stringtranslate.com

Исходящая длинноволновая радиация

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

В науке о климате длинноволновое излучение ( LWR ) — это электромагнитное тепловое излучение, испускаемое поверхностью Земли, атмосферой и облаками. Его также можно назвать земной радиацией . Это излучение находится в инфракрасной части спектра, но отличается от коротковолнового (КВ) ближнего инфракрасного излучения, встречающегося в солнечном свете. [1] : 2251 

Исходящая длинноволновая радиация ( OLR ) — это длинноволновое излучение, испускаемое в космос из верхних слоев атмосферы Земли. [1] : 2241  Его также можно назвать испускаемой земной радиацией . Уходящая длинноволновая радиация играет важную роль в охлаждении планеты.

Длинноволновое излучение обычно охватывает длины волн от 3 до 100 микрон (мкм). Отсечка в 4 мкм иногда используется, чтобы отличить солнечный свет от длинноволнового излучения. Менее 1% солнечного света имеет длину волны более 4 мкм. Более 99% исходящего длинноволнового излучения имеет длину волны от 4 до 100 мкм. [2]

Поток энергии , переносимый исходящим длинноволновым излучением, обычно измеряется в ваттах на квадратный метр (Вт м -2 ). В случае глобального потока энергии значение Вт/м 2 получается путем деления общего потока энергии по поверхности земного шара (измеряется в ваттах) на площадь поверхности Земли, 5,1 × 10 14  м 2 (5,1 × 10 8  км 2 (2,0 × 10 8  квадратных миль). [3]

Испускание исходящей длинноволновой радиации — единственный способ, которым Земля теряет энергию в космос, т. е. единственный способ, которым планета охлаждается . [4] Радиационный нагрев от поглощенного солнечного света и радиационное охлаждение в космос через OLR приводят в действие тепловой двигатель , который управляет динамикой атмосферы . [5]

Баланс между OLR (потеря энергии) и приходящей солнечной коротковолновой радиацией (получение 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 гг.). Сумма +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) представляет собой важнейший компонент энергетического баланса Земли . [9]

Принцип сохранения энергии гласит, что энергия не может появиться или исчезнуть. Таким образом, любая энергия, которая входит в систему, но не выходит, должна сохраняться внутри системы. Итак, количество энергии, сохраняемой на Земле (в земной климатической системе), определяется уравнением:

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

Энергия поступает в виде поглощенной солнечной радиации (ASR). Энергия уходит в виде исходящего длинноволнового излучения (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 положителен), количество энергии в климате Земли увеличивается. Температура является мерой количества тепловой энергии в веществе. Таким образом, в этих обстоятельствах температура в целом имеет тенденцию повышаться (хотя в некоторых местах температура может снизиться по мере изменения распределения энергии). По мере повышения температуры количество испускаемого теплового излучения также увеличивается, что приводит к увеличению исходящего длинноволнового излучения (OLR) и меньшему энергетическому дисбалансу (EEI). [10]

Аналогичным образом, если энергия поступает с более низкой скоростью, чем уходит (т. е. ASR < OLR, поэтому EEI отрицателен), количество энергии в климате Земли уменьшается, и температура в целом имеет тенденцию к снижению. По мере снижения температуры OLR уменьшается, приближая дисбаланс к нулю. [10]

Таким образом, планета естественным образом постоянно регулирует свою температуру, чтобы поддерживать небольшой энергетический дисбаланс. Если солнечной радиации будет поглощено больше, чем излучено OLR, планета нагреется. Если OLR будет больше, чем поглощенная солнечная радиация, планета остынет. В обоих случаях изменение температуры смещает энергетический дисбаланс к нулю. Когда энергетический дисбаланс равен нулю, говорят, что планета находится в радиационном равновесии . Планеты естественно стремятся к состоянию примерного радиационного равновесия. [10]

Согласно измерениям, в последние десятилетия энергия поступает на Землю с большей скоростью, чем уходит, что соответствует планетарному потеплению. Энергетический дисбаланс усиливается. [7] [8] Могут потребоваться десятилетия или столетия, чтобы океаны нагрелись, а температура планеты сдвинулась настолько, чтобы компенсировать энергетический дисбаланс. [11]

Эмиссия

Тепловое излучение излучается почти всем веществом пропорционально четвертой степени его абсолютной температуры.

