stringtranslate.com

Исходящее длинноволновое излучение

Спектральная интенсивность солнечного света (средняя в верхних слоях атмосферы) и теплового излучения, испускаемого поверхностью Земли.

В климатологии длинноволновое излучение ( ДВР ) — это электромагнитное тепловое излучение, испускаемое поверхностью Земли, атмосферой и облаками. Его также можно назвать земным излучением . Это излучение находится в инфракрасной части спектра, но отличается от коротковолнового (КВ) ближнего инфракрасного излучения, обнаруженного в солнечном свете. [1] : 2251 

Исходящее длинноволновое излучение ( OLR ) — это длинноволновое излучение, испускаемое в космос из верхних слоев атмосферы Земли. [1] : 2241  Его также можно назвать испускаемым земным излучением . Исходящее длинноволновое излучение играет важную роль в планетарном охлаждении.

Длинноволновое излучение обычно охватывает длины волн в диапазоне от 3 до 100 микрометров (мкм). Иногда для различения солнечного света и длинноволнового излучения используется порог в 4 мкм. Менее 1% солнечного света имеет длины волн более 4 мкм. Более 99% исходящего длинноволнового излучения имеет длины волн от 4 мкм до 100 мкм. [2]

Поток энергии , переносимый исходящим длинноволновым излучением, обычно измеряется в единицах ватт на квадратный метр (Вт⋅м −2 ). В случае глобального потока энергии значение Вт/м2 получается путем деления общего потока энергии по поверхности земного шара (измеряемого в ваттах) на площадь поверхности Земли, 5,1 × 1014  м2 (5,1 × 108 км2 ; 2,0 × 108 кв . миль  )  . [ 3]

Испускание длинноволнового излучения — единственный способ, которым Земля теряет энергию в космосе, т. е. единственный способ, которым планета охлаждается . [4] Радиационное тепло от поглощенного солнечного света и радиационное охлаждение в космосе через OLR питают тепловой двигатель , который управляет динамикой атмосферы . [5]

Баланс между OLR (потеря энергии) и поступающей солнечной коротковолновой радиацией (приобретение энергии) определяет, испытывает ли Земля глобальное нагревание или охлаждение (см. энергетический бюджет Земли ). [6]

Планетарный энергетический баланс

Рост энергетического дисбаланса Земли по данным спутниковых и натурных измерений (2005–2019). Суммарный показатель +1,0 Вт/м 2 по поверхности планеты соответствует непрерывному поглощению тепла около 500  тераватт (~0,3% падающего солнечного излучения). [7] [8]

Исходящая длинноволновая радиация (OLR) составляет важнейший компонент энергетического баланса Земли . [9]

Принцип сохранения энергии гласит, что энергия не может появляться или исчезать. Таким образом, любая энергия, которая входит в систему, но не выходит, должна быть сохранена в системе. Таким образом, количество энергии, сохраненной на Земле (в климатической системе Земли), регулируется уравнением:

[изменение энергии Земли] = [приходящая энергия] − [уходящая энергия] .

Энергия поступает в виде поглощенной солнечной радиации (ASR). Энергия уходит в виде исходящей длинноволновой радиации (OLR). Таким образом, скорость изменения энергии в климатической системе Земли определяется энергетическим дисбалансом Земли (EEI):

.

Когда энергия поступает с большей скоростью, чем уходит (т. е. ASR > OLR, так что EEI положительный), количество энергии в климате Земли увеличивается. Температура является мерой количества тепловой энергии в материи. Таким образом, при этих обстоятельствах температура имеет тенденцию к общему повышению (хотя температура может понижаться в некоторых местах, поскольку распределение энергии меняется). По мере повышения температуры увеличивается и количество испускаемого теплового излучения, что приводит к большему исходящему длинноволновому излучению (OLR) и меньшему энергетическому дисбалансу (EEI). [10]

Аналогично, если энергия поступает с меньшей скоростью, чем уходит (т.е. ASR < OLR, так что EEI отрицателен), количество энергии в климате Земли уменьшается, и температура имеет тенденцию к общему снижению. По мере снижения температуры OLR уменьшается, делая дисбаланс ближе к нулю. [10]

