Hispanopedia Wiki
Articulo de referencia

radiación saliente de onda larga

Intensidad espectral de la luz solar (promedio en la parte superior de la atmósfera) y radiación térmica emitida por la superficie terrestre. En climatología , la radiación de o...

Hispanopedia WikiContenido en espanolLectura gratuita
Intensidad espectral de la luz solar (promedio en la parte superior de la atmósfera) y radiación térmica emitida por la superficie terrestre.

En climatología , la radiación de onda larga ( LWR ) es la radiación térmica electromagnética emitida por la superficie terrestre, la atmósfera y las nubes. También se la conoce como radiación terrestre . Esta radiación se encuentra en la porción infrarroja del espectro, pero es distinta de la radiación de onda corta (SW) cercana al infrarrojo que se encuentra en la luz solar. [ 1 ] : 2251

La radiación saliente de onda larga ( OLR ) es la radiación de onda larga emitida al espacio desde la parte superior de la atmósfera terrestre. [ 1 ] : 2241 También puede denominarse radiación terrestre emitida . La radiación saliente de onda larga desempeña un papel importante en el enfriamiento planetario.

La radiación de onda larga generalmente abarca longitudes de onda que van desde 3 hasta 100 micrómetros (μm).  A veces se utiliza un límite de 4 μm para diferenciar la luz solar de la radiación de onda larga. Menos del 1 % de la luz solar tiene longitudes de onda mayores de 4  μm. Más del 99 % de la radiación de onda larga saliente tiene longitudes de onda entre 4  μm y 100  μm. [ 2 ]

El flujo de energía transportado por la radiación saliente de onda larga se mide típicamente en vatios por metro cuadrado (W⋅m⁻² ) . En el caso del flujo de energía global, el valor de W/m² se obtiene dividiendo el flujo total de energía sobre la superficie del globo ( medido en vatios) por la superficie de la Tierra , 5,1 × 10¹⁴ m² ( 5,1 × 10⁸ km² ; 2,0 × 10⁸ mi² ) . [ 3 ]   

La emisión de radiación saliente de onda larga es la única forma en que la Tierra pierde energía hacia el espacio, es decir, la única forma en que el planeta se enfría . [ 4 ] El calentamiento radiativo por la luz solar absorbida y el enfriamiento radiativo hacia el espacio a través de la radiación saliente de onda larga impulsan el motor térmico que impulsa la dinámica atmosférica . [ 5 ]

El equilibrio entre la radiación de onda larga saliente (energía perdida) y la radiación solar de onda corta entrante (energía ganada) determina si la Tierra está experimentando calentamiento o enfriamiento global (véase el balance energético de la Tierra ). [ 6 ]

Balance energético planetario

El aumento del desequilibrio energético de la Tierra a partir de mediciones satelitales e in situ (2005-2019). Una tasa de +1,0  W/m² sumada sobre la superficie del planeta equivale a una absorción continua de calor de aproximadamente 500 teravatios (~0,3 % de la radiación solar incidente). [ 7 ] [ 8 ] 

La radiación saliente de onda larga (OLR) constituye un componente crítico del balance energético de la Tierra . [ 9 ]

El principio de conservación de la energía establece que la energía no puede aparecer ni desaparecer. Por lo tanto, cualquier energía que entre en un sistema pero no salga debe retenerse dentro del sistema. Así, la cantidad de energía retenida en la Tierra (en el sistema climático terrestre ) se rige por la siguiente ecuación:

[cambio en la energía de la Tierra] = [energía entrante] − [energía saliente] .

La energía llega en forma de radiación solar absorbida (RAS). La energía sale como radiación de onda larga saliente (ROL). Por lo tanto, la tasa de cambio de la energía en el sistema climático de la Tierra viene dada por el desequilibrio energético de la Tierra (EEI):

mimiI=ASR−OLR{\displaystyle \mathrm {EEI} =\mathrm {ASR} -\mathrm {OLR} }.

