou energii dynamika.

Rovnováha energetické atmosféry

Rozpočet energie Země.

OLR je kritickou součástí Energetický rozpočet Země, a představuje celkové záření dopadající do vesmíru emitované atmosférou.[3] OLR přispívá k čistému celovlnnému záření pro povrch, který se rovná součtu krátkovlnného a dlouhovlnného záření dolů-jamkové záření minus součet krátkovlnného a dlouhého vlnění nahoru-jamkové záření.[4] Čisté celovlnové radiační bilanci dominuje dlouhovlnné záření v noci a po většinu roku v polárních oblastech.[5] Radiační bilance Země je poměrně blízko dosažena, protože OLR se téměř rovná krátkovlnnému absorbovanému záření přijatému při vysoké energii ze slunce. Průměrná teplota Země je tedy téměř stabilní. Rovnováhu OLR ovlivňují mraky a prach v atmosféře. Mraky mají tendenci blokovat průnik dlouhovlnného záření skrz mrak a zvyšují se cloud albedo, což způsobuje nižší tok dlouhovlnného záření do atmosféry.[6] To se provádí absorpcí a rozptylem vlnových délek představujících radiovou vlnu, protože absorpce způsobí, že záření zůstane v oblaku a rozptyl bude odrážet záření zpět na Zemi. Atmosféra obecně absorbuje dlouhovlnné záření dobře díky absorpci vodní párou, oxidem uhličitým a ozonem.[4] Za předpokladu, že neexistuje žádná oblačnost, většina dlouhovlnných radiaci směřujících do vrtu putuje do vesmíru skrz atmosférické okno vyskytující se v oblasti elektromagnetických vlnových délek mezi 8 a 11 μm, kde atmosféra neabsorbuje dlouhovlnné záření, s výjimkou malé oblasti v této oblasti mezi 9,6 a 9,8 μm.[4] Interakce mezi dlouhými vlnami záření a atmosférou je komplikovaná kvůli absorpci probíhající na všech úrovních atmosféry a tato absorpce závisí na absorpcích složek atmosféry v určitém časovém okamžiku.[4]

Role ve skleníkovém efektu

Redukce povrchového dlouhovlnného radiačního toku pohání skleníkový efekt.[7] Skleníkové plyny, jako metan (CH4), oxid dusičitý (N2Ó), vodní pára (H2O) a oxid uhličitý (CO.)2), absorbují určité vlnové délky OLR, brání tepelnému záření v přístupu do prostoru a přidávají teplo do atmosféry. Část tohoto tepelného záření je nasměrována zpět k Zemi rozptylem, což zvyšuje průměrnou teplotu zemského povrchu. Proto může zvýšení koncentrace skleníkového plynu přispívat k globální oteplování zvýšením množství záření, které je absorbováno a emitováno těmito složkami atmosféry. Pokud je absorpční schopnost plynu vysoká a plyn je přítomen v dostatečně vysoké koncentraci, absorpční šířka pásma se nasytí. V tomto případě je přítomno dostatek plynu k úplnému absorbování vyzařované energie v šířce absorpčního pásma před dosažením horní atmosféry a přidání vyšší koncentrace tohoto plynu nebude mít žádný další vliv na energetický rozpočet atmosféry.

OLR je závislá na teplotě vyzařujícího tělesa. Je ovlivněna teplotou kůže Země, emisivitou povrchu kůže, atmosférickou teplotou, profilem vodní páry a oblačností.[3]

Měření OLR

Dvě populární metody dálkového průzkumu používané k odhadu vysokofrekvenčního záření s dlouhými vlnami jsou odhad hodnot pomocí povrchové teploty a emisivity a odhad přímo ze satelitu na vrcholu atmosféry nebo z jasu.[5] Měření odchozího dlouhovlnného záření na vrcholu atmosféry a dolního vlnového záření na povrchu je důležité pro pochopení toho, kolik radiační energie je udržováno v našem klimatickém systému, kolik dosahuje a ohřívá povrch a jak energie v atmosféra je distribuována, aby ovlivnila vývoj mraků. Výpočet radiačního toku dlouhých vln z povrchu je také užitečným a snadným způsobem pro hodnocení povrchové teploty[8]

Odchozí dlouhovlnné záření (OLR) je od roku 1975 globálně sledováno řadou úspěšných a hodnotných satelitních misí. Tyto mise zahrnují širokopásmová měření z přístroje Earth Radiation Balance (ERB) na satelitech Nimbus-6 a Nimbus-7;[9][10] Experiment rozpočtu na radiační záření Země (ERBE) skener a ERBE bez skeneru na NOAA-9, NOAA-10 a NASA Earth Radiation Budget Satellite (ERBS); Mraky a systém záření Země (CERES) přístroj na palubě satelitů NASA Aqua a Terra; a Geostacionární rozpočtový nástroj pro radiační záření Země (GERB) přístroj na satelitu Meteosat druhé generace (MSG).