Таким образом, планета естественным образом постоянно регулирует свою температуру, чтобы поддерживать энергетический дисбаланс небольшим. Если поглощается больше солнечной радиации, чем испускается OLR, планета нагревается. Если поглощается больше OLR, чем поглощается солнечной радиации, планета охлаждается. В обоих случаях изменение температуры работает на смещение энергетического дисбаланса к нулю. Когда энергетический дисбаланс равен нулю, говорят, что планета находится в лучистом равновесии . Планеты естественным образом стремятся к состоянию приблизительного лучистого равновесия. [10]

В последние десятилетия было измерено, что энергия поступает на Землю с большей скоростью, чем уходит, что соответствует планетарному потеплению. Энергетический дисбаланс увеличивается. [7] [8] Могут потребоваться десятилетия или столетия, чтобы океаны нагрелись, а планетарная температура достаточно сместилась, чтобы компенсировать энергетический дисбаланс. [11]

Эмиссия

Тепловое излучение испускается практически всей материей пропорционально четвертой степени ее абсолютной температуры.

В частности, излучаемый поток энергии (измеряемый в Вт/м2 ) определяется законом Стефана-Больцмана для нечернотельной материи: [12]

где — абсолютная температура , — постоянная Стефана–Больцмана , — излучательная способность . Излучательная способность — это значение между нулем и единицей, которое показывает, насколько меньше излучения испускается по сравнению с тем, что испускало бы абсолютно черное тело .

Поверхность

Излучательная способность поверхности Земли, как было измерено, находится в диапазоне от 0,65 до 0,99 (на основе наблюдений в диапазоне длин волн 8-13 микрон), причем самые низкие значения наблюдаются в бесплодных пустынных регионах. Излучательная способность в основном превышает 0,9, а глобальная средняя излучательная способность поверхности оценивается примерно в 0,95. [13] [14]

Атмосфера

Наиболее распространенные газы в воздухе (т. е. азот, кислород и аргон) обладают незначительной способностью поглощать или испускать длинноволновое тепловое излучение. Следовательно, способность воздуха поглощать и испускать длинноволновое излучение определяется концентрацией следовых газов, таких как водяной пар и углекислый газ. [15]

Согласно закону Кирхгофа о тепловом излучении , излучательная способность вещества всегда равна его поглощательной способности на данной длине волны. [12] На некоторых длинах волн парниковые газы поглощают 100% длинноволнового излучения, испускаемого поверхностью. [16] Таким образом, на этих длинах волн излучательная способность атмосферы равна 1, и атмосфера испускает тепловое излучение подобно идеальному черному телу. Однако это применимо только к длинам волн, на которых атмосфера полностью поглощает длинноволновое излучение. [ требуется ссылка ]

Хотя парниковые газы в воздухе имеют высокую излучательную способность на некоторых длинах волн, это не обязательно соответствует высокой скорости теплового излучения, испускаемого в космос. Это происходит потому, что атмосфера, как правило, намного холоднее поверхности, а скорость, с которой испускается длинноволновое излучение, масштабируется как четвертая степень температуры. Таким образом, чем выше высота, на которой испускается длинноволновое излучение, тем ниже его интенсивность. [17]

Поглощение атмосферой

Атмосфера относительно прозрачна для солнечной радиации, но она почти непрозрачна для длинноволновой радиации. [18] Атмосфера обычно поглощает большую часть длинноволновой радиации, испускаемой поверхностью. [19] Поглощение длинноволновой радиации препятствует тому, чтобы эта радиация достигла космоса.