Cuando la energía llega a un ritmo mayor que el que sale (es decir, ASR > OLR, de modo que EEI es positivo), la cantidad de energía en el clima de la Tierra aumenta. La temperatura es una medida de la cantidad de energía térmica en la materia. Por lo tanto, en estas circunstancias, las temperaturas tienden a aumentar en general (aunque podrían disminuir en algunos lugares a medida que cambia la distribución de la energía). A medida que aumentan las temperaturas, también aumenta la cantidad de radiación térmica emitida, lo que da lugar a una mayor radiación saliente de onda larga (OLR) y a un menor desequilibrio energético (EEI). [ 10 ]

De manera similar, si la energía llega a un ritmo menor del que sale (es decir, ASR < OLR, por lo que EEI es negativo), la cantidad de energía en el clima de la Tierra disminuye y las temperaturas tienden a disminuir en general. A medida que las temperaturas disminuyen, OLR disminuye, haciendo que el desequilibrio se acerque a cero. [ 10 ]

De esta forma, un planeta ajusta constantemente su temperatura para mantener pequeño el desequilibrio energético. Si absorbe más radiación solar de la que emite, el planeta se calentará. Si emite más radiación solar que la absorbida, se enfriará. En ambos casos, el cambio de temperatura contribuye a que el desequilibrio energético tienda a cero. Cuando el desequilibrio energético es cero, se dice que un planeta está en equilibrio radiativo . Los planetas tienden naturalmente a un estado de equilibrio radiativo aproximado. [ 10 ]

En las últimas décadas, se ha medido que la energía llega a la Tierra a un ritmo mayor del que la abandona, lo que corresponde al calentamiento planetario. El desequilibrio energético ha ido en aumento. [ 7 ] [ 8 ] Pueden transcurrir décadas o siglos para que los océanos se calienten y la temperatura planetaria cambie lo suficiente como para compensar un desequilibrio energético. [ 11 ]

Emisión

Casi toda la materia emite radiación térmica , en proporción a la cuarta potencia de su temperatura absoluta.

En particular, el flujo de energía emitido,METRO{\displaystyle M}(medido en W/m 2 ) viene dado por la ley de Stefan-Boltzmann para materia que no es de cuerpo negro : [ 12 ]

METRO=ϵσT4{\displaystyle M=\epsilon \,\sigma \,T^{4}}

dóndeT{\displaystyle T}es la temperatura absoluta ,σ{\displaystyle \sigma }es la constante de Stefan-Boltzmann yϵ{\displaystyle \epsilon }es la emisividad . La emisividad es un valor entre cero y uno que indica cuánta menos radiación se emite en comparación con la que emitiría un cuerpo negro perfecto.

Superficie

Se ha medido que la emisividad de la superficie terrestre se encuentra en el rango de 0,65 a 0,99 (basándose en observaciones en el rango de longitud de onda de 8 a 13 micras), registrándose los valores más bajos en las regiones desérticas áridas. La emisividad suele ser superior a 0,9, y se estima que la emisividad superficial promedio global ronda el 0,95. [ 13 ] [ 14 ]

Atmósfera

Los gases más comunes en el aire (es decir, nitrógeno, oxígeno y argón) tienen una capacidad insignificante para absorber o emitir radiación térmica de onda larga. Por consiguiente, la capacidad del aire para absorber y emitir radiación de onda larga está determinada por la concentración de gases traza como el vapor de agua y el dióxido de carbono. [ 15 ]

Según la ley de radiación térmica de Kirchhoff , la emisividad de la materia es siempre igual a su absortividad para una longitud de onda determinada. [ 12 ] En ciertas longitudes de onda, los gases de efecto invernadero absorben el 100 % de la radiación de onda larga emitida por la superficie. [ 16 ] Por lo tanto, en esas longitudes de onda, la emisividad de la atmósfera es 1 y la atmósfera emite radiación térmica de forma muy similar a como lo haría un cuerpo negro ideal. Sin embargo, esto solo se aplica a longitudes de onda en las que la atmósfera absorbe completamente la radiación de onda larga.