В частности, поток излучаемой энергии (измеряется в Вт/м 2 ) определяется законом Стефана-Больцмана для нечернотельной материи : [12]

где – абсолютная температура , – постоянная Стефана–Больцмана (5,67... × 10 −8  Вт м −2 К −4 ), а – коэффициент излучения . Коэффициент излучения — это значение от нуля до единицы, которое указывает, насколько меньше излучения излучается по сравнению с тем, что излучало бы идеальное черное тело .

Поверхность

Измеренная излучательная способность поверхности Земли находится в диапазоне от 0,65 до 0,99 (на основе наблюдений в диапазоне длин волн 8–13 микрон), при этом самые низкие значения наблюдаются в бесплодных пустынных регионах. Коэффициент излучения в основном превышает 0,9, а средний глобальный коэффициент излучения поверхности оценивается примерно в 0,95. [13] [14]

Атмосфера

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

Согласно закону теплового излучения Кирхгофа , излучательная способность вещества всегда равна его поглощающей способности на данной длине волны. [12] На некоторых длинах волн парниковые газы поглощают 100% длинноволнового излучения, испускаемого поверхностью. [16] Итак, на этих длинах волн излучательная способность атмосферы равна 1, и атмосфера излучает тепловое излучение так же, как идеальное черное тело. Однако это применимо только к длинам волн, где атмосфера полностью поглощает длинноволновое излучение. [ нужна цитата ]

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

Атмосферное поглощение

Атмосфера относительно прозрачна для солнечной радиации, но почти непрозрачна для длинноволновой радиации. [18] Атмосфера обычно поглощает большую часть длинноволнового излучения, испускаемого поверхностью. [19] Поглощение длинноволнового излучения предотвращает попадание этого излучения в космос.

На длинах волн, при которых 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 веществу, которое ее поглотило. [18] Однако в целом парниковые газы в тропосфере излучают больше теплового излучения, чем поглощают, поэтому длинноволновая радиационная теплопередача оказывает чистое охлаждающее воздействие на воздух. [20] [21] : 139 

Атмосферное окно

При отсутствии облачного покрова большая часть приземных выбросов , достигающих космоса, поступает через атмосферное окно . Атмосферное окно — это область спектра электромагнитных волн от 8 до 11 мкм, где атмосфера не поглощает длинноволновое излучение (за исключением диапазона озона от 9,6 до 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 энергетическими уровнями. Каждый тип парниковых газов имеет уникальную группу полос поглощения , которые соответствуют определенным длинам волн излучения, которые газ может поглощать. [ нужна 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 обладают как охлаждающим, так и согревающим эффектом. Они обладают охлаждающим эффектом, поскольку отражают солнечный свет (измеряемым альбедо облаков ), и согревающим эффектом, поскольку поглощают длинноволновое излучение. Для низких облаков отражение солнечной радиации имеет больший эффект; Итак, эти облака охлаждают Землю. Напротив, для высоких тонких облаков в холодном воздухе поглощение длинноволновой радиации является более значительным эффектом; поэтому эти облака согревают планету. [24]

Подробности

Взаимодействие испускаемого длинноволнового излучения с 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 совокупного поглощения многими слоями газа. Наконец, температура и высота поглощающего газа также влияют на его поглощение длинноволнового излучения. [ нужна цитата ]

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

День и ночь

В суммарной всеволновой радиации в ночное время и в полярных регионах преобладает длинноволновая радиация. [25] Хотя поглощение солнечной радиации в ночное время отсутствует, земная радиация продолжает излучаться, главным образом 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 вблизи 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 определить количественно как количество длинноволновой радиации, испускаемой поверхностью и не достигающей космоса. На Земле по состоянию на 2015 год от поверхности было испущено около 398 Вт/м 2 длинноволнового излучения, тогда 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% приземных выбросов, не достигающих космоса. [28] : 968, 934  [29] [30]