На длинах волн, где атмосфера поглощает поверхностное излучение, некоторая часть поглощенного излучения заменяется меньшим количеством теплового излучения, испускаемого атмосферой на большей высоте. [17]

При поглощении энергия, передаваемая этим излучением, передается в вещество, которое ее поглотило. [18] Однако в целом парниковые газы в тропосфере испускают больше теплового излучения, чем поглощают, поэтому длинноволновая лучистая передача тепла оказывает чистое охлаждающее воздействие на воздух. [20] [21] : 139 

Атмосферное окно

При отсутствии облачного покрова большинство поверхностных выбросов , достигающих космоса, попадают через атмосферное окно . Атмосферное окно — это область спектра электромагнитных длин волн между 8 и 11 мкм, где атмосфера не поглощает длинноволновое излучение (за исключением озонового диапазона между 9,6 и 9,8 мкм). [19]

Газы

Парниковые газы в атмосфере ответственны за большую часть поглощения длинноволновой радиации в атмосфере. Наиболее важными из этих газов являются водяной пар , углекислый газ , метан и озон . [22]

Поглощение длинноволнового излучения газами зависит от конкретных полос поглощения газов в атмосфере. [19] Конкретные полосы поглощения определяются их молекулярной структурой и уровнями энергии. Каждый тип парникового газа имеет уникальную группу полос поглощения , которые соответствуют определенным длинам волн излучения, которые может поглощать газ. [ необходима цитата ]

Облака

На баланс OLR влияют облака, пыль и аэрозоли в атмосфере. Облака имеют тенденцию блокировать проникновение восходящей длинноволновой радиации, вызывая меньший поток длинноволновой радиации, проникающей на большие высоты. [23] Облака эффективно поглощают и рассеивают длинноволновую радиацию и, следовательно, уменьшают количество исходящей длинноволновой радиации.

Облака оказывают как охлаждающее, так и согревающее действие. Они оказывают охлаждающее действие, поскольку отражают солнечный свет (измеряемое альбедо облаков ), и согревающее действие, поскольку поглощают длинноволновую радиацию. Для низких облаков отражение солнечной радиации является большим эффектом; поэтому эти облака охлаждают Землю. Напротив, для высоких тонких облаков в холодном воздухе поглощение длинноволновой радиации является более значительным эффектом; поэтому эти облака нагревают планету. [24]

Подробности

Взаимодействие между испускаемым длинноволновым излучением и атмосферой осложняется факторами, влияющими на поглощение. Путь излучения в атмосфере также определяет поглощение излучения: более длинные пути через атмосферу приводят к большему поглощению из-за кумулятивного поглощения многими слоями газа. Наконец, температура и высота поглощающего газа также влияют на поглощение им длинноволнового излучения. [ необходима цитата ]

На OLR влияют температура поверхности Земли (т. е. температура верхнего слоя поверхности), излучательная способность поверхности кожи, температура атмосферы, профиль водяного пара и облачность. [9]

День и ночь

Чистая всеволновая радиация в основном представлена ​​длинноволновой радиацией ночью и в полярных регионах. [25] Хотя ночью поглощения солнечной радиации не происходит, земная радиация продолжает испускаться, в основном в результате поглощения солнечной энергии в течение дня.

Связь с парниковым эффектом

Исходящая радиация и парниковый эффект как функция частоты. Парниковый эффект виден как область верхней красной области, а парниковый эффект, связанный с CO 2, виден непосредственно как большой провал около центра спектра OLR. [26]

Уменьшение исходящей длинноволновой радиации (OLR) по сравнению с длинноволновой радиацией, испускаемой поверхностью, лежит в основе парникового эффекта . [27]

Более конкретно, парниковый эффект можно количественно определить как количество длинноволновой радиации, испускаемой поверхностью, которая не достигает космоса. На Земле по состоянию на 2015 год около 398 Вт/м 2 длинноволновой радиации испускалось поверхностью, в то время как OLR, количество, достигающее космоса, составляло 239 Вт/м 2 . Таким образом, парниковый эффект составил 398−239 = 159 Вт/м 2 , или 159/398 = 40% от поверхностных выбросов, не достигающих космоса. [28] : 968, 934  [29] [30]

Эффект увеличения выбросов парниковых газов

Когда концентрация парникового газа (например, углекислого газа (CO 2 ), метана (CH 4 ), закиси азота (N 2 O) и водяного пара (H 2 O) увеличивается, это имеет ряд эффектов. На данной длине волны