Aunque los gases de efecto invernadero en la atmósfera tienen una alta emisividad en ciertas longitudes de onda, esto no necesariamente se corresponde con una alta tasa de radiación térmica emitida al espacio. Esto se debe a que la atmósfera es generalmente mucho más fría que la superficie, y la tasa de emisión de radiación de onda larga es proporcional a la cuarta potencia de la temperatura. Por lo tanto, cuanto mayor sea la altitud a la que se emite la radiación de onda larga, menor será su intensidad. [ 17 ]

absorción atmosférica

La atmósfera es relativamente transparente a la radiación solar, pero es casi opaca a la radiación de onda larga. [ 18 ] La atmósfera generalmente absorbe la mayor parte de la radiación de onda larga emitida por la superficie. [ 19 ] La absorción de la radiación de onda larga impide que dicha radiación llegue al espacio.

En las longitudes de onda donde la atmósfera absorbe la radiación superficial, una parte de la radiación absorbida es reemplazada por una menor cantidad de radiación térmica emitida por la atmósfera a mayor altitud. [ 17 ]

Cuando se absorbe, la energía transmitida por esta radiación se transfiere a la sustancia que la absorbió. [ 18 ] Sin embargo, en general, los gases de efecto invernadero en la troposfera emiten más radiación térmica de la que absorben, por lo que la transferencia de calor radiativa de onda larga tiene un efecto de enfriamiento neto en el aire. [ 20 ] [ 21 ] : 139

Ventana atmosférica

Suponiendo que no haya nubosidad, la mayor parte de las emisiones superficiales que llegan al espacio lo hacen a través de la ventana atmosférica . La ventana atmosférica es una región del espectro electromagnético de longitud de onda entre 8 y 11  μm donde la atmósfera no absorbe la radiación de onda larga (excepto la banda de ozono entre 9,6 y 9,8  μm). [ 19 ]

Gases

Los gases de efecto invernadero en la atmósfera son responsables de la mayor parte de la absorción de la radiación de onda larga en la atmósfera. Los más importantes de estos gases son el vapor de agua , el dióxido de carbono , el metano y el ozono . [ 22 ]

La absorción de radiación de onda larga por los gases depende de las bandas de absorción específicas de los gases en la atmósfera. [ 19 ] Las bandas de absorción específicas están determinadas por su estructura molecular y niveles de energía. Cada tipo de gas de efecto invernadero tiene un grupo único de bandas de absorción que corresponden a longitudes de onda particulares de radiación que el gas puede absorber.

Nubes

El balance de OLR se ve afectado por las nubes, el polvo y los aerosoles en la atmósfera. Las nubes tienden a bloquear la penetración de la radiación de onda larga ascendente , lo que provoca un menor flujo de radiación de onda larga que penetra a mayores altitudes. [ 23 ] Las nubes son eficaces para absorber y dispersar la radiación de onda larga y, por lo tanto, reducen la cantidad de radiación de onda larga saliente.

Las nubes tienen efectos tanto de enfriamiento como de calentamiento. Tienen un efecto de enfriamiento en la medida en que reflejan la luz solar (medida por el albedo de las nubes ) y un efecto de calentamiento, en la medida en que absorben la radiación de onda larga. En el caso de las nubes bajas, el reflejo de la radiación solar es el efecto mayor; por lo tanto, estas nubes enfrían la Tierra. Por el contrario, en el caso de las nubes altas y delgadas en aire frío, la absorción de la radiación de onda larga es el efecto más significativo; por lo tanto, estas nubes calientan el planeta. [ 24 ]

Detalles

La interacción entre la radiación de onda larga emitida y la atmósfera es compleja debido a los factores que afectan la absorción. La trayectoria de la radiación en la atmósfera también determina la absorción radiativa: trayectorias más largas a través de la atmósfera resultan en una mayor absorción debido a la absorción acumulativa por múltiples capas de gas. Finalmente, la temperatura y la altitud del gas absorbente también influyen en su absorción de la radiación de onda larga.