Dlouhovlnné záření na povrchu jamky se měří hlavně pomocí Pyrgeometr. Nejpozoruhodnější pozemní síť pro monitorování povrchového dlouhovlnného záření je Základní povrchová radiační síť (BSRN), která poskytuje klíčová a dobře kalibrovaná měření pro studium globální stmívání a rozjasnění.[11]

Výpočet a simulace OLR

Simulované spektrum odchozího dlouhovlnného záření Země (OLR). Simulace radiačního přenosu byly provedeny pomocí UMĚNÍ. Kromě toho záření černého tělesa pro tělo při povrchové teplotě Ts a v tropopauza teplota Tmin je ukázáno.

Mnoho aplikací vyžaduje výpočet veličin radiace dlouhých vln: rovnováhu globálních příchozích krátkovlnných a odchozích dlouhých vln radiační tok určuje Energetický rozpočet klimatu Země; místní radiační chlazení odcházejícím dlouhovlnným zářením (a ohřevem krátkovlnným zářením) řídí teplotu a dynamiku různých částí atmosféry; z záře z určitého směru měřeného přístrojem, atmosférické vlastnosti (jako teplota nebo vlhkost vzduchu ) může být vyvolány Výpočty těchto veličin řeší radiační přenos rovnice, které popisují záření v atmosféře. Řešení se obvykle provádí numericky pomocí atmosférické radiační přenosové kódy přizpůsobený konkrétnímu problému.

Viz také

Reference

  1. ^ Petty, Grant W. (2006). První kurz v atmosférickém záření (2. vyd.). Madison, Wisc .: Sundog Publ. str. 68. ISBN  978-0972903318.
  2. ^ Kiehl, J. T .; Trenberth, Kevin E. (únor 1997). „Roční globální průměrný rozpočet Země na energii“. Bulletin of American Meteorological Society. 78 (2): 197–208. Bibcode:1997BAMS ... 78..197K. doi:10.1175 / 1520-0477 (1997) 078 <0197: EAGMEB> 2.0.CO; 2.
  3. ^ A b Susskind, Joel; Molnár, Gyula; Iredell, Lena. "Příspěvky k výzkumu klimatu pomocí produktů AIRS Science Team verze-5". NASA. Goddardovo vesmírné středisko. hdl:2060/20110015241.
  4. ^ A b C d Oke, T. R. (11. 9. 2002). Mezní vrstva podnebí. doi:10.4324/9780203407219. ISBN  9780203407219.
  5. ^ A b Wenhui Wang; Shunlin Liang; Augustine, J.A. (Květen 2009). „Odhad vysokoprostorového rozlišení nadzemního povrchu jasného nebe, prodloužení vlnového záření z dat MODIS“. Transakce IEEE v oblasti geověd a dálkového průzkumu Země. 47 (5): 1559–1570. Bibcode:2009ITGRS..47.1559W. doi:10.1109 / TGRS.2008.2005206. ISSN  0196-2892. S2CID  3822497.
  6. ^ Kiehl, J. T .; Trenberth, Kevin E. (1997). „Roční globální průměrný rozpočet Země na energii“. Bulletin of American Meteorological Society. 78 (2): 197–208. Bibcode:1997BAMS ... 78..197K. doi:10.1175 / 1520-0477 (1997) 078 <0197: eagmeb> 2.0.co; 2. Citováno 2019-02-07.
  7. ^ Schmidt, Gavin A .; Ruedy, Reto A .; Miller, Ron L .; Lacis, Andy A. (2010-10-16). "Připsání současného celkového skleníkového efektu". Journal of Geophysical Research. 115 (D20): D20106. Bibcode:2010JGRD..11520106S. doi:10.1029 / 2010jd014287. ISSN  0148-0227. S2CID  28195537.
  8. ^ Price, A. G .; Petzold, D. E. (únor 1984). "Emisivity povrchu v boreálním lese během tání sněhu". Arktický a alpský výzkum. 16 (1): 45. doi:10.2307/1551171. ISSN  0004-0851. JSTOR  1551171.
  9. ^ Jacobowitz, Herbert; Soule, Harold V .; Kyle, H. Lee; House, Frederick B. (30. června 1984). „Experiment se zemským radiačním rozpočtem (ERB): Přehled“. Journal of Geophysical Research: Atmospheres. 89 (D4): 5021–5038. doi:10.1029 / JD089iD04p05021.
  10. ^ Kyle, H.L .; Arking, A .; Hickey, J. R .; Ardanuy, P.E .; Jacobowitz, H .; Stowe, L. L .; Campbell, G. G .; Vonder Haar, T .; House, F. B .; Maschhoff, R .; Smith, G.L. (květen 1993). „Experiment Nimbus Earth Radiation Budget (ERB): 1975 až 1992“. Bulletin of American Meteorological Society. 74 (5): 815–830. Bibcode:1993BAMS ... 74..815K. doi:10.1175 / 1520-0477 (1993) 074 <0815: TNERBE> 2.0.CO; 2.
  11. ^ Wild, Martin (27. června 2009). "Globální stmívání a rozjasnění: recenze". Journal of Geophysical Research. 114 (D10): D00D16. Bibcode:2009JGRD..114.0D16W. doi:10.1029 / 2008JD011470. S2CID  5118399.

externí odkazy