Размер снижения OLR будет зависеть от длины волны. Даже если OLR не уменьшается на определенных длинах волн (например, потому что 100% выбросов на поверхности поглощаются, а высота выбросов находится в стратосфере), повышенная концентрация парниковых газов все еще может привести к значительному снижению OLR на других длинах волн, где поглощение слабее. [31]

Когда OLR уменьшается, это приводит к энергетическому дисбалансу, когда получаемая энергия превышает потерю, что приводит к эффекту потепления. Таким образом, увеличение концентрации парниковых газов приводит к накоплению энергии в климатической системе Земли, способствуя глобальному потеплению . [31]

Заблуждение поверхностного бюджета

Если поглощательная способность газа высока и газ присутствует в достаточно высокой концентрации, поглощение на определенных длинах волн становится насыщенным. [18] Это означает, что присутствует достаточно газа, чтобы полностью поглотить излучаемую энергию на этой длине волны до того, как она достигнет верхних слоев атмосферы. [ необходима цитата ]

Иногда ошибочно утверждают, что это означает, что увеличение концентрации этого газа не окажет дополнительного влияния на энергетический бюджет планеты. Этот аргумент игнорирует тот факт, что исходящее длинноволновое излучение определяется не только количеством поглощаемого поверхностного излучения , но и высотой (и температурой), на которой длинноволновое излучение испускается в космос. Даже если 100% поверхностного излучения поглощается на данной длине волны, OLR на этой длине волны все равно может быть уменьшен за счет увеличения концентрации парниковых газов, поскольку увеличение концентрации приводит к тому, что атмосфера испускает длинноволновое излучение в космос с большей высоты. Если воздух на этой большей высоте холоднее (как это происходит во всей тропосфере), то тепловые выбросы в космос будут уменьшены, что уменьшит OLR. [31] : 413 

Ложные выводы о последствиях поглощения, являющегося «насыщаемым», являются примерами заблуждения поверхностного бюджета , т. е. ошибочного рассуждения, которое возникает из-за сосредоточения внимания на обмене энергией на поверхности вместо того, чтобы сосредоточиться на энергетическом балансе в верхних слоях атмосферы (TOA). [31] : 413 

Измерения

Пример спектра волновых чисел инфракрасного излучения Земли (400-1600 см −1 ), измеренного IRIS на Nimbus 4 в 1970 году. [32]

Измерения исходящего длинноволнового излучения в верхней части атмосферы и длинноволнового излучения обратно к поверхности важны для понимания того, сколько энергии удерживается в климатической системе Земли: например, как тепловое излучение охлаждает и нагревает поверхность, и как эта энергия распределяется, влияя на развитие облаков. Наблюдение за этим потоком излучения с поверхности также обеспечивает практический способ оценки температур поверхности как в локальном, так и в глобальном масштабе. [33] Это распределение энергии является тем, что движет термодинамикой атмосферы .

ОЛР

Исходящее длинноволновое излучение (OLR) отслеживается и регистрируется с 1970 года с помощью ряда спутниковых миссий и приборов.

Поверхностное низкочастотное излучение

Длинноволновое излучение на поверхности (как внешнее, так и внутреннее) в основном измеряется пиргеометрами . Наиболее заметной наземной сетью для мониторинга длинноволнового излучения поверхности является Базовая сеть поверхностного излучения (BSRN) , которая обеспечивает важные хорошо откалиброванные измерения для изучения глобального затемнения и яркости. [38]

Данные

Данные о поверхностном длинноволновом излучении и OLR доступны из ряда источников, включая:

Расчет и моделирование OLR

Смоделированный спектр волновых чисел исходящего длинноволнового излучения Земли (OLR) с использованием ARTS . Кроме того, показано излучение черного тела для тела при температуре поверхности T s и при температуре тропопаузы T min .
Смоделированный спектр длин волн OLR Земли в условиях ясного неба с использованием MODTRAN . [41]

Многие приложения требуют расчета величин длинноволнового излучения. Локальное радиационное охлаждение исходящим длинноволновым излучением, подавление радиационного охлаждения (нисходящим длинноволновым излучением, компенсирующим перенос энергии восходящим длинноволновым излучением) и радиационный нагрев входящим солнечным излучением управляют температурой и динамикой различных частей атмосферы. [ необходима ссылка ]

Используя измеренную прибором яркость с определенного направления, можно сделать обратный вывод об атмосферных свойствах (например, температуре или влажности ) . Расчеты этих величин решают уравнения переноса излучения , которые описывают излучение в атмосфере. Обычно решение выполняется численно с помощью кодов переноса излучения в атмосфере, адаптированных к конкретной задаче.