La radiación saliente de onda larga (OLR) se ve afectada por la temperatura de la superficie terrestre (es decir, la temperatura de la capa superior de la superficie), la emisividad de la superficie, la temperatura atmosférica, el perfil de vapor de agua y la cobertura nubosa. [ 9 ]

Día y noche

La radiación neta de onda completa está dominada por la radiación de onda larga durante la noche y en las regiones polares. [ 25 ] Si bien no hay radiación solar absorbida durante la noche, la radiación terrestre continúa emitiéndose, principalmente como resultado de la energía solar absorbida durante el día.

Relación con el efecto invernadero

Radiación saliente y efecto invernadero en función de la frecuencia. El efecto invernadero es visible como el área roja superior, y el efecto invernadero asociado al CO₂ es directamente visible como la gran caída cerca del centro del espectro OLR. [ 26 ]

La reducción de la radiación saliente de onda larga (OLR), en relación con la radiación de onda larga emitida por la superficie, es el núcleo del efecto invernadero . [ 27 ]

Más específicamente, el efecto invernadero puede definirse cuantitativamente como la cantidad de radiación de onda larga emitida por la superficie que no llega al espacio. En la Tierra, en 2015, la superficie emitía aproximadamente 398 W/m² de radiación de onda larga, mientras que la radiación de onda larga saliente (OLR), la cantidad que llegaba al espacio, era de 239 W/m² . Por lo tanto, el efecto invernadero fue de 398 − 239 = 159 W/m² , o 159/398 = 40 % de las emisiones de la superficie que no llegan al espacio. [ 28 ] : 968, 934 [ 29 ] [ 30 ]

Efecto del aumento de los gases de efecto invernadero

Cuando aumenta la concentración de un gas de efecto invernadero (como el dióxido de carbono (CO₂ ) , el metano (CH₄ ) , el óxido nitroso (N₂O ) y el vapor de agua (H₂O ) ), esto tiene varios efectos. A una longitud de onda determinada

  • La fracción de emisiones superficiales que se absorben aumenta, disminuyendo la OLR (a menos que el 100% de las emisiones superficiales en esa longitud de onda ya se estén absorbiendo);
  • La altitud desde la cual la atmósfera emite esa longitud de onda al espacio aumenta (ya que la altitud a la cual la atmósfera se vuelve transparente a esa longitud de onda aumenta); si la altitud de emisión está dentro de la troposfera, la temperatura del aire emisor será más baja, lo que resultará en una reducción de la radiación de onda larga saliente (OLR) en esa longitud de onda.

La magnitud de la reducción de la radiación saliente de onda larga (OLR) variará según la longitud de onda. Incluso si la OLR no disminuye en ciertas longitudes de onda (por ejemplo, porque el 100 % de las emisiones de la superficie se absorben y la altitud de emisión se encuentra en la estratosfera), el aumento de la concentración de gases de efecto invernadero aún puede provocar reducciones significativas de la OLR en otras longitudes de onda donde la absorción es más débil. [ 31 ]

Cuando la radiación de onda larga saliente (OLR) disminuye, se produce un desequilibrio energético, donde la energía recibida es mayor que la energía perdida, lo que provoca un efecto de calentamiento. Por lo tanto, un aumento en las concentraciones de gases de efecto invernadero causa la acumulación de energía en el sistema climático de la Tierra, contribuyendo al calentamiento global . [ 31 ]

falacia del presupuesto superficial

Si la absortividad del gas es alta y el gas está presente en una concentración suficientemente alta, la absorción en ciertas longitudes de onda se satura. [ 18 ] Esto significa que hay suficiente gas presente para absorber completamente la energía radiada en esa longitud de onda antes de que se alcance la atmósfera superior.