Эффект увеличения выбросов парниковых газов

Когда концентрация парниковых газов (таких как углекислый газ (CO 2 ), метан (CH 4 ), закись азота (N 2 O) и водяной пар (H 2 O)) увеличивается, это имеет ряд последствий. . На заданной длине волны

Размер снижения OLR будет зависеть от длины волны. Даже если OLR не уменьшается на определенных длинах волн (например, поскольку 100% приземных излучений поглощается, а высота выброса находится в стратосфере), повышенная концентрация парниковых газов все равно может привести к значительному снижению OLR на других длинах волн, где поглощение слабее. [31]

Когда OLR уменьшается, это приводит к энергетическому дисбалансу, при этом получаемая энергия превышает потерянную, вызывая эффект потепления. Таким образом, увеличение концентрации парниковых газов приводит к накоплению энергии в климатической системе Земли, способствуя глобальному потеплению . [31]

Поверхностная бюджетная ошибка

Если поглощательная способность газа высока и газ присутствует в достаточно высокой концентрации, поглощение на определенных длинах волн становится насыщенным. [18] Это означает, что газа присутствует достаточно, чтобы полностью поглотить излучаемую энергию на этой длине волны до того, как он достигнет верхних слоев атмосферы. [ нужна 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 поглощенного поверхностного излучения , но также высотой (и температурой), на которой длинноволновое излучение испускается в космос. Даже если 100% приземных излучений поглощаются на определенной длине волны, OLR на этой длине волны все равно может быть уменьшено за счет увеличения концентрации парниковых газов, поскольку повышенная концентрация приводит к тому, что атмосфера излучает длинноволновое излучение в космос с большей высоты. Если воздух на большей высоте холоднее (как и во всей тропосфере), то тепловые выбросы в космос уменьшатся, что уменьшит OLR. [31] : 413 

Ложные выводы о последствиях «насыщения» поглощения являются примерами ошибки поверхностного бюджета , т.е. ошибочных рассуждений, возникающих в результате сосредоточения внимания на обмене энергией на поверхности вместо сосредоточения внимания на энергетическом балансе верхней части атмосферы (TOA). [31] : 413 

Измерения

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

Измерения уходящей длинноволновой радиации в верхней части атмосферы и длинноволновой радиации, возвращающейся к поверхности, важны для понимания того, сколько энергии сохраняется в климатической системе Земли: например, как тепловое излучение охлаждает и нагревает поверхность и как эта энергия распространяется, чтобы повлиять на развитие облаков. Наблюдение этого потока излучения с поверхности также дает практический способ оценки температуры поверхности как в локальном, так и в глобальном масштабе. [33] Это распределение энергии является движущей силой атмосферной термодинамики .

ОЛР

Исходящая длинноволновая радиация (OLR) отслеживается и сообщается с 1970 года с помощью ряда спутниковых миссий и инструментов.

Поверхностное ДВ-излучение

Длинноволновое излучение у поверхности (как наружу, так и внутрь) измеряется в основном пиргеометрами . Наиболее известной наземной сетью для мониторинга приземного длинноволнового излучения является Базовая сеть приземного излучения (BSRN) , которая обеспечивает важные, хорошо откалиброванные измерения для изучения глобального затемнения и просветления. [38]

Данные

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

Расчет и моделирование OLR

Смоделированный спектр волновых чисел уходящего длинноволнового излучения Земли (OLR) с использованием ARTS . Кроме того, показано излучение черного тела для тела при температуре поверхности T s и 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 за счет уходящей длинноволновой радиации, подавление радиационного охлаждения (за счет нисходящей длинноволновой радиации, компенсирующей передачу энергии восходящей длинноволновой радиацией) и радиационный нагрев за счет приходящей солнечной радиации определяют температуру и динамику различных частей атмосферы. [ нужна цитата ]

Используя яркость , измеренную прибором с определенного направления, можно получить обратно обратные выводы о свойствах атмосферы (таких как температура или влажность ) . Расчеты этих величин решают уравнения переноса излучения , описывающие излучение в атмосфере. Обычно решение осуществляется численно с помощью кодов переноса атмосферного излучения, адаптированных к конкретной задаче.