Другой распространенный подход заключается в оценке значений с использованием температуры поверхности и излучательной способности , а затем сравнении с яркостной температурой или яркостной температурой верхней границы атмосферы спутника . [25]

Существуют интерактивные онлайн-инструменты, которые позволяют увидеть спектр исходящего длинноволнового излучения, которое, как прогнозируется, достигнет космоса при различных атмосферных условиях. [41]

Смотрите также

Ссылки

  1. ^ ab Matthews, JBR; Möller, V.; van Diemenn, R.; Fuglesvedt, JR; et al. (2021-08-09). «Приложение VII: Глоссарий». В Masson-Delmotte, Valérie ; Zhai, Panmao ; Pirani, Anna; Connors, Sarah L.; Péan, Clotilde; et al. (ред.). Изменение климата 2021: Физическая научная основа. Вклад Рабочей группы I в Шестой оценочный доклад Межправительственной группы экспертов по изменению климата (PDF) . IPCC / Cambridge University Press . стр. 2215–2256. doi : 10.1017/9781009157896.022 . ISBN 9781009157896.
  2. ^ Петти, Грант В. (2006). Первый курс по атмосферной радиации (2-е изд.). Мэдисон, Висконсин: Sundog Publ. стр. 68. ISBN 978-0-9729033-1-8.
  3. ^ «Какова площадь поверхности Земли?». Universe Today . 11 февраля 2017 г. Получено 1 июня 2023 г.
  4. ^ "Тепловой баланс Земли". Энергетическое образование . Университет Калгари . Получено 12 июля 2023 г.
  5. ^ Сингх, Мартин С.; О'Нил, Морган Э. (2022). «Термодинамика климатической системы». Physics Today . 75 (7): 30–37. Bibcode : 2022PhT....75g..30S. doi : 10.1063/PT.3.5038 . Получено 12 июля 2023 г.
  6. ^ Kiehl, JT; Trenberth, Kevin E. (февраль 1997 г.). "Earth's Annual Global Mean Energy Budget". Бюллетень Американского метеорологического общества . 78 (2): 197–208. Bibcode :1997BAMS...78..197K. doi : 10.1175/1520-0477(1997)078<0197:EAGMEB>2.0.CO;2 .
  7. ^ ab Loeb, Norman G.; Johnson, Gregory C.; Thorsen, Tyler J.; Lyman, John M.; et al. (15 июня 2021 г.). «Спутниковые и океанические данные показывают заметное увеличение скорости нагрева Земли». Geophysical Research Letters . 48 (13). Bibcode : 2021GeoRL..4893047L. doi : 10.1029/2021GL093047.
  8. ^ Джозеф Аткинсон (22 июня 2021 г.). «Земля имеет значение: радиационный баланс Земли не сбалансирован». NASA Earth Observatory.
  9. ^ ab Сасскинд, Джоэл; Молнар, Дьюла; Иределл, Лена (21 августа 2011 г.). Вклад в исследование климата с использованием продуктов AIRS Science Team Version-5 . SPIE Optics and Photonics 2011. Сервер технических отчетов NASA . hdl : 2060/20110015241 .
  10. ^ abc "Радиационный баланс Земли". CIMSS: Университет Висконсина . Получено 25 апреля 2023 г.
  11. ^ Уоллес, Тим (12 сентября 2016 г.). «Океаны поглощают почти все избыточное тепло земного шара». The New York Times . Получено 12 июля 2023 г.
  12. ^ ab "Закон Стефана–Больцмана и закон Кирхгофа о тепловом излучении". tec-science.com . 25 мая 2019 г. . Получено 12 июля 2023 г. .
  13. ^ "Глобальная база данных по излучательной способности ASTER: в 100 раз более подробная, чем у ее предшественника". NASA Earth Observatory. 17 ноября 2014 г. Получено 10 октября 2022 г.
