나가는장파방사선

Outgoing longwave radiation
E-ray와 혼동하지 말 것.
2003-2010년 연 평균 OLR

나가는 장파방사선(OLR)은 지구에서 방출되는 3–100 μm의 파장에서 나오는 파장의 전자기 방사선이며, 그 대기는 열방사선의 형태로 우주로 나간다. 상승장파방사, 지상장파유량이라고도 한다. 나가는 장파 방사선에 의해 전달되는 에너지의 유량은 W/m으로2 측정한다. 지구의 기후 시스템에서, 장파 방사선은 대기 가스, 에어로졸, 구름, 표면으로부터의 흡수, 산란 및 방출 과정을 포함한다.

나가는 장파 방사선의 99% 이상은 전자기 스펙트럼의 열적외선 부분에서 [1]4μm에서 100μm 사이의 파장을 가진다. 40μm보다 큰 파장을 가진 기여도는 작기 때문에 50μm까지의 파장만 고려되는 경우가 많다. 4μm에서 10μm 사이의 파장 범위에서 나가는 장파 방사선의 스펙트럼은 태양 복사 스펙트럼과 중복되며, 다양한 용도의 경우 둘 사이의 다른 차단 파장을 선택할 수 있다.

나가는 장파 방사선에 의한 복사 냉각은 지구 시스템이 에너지를 잃는 일차적인 방법이다. 이러한 손실과 유입되는 태양 단파 방사선의 복사 가열로 얻는 에너지 사이의 균형은 지구 시스템의 난방 또는 냉각을 결정한다(지구 기후의 에너지 예산).[2] 복사 난방과 냉방 사이의 국소적인 차이는 대기 역학을 움직이는 에너지를 제공한다.

대기 에너지 균형

지구 에너지 예산.

OLR은 지구의 에너지 예산의 중요한 구성 요소로서, 대기권에서 방출되는 총 방사선을 나타낸다.[3] OLR은 단파 및 장파 하향웰링 방사선의 합에서 단파 및 장파 상승웰링 방사선의 합계와 동일한 표면의 순 전파 방사선에 기여한다.[4] 순수 전파 방사선 균형은 극지방에서 밤과 연중 대부분의 시간에 장파 방사선에 의해 지배된다.[5] 지구의 방사선 균형은 OLR이 태양으로부터 높은 에너지에서 수신되는 단파 흡수 방사선과 매우 유사하기 때문에 상당히 밀접하게 달성된다. 따라서 지구의 평균 온도는 거의 안정적이다. OLR 균형은 대기 중의 구름과 먼지의 영향을 받는다. 구름은 구름을 통한 장파 방사선의 침투를 차단하고 구름 알베도를 증가시켜 대기로 장파 방사선의 저속을 유발하는 경향이 있다.[6] 이것은 장파 방사선을 대표하는 파장의 흡수 및 산란에 의해 이루어진다. 흡수되면 방사선이 구름에 머물게 되고 산란하면 방사선이 지구로 반사되기 때문이다. 대기는 일반적으로 수증기, 이산화탄소, 오존에 의한 흡수로 인해 장파 방사선을 잘 흡수한다.[4] 구름 커버가 없다고 가정할 때 대부분의 장파 상승웰링 방사선은 9.6~9.8μm 사이의 작은 지역을 제외하고 대기가 장파 방사선을 흡수하지 않는 8~11μm 사이의 전자기파장 영역에서 발생하는 대기 창을 통해 우주로 이동한다.[4] 상승하는 장파 방사선과 대기의 상호작용은 대기의 모든 수준에서 발생하는 흡수로 인해 복잡하며, 이 흡수는 특정 시점의 대기 구성 요소의 흡수성에 따라 달라진다.[4]

온실효과에서의 역할

표면 장파 복사속도의 감소는 온실효과를 촉진한다.[7] 메탄(CH4), 아산화질소(NO2), 수증기(HO2), 이산화탄소(CO2) 등 온실가스는 OLR의 특정 파장을 흡수해 열 방사선이 우주에 도달하는 것을 막아 대기에 열을 가한다. 이 열방사선의 일부는 산란으로 지구를 향해 되돌아와 지구 표면의 평균 온도를 높인다. 따라서, 온실 가스 농도의 증가는 이러한 대기 구성 요소들에 의해 흡수되고 배출되는 방사선의 양을 증가시킴으로써 지구 온난화의 원인이 될 수 있다. 기체의 흡수율이 높고 기체가 충분히 높은 농도로 존재한다면 흡수 대역폭은 포화 상태가 된다. 이 경우, 상층 대기에 도달하기 전에 흡수 대역폭에서 복사 에너지를 완전히 흡수할 수 있는 충분한 가스가 존재하며, 이 가스를 더 높은 농도의 가스를 첨가하면 대기의 에너지 예산에 추가적인 영향을 미치지 않는다.