Другой распространенный подход — оценить значения с использованием температуры поверхности и излучательной способности , а затем сравнить их с яркостью верхней части атмосферы или яркостной температурой спутника . [25]

Существуют интерактивные онлайн-инструменты, которые позволяют увидеть спектр уходящего длинноволнового излучения, которое, по прогнозам, достигнет космоса при различных атмосферных условиях. [41]

Смотрите также

Рекомендации

  1. ^ аб Мэтьюз, JBR; Мёллер, В.; ван Дименн, Р.; Фуглесведт-младший; и другие. (09.08.2021). «Приложение VII: Глоссарий». В Массон-Дельмотте, Валери ; Чжай, Панмао ; Пирани, Анна; Коннорс, Сара Л.; Пеан, Клотильда; и другие. (ред.). Изменение климата 2021: Физическая научная основа. Вклад Рабочей группы I в шестой оценочный отчет Межправительственной группы экспертов по изменению климата (PDF) . МГЭИК / Издательство Кембриджского университета . стр. 2215–2256. дои : 10.1017/9781009157896.022 . ISBN 9781009157896.
  2. ^ Петти, Грант В. (2006). Первый курс атмосферной радиации (2-е изд.). Мэдисон, Висконсин: Sundog Publ. п. 68. ИСБН 978-0-9729033-1-8.
  3. ^ «Какова площадь поверхности Земли?». Вселенная сегодня . Проверено 1 июня 2023 г.
  4. ^ «Тепловой баланс Земли». Энергетическое образование . Университет Калгари . Проверено 12 июля 2023 г.
  5. ^ Сингх, Мартин С.; О'Нил, Морган Э. (2022). «Термодинамика климатической системы». Физика сегодня . 75 (7): 30–37. дои : 10.1063/PT.3.5038 . Проверено 12 июля 2023 г.
  6. ^ Киль, Дж. Т.; Тренберт, Кевин Э. (февраль 1997 г.). «Годовой средний глобальный энергетический бюджет Земли». Бюллетень Американского метеорологического общества . 78 (2): 197–208. Бибкод : 1997BAMS...78..197K. doi : 10.1175/1520-0477(1997)078<0197:EAGMEB>2.0.CO;2 .
  7. ^ Аб Леб, Норман Г.; Джонсон, Грегори К.; Торсен, Тайлер Дж.; Лайман, Джон М.; и другие. (15 июня 2021 г.). «Спутниковые и океанические данные показывают заметное увеличение скорости нагрева Земли». Письма о геофизических исследованиях . 48 (13). Бибкод : 2021GeoRL..4893047L. дои : 10.1029/2021GL093047.
  8. ^ аб Джозеф Аткинсон (22 июня 2021 г.). «Земля имеет значение: радиационный баланс Земли разбалансирован». Земная обсерватория НАСА.
  9. ^ аб Сасскинд, Джоэл; Мольнар, Дьюла; Иределл, Лена (21 августа 2011 г.). Вклад в исследования климата с использованием продуктов научной группы AIRS версии-5 . SPIE Optics and Photonics 2011. Сервер технических отчетов НАСА . hdl : 2060/20110015241 .
  10. ^ abc «Радиационный баланс Земли». CIMSS: Университет Висконсина . Проверено 25 апреля 2023 г.
  11. ↑ Уоллес, Тим (12 сентября 2016 г.). «Океаны поглощают почти все избыточное тепло земного шара». Нью-Йорк Таймс . Проверено 12 июля 2023 г.
  12. ^ ab «Закон Стефана-Больцмана и закон теплового излучения Кирхгофа». tec-science.com . 25 мая 2019 года . Проверено 12 июля 2023 г.