  14. ^ "Joint Emissivity Database Initiative". Лаборатория реактивного движения NASA . Получено 10 октября 2022 г.
  15. ^ Вэй, Пэн-Шэн; Се, Инь-Чжи; Чиу, Сюань-Хань; Йен, Да-Лунь; Ли, Чи; Цай, И-Чэн; Тин, Те-Чуан (6 октября 2018 г.). «Коэффициент поглощения углекислого газа слоем атмосферной тропосферы». Гелион . 4 (10): е00785. Бибкод : 2018Heliy...400785W. doi : 10.1016/j.heliyon.2018.e00785 . ПМК 6174548 . ПМИД  30302408. 
  16. ^ "Спектр поглощения парниковых газов". Университет штата Айова . Получено 13 июля 2023 г.
  17. ^ ab Pierrehumbert, RT (январь 2011 г.). «Инфракрасное излучение и планетарная температура» (PDF) . Physics Today . Американский институт физики. стр. 33–38.
  18. ^ abc Хартманн, Деннис Л. (2016). Глобальная физическая климатология (2-е изд.). Elsevier. стр. 53–62. ISBN 978-0-12-328531-7.
  19. ^ abc Oke, TR (2002-09-11). Климат пограничного слоя . doi :10.4324/9780203407219. ISBN 978-0-203-40721-9.
  20. ^ Манабэ, С.; Стриклер, Р. Ф. (1964). «Тепловое равновесие атмосферы с конвективной регулировкой». J. Atmos. Sci . 21 (4): 361–385. Bibcode :1964JAtS...21..361M. doi : 10.1175/1520-0469(1964)021<0361:TEOTAW>2.0.CO;2 .
  21. ^ Уоллес, Дж. М.; Хоббс, П. В. (2006). Атмосферная наука (2-е изд.). Academic Press. ISBN 978-0-12-732951-2.
  22. ^ Шмидт, GA ; Р. Руди; Р. Л. Миллер; А. А. Лацис (2010), "The attribution of the modern-day total greenhouse effect" (PDF) , J. Geophys. Res. , т. 115, № D20, стр. D20106, Bibcode : 2010JGRD..11520106S, doi : 10.1029/2010JD014287 , архивировано из оригинала (PDF) 22 октября 2011 г., D20106. Веб-страница Архивировано 4 июня 2012 г. на Wayback Machine
  23. ^ Kiehl, JT; Trenberth, Kevin E. (1997). "Earth's Annual Global Mean Energy Budget". Бюллетень Американского метеорологического общества . 78 (2): 197–208. Bibcode :1997BAMS...78..197K. CiteSeerX 10.1.1.168.831 . doi : 10.1175/1520-0477(1997)078<0197:eagmeb>2.0.co;2 . 
  24. ^ "Информационный листок об облаках и радиации". earthobservatory.nasa.gov . 1999-03-01 . Получено 2023-05-04 .
  25. ^ ab Wenhui Wang; Shunlin Liang; Augustine, JA (май 2009 г.). «Оценка длинноволнового восходящего излучения с высоким пространственным разрешением на поверхности земли в условиях ясного неба по данным MODIS». Труды IEEE по геонаукам и дистанционному зондированию . 47 (5): 1559–1570. Bibcode : 2009ITGRS..47.1559W. doi : 10.1109/TGRS.2008.2005206. ISSN  0196-2892. S2CID  3822497.
  26. ^ Гэвин Шмидт (2010-10-01). «Измерение парникового эффекта». NASA Goddard Institute for Space Studies — Science Briefs. Архивировано из оригинала 21 апреля 2021 г. Получено 13 января 2022 г.
  27. ^ Шмидт, Гэвин А.; Руди, Рето А.; Миллер, Рон Л.; Лацис, Энди А. (2010-10-16). "Attribution of the modern-day total greenhouse effect" (Приписывание современного общего парникового эффекта). Журнал геофизических исследований . 115 (D20): D20106. Bibcode : 2010JGRD..11520106S. doi : 10.1029/2010jd014287. ISSN  0148-0227. S2CID  28195537.