A veces se argumenta erróneamente que esto significa que un aumento en la concentración de este gas no tendrá ningún efecto adicional en el balance energético del planeta. Este argumento ignora el hecho de que la radiación saliente de onda larga está determinada no solo por la cantidad de radiación superficial que se absorbe , sino también por la altitud (y la temperatura) a la que se emite radiación de onda larga al espacio. Incluso si el 100 % de las emisiones superficiales se absorben en una longitud de onda determinada, la radiación saliente de onda larga (OLR) en esa longitud de onda aún puede reducirse por un aumento en la concentración de gases de efecto invernadero, ya que el aumento de la concentración lleva a que la atmósfera emita radiación de onda larga al espacio desde una mayor altitud. Si el aire a esa mayor altitud es más frío (como ocurre en toda la troposfera), entonces las emisiones térmicas al espacio se reducirán, disminuyendo la OLR. [ 31 ] : 413

Las conclusiones erróneas sobre las implicaciones de la absorción "saturada" son ejemplos de la falacia del balance superficial , es decir, un razonamiento erróneo que resulta de centrarse en el intercambio de energía en la superficie, en lugar de centrarse en el balance energético en la parte superior de la atmósfera (TOA). [ 31 ] : 413

Medidas

Ejemplo de espectro de número de onda de las emisiones infrarrojas de la Tierra (400-1600  cm −1 ) medido por IRIS en Nimbus 4 en el año 1970. [ 32 ]

Las mediciones de la radiación saliente de onda larga en la parte superior de la atmósfera y de la radiación de onda larga que regresa hacia la superficie son importantes para comprender cuánta energía se retiene en el sistema climático de la Tierra: por ejemplo, cómo la radiación térmica enfría y calienta la superficie, y cómo esta energía se distribuye para afectar el desarrollo de las nubes. Observar este flujo radiativo desde una superficie también proporciona una forma práctica de evaluar las temperaturas superficiales tanto a escala local como global. [ 33 ] Esta distribución de energía es lo que impulsa la termodinámica atmosférica .

OLR

La radiación saliente de onda larga (OLR, por sus siglas en inglés) ha sido monitoreada y reportada desde 1970 mediante una sucesión de misiones e instrumentos satelitales.

Radiación superficial de onda larga

La radiación de onda larga en la superficie (tanto hacia afuera como hacia adentro) se mide principalmente con pirgeómetros . Una red terrestre muy destacada para monitorear la radiación de onda larga en la superficie es la Red de Radiación Superficial de Referencia (BSRN) , que proporciona mediciones cruciales y bien calibradas para estudiar el oscurecimiento y el brillo global . [ 38 ]

Datos

Los datos sobre la radiación de onda larga superficial y la radiación saliente de onda larga (OLR) están disponibles en varias fuentes, entre ellas:

  • Presupuesto de radiación superficial de NASA GEWEX (1983-2007) [ 39 ]
  • Proyecto CERES (Clouds and the Earth's Radiant Energy System) de la NASA (2000-2022) [ 40 ]

Cálculo y simulación de OLR

Espectro de número de onda simulado de la radiación saliente de onda larga (OLR) de la Tierra mediante ARTS . Además, se muestra la radiación de cuerpo negro para un cuerpo a temperatura superficial T s y a temperatura de tropopausa T min .
Espectro de longitud de onda simulado de la radiación saliente de onda larga (OLR) de la Tierra en condiciones de cielo despejado utilizando MODTRAN . [ 41 ]

Numerosas aplicaciones requieren el cálculo de cantidades de radiación de onda larga. El enfriamiento radiativo local por radiación saliente de onda larga, la supresión del enfriamiento radiativo (por la radiación descendente de onda larga que anula la transferencia de energía de la radiación ascendente de onda larga) y el calentamiento radiativo por radiación solar entrante determinan la temperatura y la dinámica de diferentes partes de la atmósfera.

