Outgoing longwave radiation

In climate science, longwave radiation (LWR) is electromagneticthermal radiation emitted by Earth's surface, atmosphere, and clouds. It is also referred to as terrestrial radiation. This radiation is in the infrared portion of the spectrum, but is distinct from the shortwave (SW) near-infrared radiation found in sunlight.^{[1]: 2251}

Outgoing longwave radiation (OLR) is the longwave radiation emitted to space from the top of Earth's atmosphere.^{[1]: 2241} It may also be referred to as emitted terrestrial radiation. Outgoing longwave radiation plays an important role in planetary cooling.

Longwave radiation generally spans wavelengths ranging from 3–100 micrometres (μm). A cutoff of 4 μm is sometimes used to differentiate sunlight from longwave radiation. Less than 1% of sunlight has wavelengths greater than 4 μm. Over 99% of outgoing longwave radiation has wavelengths between 4 μm and 100 μm.^[2]

The flux of energy transported by outgoing longwave radiation is typically measured in units of watts per metre squared (W⋅m⁻²). In the case of global energy flux, the W/m² value is obtained by dividing the total energy flow over the surface of the globe (measured in watts) by the surface area of the Earth, 5.1×10¹⁴ m² (5.1×10⁸ km²; 2.0×10⁸ mi²).^[3]

Emitting outgoing longwave radiation is the only way Earth loses energy to space, i.e., the only way the planet cools itself.^[4] Radiative heating from absorbed sunlight, and radiative cooling to space via OLR power the heat engine that drives atmospheric dynamics.^[5]

The balance between OLR (energy lost) and incoming solar shortwave radiation (energy gained) determines whether the Earth is experiencing global heating or cooling (see Earth's energy budget).^[6]

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):

${\displaystyle \mathrm {EEI} =\mathrm {ASR} -\mathrm {OLR} }$.

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 ]}

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

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

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

donde es la temperatura absoluta , es la constante de Stefan-Boltzmann y 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.${\displaystyle T}$${\displaystyle \sigma }$${\displaystyle \epsilon }$

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 ]}

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.

Although greenhouse gases in air have a high emissivity at some wavelengths, this does not necessarily correspond to a high rate of thermal radiation being emitted to space. This is because the atmosphere is generally much colder than the surface, and the rate at which longwave radiation is emitted scales as the fourth power of temperature. Thus, the higher the altitude at which longwave radiation is emitted, the lower its intensity.^[17]

The atmosphere is relatively transparent to solar radiation, but it is nearly opaque to longwave radiation.^[18] The atmosphere typically absorbs most of the longwave radiation emitted by the surface.^[19] Absorption of longwave radiation prevents that radiation from reaching space.

At wavelengths where the atmosphere absorbs surface radiation, some portion of the radiation that was absorbed is replaced by a lesser amount of thermal radiation emitted by the atmosphere at a higher altitude.^[17]

When absorbed, the energy transmitted by this radiation is transferred to the substance that absorbed it.^[18] However, overall, greenhouse gases in the troposphere emit more thermal radiation than they absorb, so longwave radiative heat transfer has a net cooling effect on air.^{[20][21]: 139}

Assuming no cloud cover, most of the surface emissions that reach space do so through the atmospheric window. The atmospheric window is a region of the electromagnetic wavelength spectrum between 8 and 11 μm where the atmosphere does not absorb longwave radiation (except for the ozone band between 9.6 and 9.8 μm).^[19]

Greenhouse gases in the atmosphere are responsible for a majority of the absorption of longwave radiation in the atmosphere. The most important of these gases are water vapor, carbon dioxide, methane, and ozone.^[22]

The absorption of longwave radiation by gases depends on the specific absorption bands of the gases in the atmosphere.^[19] The specific absorption bands are determined by their molecular structure and energy levels. Each type of greenhouse gas has a unique group of absorption bands that correspond to particular wavelengths of radiation that the gas can absorb.

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 ]}

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. Por último, 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 ]}

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.