OLR은 방사체의 온도에 따라 달라진다. 그것은 지구의 피부 온도, 피부 표면의 복사성, 대기 온도, 수증기 프로필, 구름 커버에 영향을 받는다.[3]

OLR 측정

상향식 장파 방사선을 추정하는 데 사용되는 두 가지 일반적인 원격 감지 방법은 표면 온도와 방사도를 사용하여 값을 추정하는 것이며, 위성 상층권 방사광도 또는 밝기 온도에서 직접 추정하는 것이다.[5] 대기권 상단에서 나가는 장파 방사선을 측정하고 지표면에서 아래로 잘 드는 장파 방사선을 측정하는 것은 우리의 기후 시스템에서 얼마나 많은 복사 에너지가 유지되고 있는지, 지표면에 얼마나 도달하고 따뜻해지는지, 그리고 대기 중의 에너지가 어떻게 분포되어 구름의 발달에 영향을 미치는지를 이해하는 데 중요하다. 표면에서 장파 복사 유량을 계산하는 것도 표면 온도를[8] 쉽게 평가할 수 있는 유용한 방법이다.

나가는 장파방사선(OLR)은 1975년부터 다수의 성공적이고 가치 있는 위성 임무에 의해 전세계적으로 감시되어 왔다. 이러한 임무에는;[9][10]지구 방사선 예산 실험 NOAA-9, NOAA-10과 NASA는 지구 방사선 예산 위성(ERBS)에, 스캐너와 ERBE는 스캐너(ERBE)그 구름과 지구의 복사 에너지 시스템(세 리즈)instru은 Nimbus-6과 Nimbus-7 위성이 지구 상에서 방사선 수지(병기록 요약 보고)악기에서 광대역 통신망 측정을 포함한다.멘트 NASA의 아쿠아 및 테라 위성, 그리고 Meteosat 2세대(MSG) 위성에 있는 정지궤도 지구방사선 예산 계기(GEB)에 탑승한다.

표면의 하향식 장파 복사는 주로 피르게이미터에 의해 측정된다. 지표면 방사선 모니터링을 위한 지상 기반 네트워크로는 지구 조광 및 밝기를 연구하기 위해 중요한 잘 보정된 측정을 제공하는 BSRN(Baseline Surface Radiation Network)이 있다.[11]

OLR 계산 및 시뮬레이션

지구에서 나가는 장파 복사(OLR)의 시뮬레이션 스펙트럼. 복사 전달 시뮬레이션은 ARTES를 사용하여 수행되었다. 또한 표면 온도 T와s 대류권 온도 T에서min 신체에 대한 흑체 방사선이 표시된다.

많은 애플리케이션은 장파 방사선량의 계산을 요구한다: 나가는 장파 복사 유량에 대한 지구 유입 단파의 균형이 지구 기후의 에너지 예산을 결정한다; 나가는 장파 방사선에 의한 국소 복사 냉각(그리고 단파 방사선에 의한 가열)은 다른 부분의 온도와 역학을 촉진한다.f 대기; 기기로 측정한 특정 방향의 광도로부터 대기 특성(온도 또는 습도)을 검색할 수 있다. 이러한 양의 계산은 대기 중의 방사선을 설명하는 복사 전달 방정식을 해결한다. 일반적으로 솔루션은 특정 문제에 적응한 대기 복사 전달 코드에 의해 수치적으로 수행된다.

참고 항목

참조

  1. ^ Petty, Grant W. (2006). A first course in atmospheric radiation (2. ed.). Madison, Wisc.: Sundog Publ. p. 68. ISBN 978-0972903318.
  2. ^ Kiehl, J. T.; Trenberth, Kevin E. (February 1997). "Earth's Annual Global Mean Energy Budget". Bulletin of the 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. ^ Jump up to: a b Susskind, Joel; Molnar, Gyula; Iredell, Lena. "Contributions to Climate Research Using the AIRS Science Team Version-5 Products". NASA. Goddard Space Flight Center. hdl:2060/20110015241.
  4. ^ Jump up to: a b c d Oke, T. R. (2002-09-11). Boundary Layer Climates. doi:10.4324/9780203407219. ISBN 9780203407219.
  5. ^ Jump up to: a b Wenhui Wang; Shunlin Liang; Augustine, J.A. (May 2009). "Estimating High Spatial Resolution Clear-Sky Land Surface Upwelling Longwave Radiation From MODIS Data". IEEE Transactions on Geoscience and Remote Sensing. 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). "Earth's Annual Global Mean Energy Budget". Bulletin of the American Meteorological Society. 78 (2): 197–208. Bibcode:1997BAMS...78..197K. doi:10.1175/1520-0477(1997)078<0197:eagmeb>2.0.co;2. Retrieved 2019-02-07.
  7. ^ Schmidt, Gavin A.; Ruedy, Reto A.; Miller, Ron L.; Lacis, Andy A. (2010-10-16). "Attribution of the present-day total greenhouse effect". 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. (February 1984). "Surface Emissivities in a Boreal Forest during Snowmelt". Arctic and Alpine Research. 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 June 1984). "The Earth Radiation Budget (ERB) Experiment: An overview". 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. (May 1993). "The Nimbus Earth Radiation Budget (ERB) Experiment: 1975 to 1992". Bulletin of the 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 June 2009). "Global dimming and brightening: A review". Journal of Geophysical Research. 114 (D10): D00D16. Bibcode:2009JGRD..114.0D16W. doi:10.1029/2008JD011470. S2CID 5118399.

외부 링크