Utilizando la radiancia medida desde una dirección específica por un instrumento, se pueden inferir propiedades atmosféricas (como la temperatura o la humedad ) de forma inversa . Los cálculos de estas magnitudes resuelven las ecuaciones de transferencia radiativa que describen la radiación en la atmósfera. Generalmente, la solución se realiza numéricamente mediante códigos de transferencia radiativa atmosférica adaptados al problema específico.

Otro enfoque común es estimar los valores utilizando la temperatura y la emisividad de la superficie, y luego compararlos con la radiancia o la temperatura de brillo en la parte superior de la atmósfera medida por satélite . [ 25 ]

Existen herramientas interactivas en línea que permiten visualizar el espectro de la radiación saliente de onda larga que se prevé que llegue al espacio bajo diversas condiciones atmosféricas. [ 41 ]

Véase también

Referencias

  1. 1 2 Matthews, JBR; Möller, V.; van Diemenn, R.; Fuglesvedt, JR; et  al. (2021-08-09). «Anexo VII: Glosario». En Masson-Delmotte, Valérie ; Zhai, Panmao ; Pirani, Anna; Connors, Sarah L.; Péan, Clotilde; et  al. (eds.). Cambio climático 2021: Bases científicas físicas. Contribución del Grupo de Trabajo I al Sexto Informe de Evaluación del Panel Intergubernamental sobre el Cambio Climático (PDF) . IPCC / Cambridge University Press . págs. 2215–2256 . doi : 10.1017/9781009157896.022 . ISBN  978-1-009-15789-6.
  2. ↑ Petty, Grant W. (2006). Un primer curso sobre radiación atmosférica (2.ª ed.). Madison, Wisc.: Sundog Publ. p. 68. ISBN   978-0-9729033-1-8.
  3. ↑ "¿Cuál es la superficie de la Tierra?" . Universe Today . 11 de febrero de 2017 . Consultado el 1 de junio de 2023 .
  4. ↑ "Balance térmico de la Tierra" . Educación energética . Universidad de Calgary . Consultado el 12 de julio de 2023 .
  5. ↑ Singh, Martin S.; O'Neill, Morgan E. (2022). "Termodinámica del sistema climático" . Physics Today . 75 (7): 30– 37. Bibcode : 2022PhT....75g..30S . doi : 10.1063/PT.3.5038 .
  6. ↑ Kiehl, JT; Trenberth, Kevin E. (febrero de 1997). "Presupuesto energético medio global anual de la Tierra" . Boletín de la Sociedad Meteorológica Americana . 78 (2): 197– 208. Bibcode : 1997BAMS...78..197K . doi : 10.1175/1520-0477(1997)078 < 0197:EAGMEB > 2.0.CO ; 2 .
  7. 1 2 Loeb, Norman G.; Johnson, Gregory C.; Thorsen, Tyler J.; Lyman, John M.; et al. (15 de junio de 2021). "Datos satelitales y oceánicos revelan un marcado aumento en la tasa de calentamiento de la Tierra" . Geophysical Research Letters . 48 (13) e2021GL093047. Bibcode : 2021GeoRL..4893047L . doi : 10.1029/2021GL093047 . 
  8. 1 2 Joseph Atkinson (22 de junio de 2021). "La Tierra importa: el balance de radiación de la Tierra está desequilibrado" . Observatorio Terrestre de la NASA.
  9. 1 2 Susskind, Joel; Molnar, Gyula; Iredell, Lena (21 de agosto de 2011). Contribuciones a la investigación climática utilizando los productos de la versión 5 del equipo científico de AIRS . SPIE Optics and Photonics 2011. Servidor de informes técnicos de la NASA . hdl : 2060/20110015241 .
  10. 1 2 3 "Balance de radiación de la Tierra" . CIMSS: Universidad de Wisconsin . Consultado el 25 de abril de 2023 .