  13. ^ «Глобальная база данных излучательной способности ASTER: в 100 раз более подробная, чем ее предшественник» . Земная обсерватория НАСА . Проверено 10 октября 2022 г.
  14. ^ «Совместная инициатива по базе данных по излучательной способности» . Лаборатория реактивного движения НАСА . Проверено 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 . Проверено 13 июля 2023 г.
  17. ^ аб Пьерумберт, RT (январь 2011 г.). «Инфракрасное излучение и планетарная температура» (PDF) . Физика сегодня . Американский институт физики. стр. 33–38.
  18. ^ abc Хартманн, Деннис Л. (2016). Глобальная физическая климатология (2-е изд.). Эльзевир. стр. 53–62. ISBN 978-0-12-328531-7.
  19. ^ abc Оке, TR (11 сентября 2002 г.). Климат пограничного слоя . дои : 10.4324/9780203407219. ISBN 978-0-203-40721-9.
  20. ^ Манабе, С.; Стриклер, РФ (1964). «Тепловое равновесие атмосферы с конвективной поправкой». Дж. Атмос. Наука . 21 (4): 361–385. Бибкод : 1964JAtS...21..361M. doi : 10.1175/1520-0469(1964)021<0361:TEOTAW>2.0.CO;2 .
  21. ^ Уоллес, Дж. М.; Хоббс, П.В. (2006). Наука об атмосфере (2-е изд.). Академическая пресса. ISBN 978-0-12-732951-2.
  22. ^ Шмидт, Джорджия ; Р. Руди; Р.Л. Миллер; А. А. Лацис (2010), «Атрибуция современного общего парникового эффекта» (PDF) , J. Geophys. Рез. , том. 115, нет. D20, стр. D20106, Bibcode : 2010JGRD..11520106S, doi : 10.1029/2010JD014287 , заархивировано из оригинала (PDF) 22 октября 2011 г., Д20106. Веб-страница. Архивировано 4 июня 2012 г. в Wayback Machine.
  23. ^ Киль, Дж. Т.; Тренберт, Кевин Э. (1997). «Годовой средний глобальный энергетический бюджет Земли». Бюллетень Американского метеорологического общества . 78 (2): 197–208. Бибкод : 1997BAMS...78..197K. CiteSeerX 10.1.1.168.831 . doi : 10.1175/1520-0477(1997)078<0197:eagmeb>2.0.co;2 . 
  24. ^ «Информационный бюллетень по облакам и радиации». Earthobservatory.nasa.gov . 01.03.1999 . Проверено 4 мая 2023 г.
  25. ^ аб Вэньхуэй Ван; Шуньлинь Лян; Августин, JA (май 2009 г.). «Оценка восходящего длинноволнового излучения на поверхности земли при ясном небе с высоким пространственным разрешением на основе данных MODIS». Транзакции IEEE по геонаукам и дистанционному зондированию . 47 (5): 1559–1570. Бибкод : 2009ITGRS..47.1559W. дои :10.1109/TGRS.2008.2005206. ISSN  0196-2892. S2CID  3822497.
  26. ^ Гэвин Шмидт (1 октября 2010 г.). «Измерение парникового эффекта». Институт космических исследований имени Годдарда НАСА - Научные обзоры. Архивировано из оригинала 21 апреля 2021 года . Проверено 13 января 2022 г.
  27. ^ Шмидт, Гэвин А.; Руди, Рето А.; Миллер, Рон Л.; Лацис, Энди А. (16 октября 2010 г.). «Атрибуция современного общего парникового эффекта». Журнал геофизических исследований . 115 (Д20): Д20106. Бибкод : 2010JGRD..11520106S. дои : 10.1029/2010jd014287. ISSN  0148-0227. S2CID  28195537.