  28. ^ "Глава 7: Энергетический бюджет Земли, климатические обратные связи и климатическая чувствительность". Изменение климата 2021: Физическая научная основа (PDF) . МГЭИК. 2021 . Получено 24 апреля 2023 .
  29. ^ Raval, A.; Ramanathan, V. (1989). "Наблюдательное определение парникового эффекта" . Nature . 342 (6251): 758–761. Bibcode : 1989Natur.342..758R. doi : 10.1038/342758a0. S2CID  4326910.
  30. ^ Raval, A.; Ramanathan, V. (1990). «Наблюдательное определение парникового эффекта». Global Climate Feedbacks: Proceedings of the Brookhaven National Laboratory Workshop : 5–16 . Получено 24 апреля 2023 г. .
  31. ^ abcd Пьерреумберт, Рэймонд Т. (2010). Принципы планетарного климата . Издательство Кембриджского университета. ISBN 978-0-521-86556-2.
  32. ^ Hansel, Rudolf A.; et al. (1994). "IRIS/Nimbus-4 Level 1 Radiance Data V001". Goddard Earth Sciences Data and Information Services Center (GES DISC), Greenbelt MD USA . Получено 14 октября 2022 г.
  33. ^ Прайс, АГ; Петцольд, Д.Э. (февраль 1984 г.). «Излучательная способность поверхности в бореальном лесу во время таяния снега». Arctic and Alpine Research . 16 (1): 45. doi :10.2307/1551171. ISSN  0004-0851. JSTOR  1551171.
  34. ^ Ханел, Рудольф А.; Конрат, Барни Дж. (10 октября 1970 г.). «Спектры теплового излучения Земли и атмосферы из эксперимента с интерферометром Майкельсона Nimbus 4». Nature . 228 (5267): 143–145. Bibcode :1970Natur.228..143H. doi :10.1038/228143a0. PMID  16058447. S2CID  4267086.
  35. ^ Hanel, Rudolf A.; Conrath, Barney J.; Kunde, Virgil G.; Prabhakara, C. (20 октября 1970 г.). «Эксперимент с инфракрасным интерферометром на Nimbus 3». Journal of Geophysical Research . 75 (30): 5831–5857. Bibcode : 1970JGR....75.5831C. doi : 10.1029/jc075i030p05831. hdl : 2060/19700022421 .
  36. ^ Якобовиц, Герберт; Соул, Гарольд В.; Кайл, Х. Ли; Хаус, Фредерик Б. (30 июня 1984 г.). «Эксперимент по исследованию радиационного бюджета Земли (ERB): обзор». Журнал геофизических исследований: Атмосферы . 89 (D4): 5021–5038. doi :10.1029/JD089iD04p05021.
  37. ^ Kyle, HL; Arking, A.; Hickey, JR; Ardanuy, PE; Jacobowitz, H.; Stowe, LL; Campbell, GG; Vonder Haar, T.; House, FB; Maschhoff, R.; Smith, GL (май 1993 г.). "Эксперимент по исследованию радиационного баланса Земли в Нимбусе (ERB): с 1975 по 1992 г.". Бюллетень Американского метеорологического общества . 74 (5): 815–830. Bibcode : 1993BAMS...74..815K. doi : 10.1175/1520-0477(1993)074<0815:TNERBE>2.0.CO;2.
  38. ^ Wild, Martin (27 июня 2009 г.). "Глобальное затемнение и яркость: обзор". Journal of Geophysical Research . 114 (D10): D00D16. Bibcode : 2009JGRD..114.0D16W. doi : 10.1029/2008JD011470 . S2CID  5118399.
  39. ^ "NASA GEWEX Surface Radiation Budget". NASA . Получено 13 июля 2023 г. .
  40. ^ "Что такое CERES?". NASA . Получено 13 июля 2023 г.
  41. ^ ab "MODTRAN Infrared Light in the Atmosphere". Чикагский университет . Получено 12 июля 2023 г.

Внешние ссылки