  11. ↑ Wallace, Tim (12 de septiembre de 2016). "Los océanos están absorbiendo casi todo el exceso de calor del planeta" . The New York Times . Consultado el 12 de julio de 2023 .
  12. 1 2 "Ley de Stefan-Boltzmann y ley de radiación térmica de Kirchhoff" . tec-science.com . 25 de mayo de 2019. Consultado el 12 de julio de 2023 .
  13. ↑ "Base de datos de emisividad global de ASTER: 100 veces más detallada que su predecesora" . Observatorio Terrestre de la NASA. 17 de noviembre de 2014. Consultado el 10 de octubre de 2022 .
  14. ↑ "Iniciativa conjunta de base de datos de emisividad" . Laboratorio de Propulsión a Chorro de la NASA . Consultado el 10 de octubre de 2022 .
  15. ^ Wei, Peng-Sheng; Hsieh, Yin-Chih; Chiu, Hsuan-Han; Yen, Da-Lun; Lee, Chieh; Tsai, Yi-Cheng; Ting, Te-Chuan (6 de octubre de 2018). "Coeficiente de absorción de dióxido de carbono a través de la capa de la troposfera atmosférica" . Heliyón . 4 (10) e00785. Código Bib : 2018Heliy...400785W . doi : 10.1016/j.heliyon.2018.e00785 . PMC 6174548 . PMID 30302408 .  
  16. ↑ "Espectro de absorción de gases de efecto invernadero" . Universidad Estatal de Iowa . Consultado el 13 de julio de 2023 .
  17. 1 2 Pierrehumbert, RT (enero de 2011). "Radiación infrarroja y temperatura planetaria" (PDF) . Physics Today . American Institute of Physics. págs. 33–38 . 
  18. 1 2 3 Hartmann, Dennis L. (2016). Climatología física global (2.ª ed.). Elsevier. págs. 53–62 . ISBN   978-0-12-328531-7.
  19. 1 2 3 Oke, TR (2002-09-11). Climas de la capa límite . doi : 10.4324/9780203407219 . ISBN 978-0-203-40721-9.
  20. ↑ Manabe, S.; Strickler, RF (1964). "Equilibrio térmico de la atmósfera con un ajuste convectivo" . 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. ↑ Wallace, JM; Hobbs, PV (2006). Ciencias atmosféricas (2.ª ed.). Academic Press. ISBN  978-0-12-732951-2.
  22. ↑ Schmidt, GA ; R. Ruedy; RL Miller; AA Lacis (2010), "La atribución del efecto invernadero total actual" (PDF) , J. Geophys. Res. , vol. 115, n.º D20, págs. D20106, Bibcode : 2010JGRD..11520106S , doi : 10.1029/2010JD014287 , archivado del original (PDF) el 22 de octubre de 2011   , D20106. Página web archivada el 4 de junio de 2012 en Wayback Machine.
  23. ↑ Kiehl, JT; Trenberth, Kevin E. (1997). "Presupuesto energético medio global anual de la Tierra" . Boletín de la Sociedad Meteorológica Americana . 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. ↑ "Hoja informativa sobre nubes y radiación" . earthobservatory.nasa.gov . 1999-03-01 . Consultado el 2023-05-04 .
  25. 1 2 Wenhui Wang; Shunlin Liang; Augustine, JA (mayo de 2009). "Estimación de la radiación de onda larga ascendente de la superficie terrestre en cielos despejados con alta resolución espacial a partir de datos MODIS". 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 .  
  26. ↑ Gavin Schmidt (1 de octubre de 2010). "Midiendo el efecto invernadero" . NASA Goddard Institute for Space Studies - Science Briefs. Archivado del original el 21 de abril de 2021. Consultado el 13 de enero de 2022 .
  27. ↑ Schmidt, Gavin A.; Ruedy, Reto A.; Miller, Ron L.; Lacis, Andy A. (2010-10-16). "Atribución del efecto invernadero total actual". Journal of Geophysical Research . 115 (D20): D20106. Bibcode : 2010JGRD..11520106S . doi : 10.1029/2010jd014287 . ISSN 0148-0227 . S2CID 28195537 .  