  28. ^ «Глава 7: Энергетический бюджет Земли, климатические обратные связи и чувствительность климата». Изменение климата 2021: Физические научные основы (PDF) . МГЭИК. 2021 . Проверено 24 апреля 2023 г.
  29. ^ Раваль, А.; Раманатан, В. (1989). «Наблюдательное определение парникового эффекта» . Природа . 342 (6251): 758–761. дои : 10.1038/342758a0. S2CID  4326910.
  30. ^ Раваль, А.; Раманатан, В. (1990). «Наблюдательное определение парникового эффекта». Глобальные климатические обратные связи: материалы семинара Брукхейвенской национальной лаборатории : 5–16 . Проверено 24 апреля 2023 г.
  31. ^ abcd Пьерумберт, Раймонд Т. (2010). Принципы планетарного климата . Издательство Кембриджского университета. ISBN 978-0-521-86556-2.
  32. ^ Гензель, Рудольф А.; и другие. (1994). «Данные о радиации IRIS/Nimbus-4, уровень 1 V001». Центр данных и информационных услуг Годдарда по наукам о Земле (GES DISC), Гринбелт, Мэриленд, США . Проверено 14 октября 2022 г.
  33. ^ Прайс, AG; Петцольд, Делавэр (февраль 1984 г.). «Поверхностная излучательная способность бореального леса во время таяния снегов». Арктические и альпийские исследования . 16 (1): 45. дои : 10.2307/1551171. ISSN  0004-0851. JSTOR  1551171.
  34. ^ Ханель, Рудольф А.; Конрат, Барни Дж. (10 октября 1970 г.). «Спектры теплового излучения Земли и атмосферы в результате эксперимента с интерферометром Майкельсона Nimbus 4». Природа . 228 (5267): 143–145. дои : 10.1038/228143a0. PMID  16058447. S2CID  4267086.
  35. ^ Ханель, Рудольф А.; Конрат, Барни Дж.; Кунде, Вирджил Г.; Прабхакара, К. (20 октября 1970 г.). «Эксперимент с инфракрасным интерферометром на Нимбусе 3». Журнал геофизических исследований . 75 (30): 5831–5857. дои : 10.1029/jc075i030p05831. hdl : 2060/19700022421 .
  36. ^ Якобовиц, Герберт; Соул, Гарольд В.; Кайл, Х. Ли; Хаус, Фредерик Б. (30 июня 1984 г.). «Эксперимент по балансу радиации Земли (ERB): обзор». Журнал геофизических исследований: Атмосфера . 89 (Д4): 5021–5038. doi : 10.1029/JD089iD04p05021.
  37. ^ Кайл, HL; Аркинг, А.; Хики-младший; Ардануй, ЧП; Якобовиц, Х.; Стоу, LL; Кэмпбелл, Дж.Г.; Вондер Хаар, Т.; Дом, ФБ; Машхофф, Р.; Смит, Г.Л. (май 1993 г.). «Эксперимент по радиационному бюджету Земли (ERB) Нимб: 1975–1992 годы». Бюллетень Американского метеорологического общества . 74 (5): 815–830. Бибкод : 1993BAMS...74..815K. doi :10.1175/1520-0477(1993)074<0815:TNERBE>2.0.CO;2.
  38. ↑ Уайлд, Мартин (27 июня 2009 г.). «Глобальное затемнение и просветление: обзор». Журнал геофизических исследований . 114 (Д10): Д00Д16. Бибкод : 2009JGRD..114.0D16W. дои : 10.1029/2008JD011470 . S2CID  5118399.
  39. ^ "Бюджет приземной радиации НАСА GEWEX" . НАСА . Проверено 13 июля 2023 г.
  40. ^ «Что такое ЦЕРЕРА?». НАСА . Проверено 13 июля 2023 г.
  41. ^ ab «Инфракрасный свет MODTRAN в атмосфере». Чикагский университет . Проверено 12 июля 2023 г.

Внешние ссылки