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 ]}

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 provoca la acumulación de energía en el sistema climático de la Tierra, contribuyendo al calentamiento global . ^{[ 31 ]}

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.

It is sometimes incorrectly argued that this means an increase in the concentration of this gas will have no additional effect on the planet's energy budget. This argument neglects the fact that outgoing longwave radiation is determined not only by the amount of surface radiation that is absorbed, but also by the altitude (and temperature) at which longwave radiation is emitted to space. Even if 100% of surface emissions are absorbed at a given wavelength, the OLR at that wavelength can still be reduced by increased greenhouse gas concentration, since the increased concentration leads to the atmosphere emitting longwave radiation to space from a higher altitude. If the air at that higher altitude is colder (as is true throughout the troposphere), then thermal emissions to space will be reduced, decreasing OLR.^{[31]: 413}

False conclusions about the implications of absorption being "saturated" are examples of the surface budget fallacy, i.e., erroneous reasoning that results from focusing on energy exchange at the surface, instead of focusing on the top-of-atmosphere (TOA) energy balance.^{[31]: 413}

Measurements of outgoing longwave radiation at the top of the atmosphere and of longwave radiation back towards the surface are important to understand how much energy is retained in Earth's climate system: for example, how thermal radiation cools and warms the surface, and how this energy is distributed to affect the development of clouds. Observing this radiative flux from a surface also provides a practical way of assessing surface temperatures on both local and global scales.^[33] This energy distribution is what drives atmospheric thermodynamics.

Outgoing long-wave radiation (OLR) has been monitored and reported since 1970 by a progression of satellite missions and instruments.

• Earliest observations were with infrared interferometer spectrometer and radiometer (IRIS) instruments developed for the Nimbus program and deployed on Nimbus-3 and Nimbus-4.^[34][35] These Michelson interferometers were designed to span wavelengths of 5 to 25 μm.
• Improved measurements were obtained starting with the Earth Radiation Balance (ERB) instruments on Nimbus-6 and Nimbus-7.^[36][37]
• These were followed by the Earth Radiation Budget Experiment scanners and the non scanner on NOAA-9, NOAA-10 and Earth Radiation Budget Satellite; also, the Clouds and the Earth's Radiant Energy System instruments aboard Aqua, Terra, Suomi-NPP and NOAA-20, and the Geostationary Earth Radiation Budget instrument (GERB) instrument on the Meteosat Second Generation (MSG) satellite.

Longwave radiation at the surface (both outward and inward) is mainly measured by pyrgeometers. A most notable ground-based network for monitoring surface long-wave radiation is the Baseline Surface Radiation Network (BSRN), which provides crucial well-calibrated measurements for studying global dimming and brightening.^[38]

Data on surface longwave radiation and OLR is available from a number of sources including:

• NASA GEWEX Surface Radiation Budget (1983-2007)^[39]
• NASA Clouds and the Earth's Radiant Energy System (CERES) project (2000-2022)^[40]

Many applications call for calculation of long-wave radiation quantities. Local radiative cooling by outgoing longwave radiation, suppression of radiative cooling (by downwelling longwave radiation cancelling out energy transfer by upwelling longwave radiation), and radiative heating through incoming solar radiation drive the temperature and dynamics of different parts of the atmosphere.

By using the radiance measured from a particular direction by an instrument, atmospheric properties (like temperature or humidity) can be inversely inferred. Calculations of these quantities solve the radiative transfer equations that describe radiation in the atmosphere. Usually the solution is done numerically by atmospheric radiative transfer codes adapted to the specific problem.

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 ]}

• Temperatura efectiva
• Medición de temperatura por satélite
• radiación de onda corta

• NOAA Climate Diagnostics Center
• NASA Earth Observatory Outgoing Heat Radiation
• Office of Satellite Data Processing and Distribution, Radiation Budget at the Wayback Machine (archived May 5, 2008)
• Meteorological Satellite Center, Japan Meteorological Agency at the Wayback Machine (archived September 27, 2007)
• Planetary Energy Balance, Physical Geography