  28. ↑ «Capítulo 7: El balance energético de la Tierra, las retroalimentaciones climáticas y la sensibilidad climática». Cambio climático 2021: Bases científicas físicas (PDF) . IPCC. 2021. Consultado el 24 de abril de 2023 .
  29. ↑ Raval, A.; Ramanathan, V. (1989). "Determinación observacional del efecto invernadero" . Nature . 342 (6251): 758– 761. Bibcode : 1989Natur.342..758R . doi : 10.1038/342758a0 . S2CID 4326910 . 
  30. ↑ Raval, A.; Ramanathan, V. (1990). "Determinación observacional del efecto invernadero" . Global Climate Feedbacks: Proceedings of the Brookhaven National Laboratory Workshop : 5–16 . Recuperado el 24 de abril de 2023 .
  31. 1 2 3 4 Pierrehumbert, Raymond T. (2010). Principios del clima planetario . Cambridge University Press. ISBN 978-0-521-86556-2.
  32. ↑ Hansel, Rudolf A.; et al. (1994). "Datos de radiancia de nivel 1 de IRIS/Nimbus-4 V001" . Centro de servicios de información y datos de ciencias de la Tierra Goddard (GES DISC), Greenbelt MD EE. UU . Recuperado el 14 de octubre de 2022 . 
  33. ↑ Price, AG; Petzold, DE (febrero de 1984). "Emisividades superficiales en un bosque boreal durante el deshielo". Arctic and Alpine Research . 16 (1): 45. doi : 10.2307/1551171 . ISSN 0004-0851 . JSTOR 1551171 .  
  34. ↑ Hanel, Rudolf A.; Conrath, Barney J. (10 de octubre de 1970). "Espectros de emisión térmica de la Tierra y la atmósfera a partir del experimento del interferómetro Michelson 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 de octubre de 1970). "El experimento del interferómetro infrarrojo en Nimbus 3". Journal of Geophysical Research . 75 (30): 5831– 5857. Bibcode : 1970JGR....75.5831C . doi : 10.1029/jc075i030p05831 . hdl : 2060/19700022421 .
  36. ↑ Jacobowitz, Herbert; Soule, Harold V.; Kyle, H. Lee; House, Frederick B. (30 de junio de 1984). "El experimento del balance de radiación terrestre (ERB): una visión general". Journal of Geophysical Research: Atmospheres . 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 (mayo de 1993). "El experimento Nimbus Earth Radiation Budget (ERB): 1975 a 1992". Boletín de la Sociedad Meteorológica Americana . 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 de junio de 2009). "Atenuación y brillo global: una revisión" . Journal of Geophysical Research . 114 (D10) 2008JD011470: D00D16. Bibcode : 2009JGRD..114.0D16W . doi : 10.1029/2008JD011470 . S2CID 5118399 . 
  39. ↑ "Presupuesto de radiación superficial de NASA GEWEX" . NASA . Consultado el 13 de julio de 2023 .
  40. ↑ "¿Qué es CERES?" . NASA . Consultado el 13 de julio de 2023 .
  41. 1 2 "Luz infrarroja MODTRAN en la atmósfera" . Universidad de Chicago . Consultado el 12 de julio de 2023 .
  • Centro de Diagnóstico Climático de la NOAA
  • Radiación térmica saliente del Observatorio Terrestre de la NASA
  • Oficina de Procesamiento y Distribución de Datos Satelitales, Presupuesto de Radiación en Wayback Machine (archivado el 5 de mayo de 2008)
  • Centro de Satélites Meteorológicos, Agencia Meteorológica de Japón en Wayback Machine (archivado el 27 de septiembre de 2007)
  • Balance energético planetario, geografía física