放射される長波放射

気候科学では、長波放射（LWR）は地球の表面、大気、雲から放射される電磁 熱放射です。地表放射とも呼ばれます。この放射はスペクトルの赤外線部分にありますが、太陽光に含まれる短波（SW）近赤外線とは異なります。 ^{[1] ：2251}

外向き長波放射（OLR）は、地球の大気圏上部から宇宙に放射される長波放射である。^{[1] ：2241}地球放射とも呼ばれる。外向き長波放射は惑星の冷却に重要な役割を果たしている。

長波放射の波長範囲は、一般的に 3～100 マイクロメートル (μm) です。太陽光と長波放射を区別するために、4 μm のカットオフが使用されることがあります。太陽光の 1% 未満が 4 μm を超える波長を持ちます。放射される長波放射の 99% 以上は、4 μm から 100 μm の間の波長を持ちます。^[2]

放射される長波放射によって運ばれるエネルギーのフラックスは、通常、ワット毎平方メートル（W⋅m ⁻²）の単位で測定されます。地球全体のエネルギーフラックスの場合、W/m ^2の値は、地球の表面上の総エネルギーフロー（ワットで測定）を地球の表面積5.1 × 10 ¹⁴  m ²（5.1 × 10 ⁸  km ² ; 2.0 × 10 ⁸ 平方マイル）で割ることによって得られます。^[3]

地球が宇宙にエネルギーを失う唯一の方法は、外向きの長波放射を放出することであり、これは地球が自らを冷却する唯一の方法です。 ^[4]吸収された太陽光からの放射加熱とOLRを介した宇宙への放射冷却は、大気の力学を駆動する熱機関に電力を供給します。^[5]

OLR（失われたエネルギー）と入射する太陽短波放射（得られたエネルギー）のバランスによって、地球が地球温暖化しているか寒冷化しているかが決まります（地球のエネルギー予算を参照）。^[6]

放射される長波放射（OLR）は地球のエネルギー収支の重要な要素を構成します 。^[9]

エネルギー保存の原理によれば、エネルギーは出現も消滅もしません。したがって、システムに入っても出て行かないエネルギーは、必ずシステム内に保持されます。したがって、地球上（地球の気候システム内）に保持されるエネルギーの量は、次の方程式で決まります。

[地球のエネルギーの変化] = [到着するエネルギー] − [去るエネルギー]。

エネルギーは吸収された太陽放射(ASR)の形で到着します。エネルギーは放射される長波放射 (OLR) として放出されます。したがって、地球の気候システムにおけるエネルギーの変化率は、地球のエネルギー不均衡(EEI)によって決まります。

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

エネルギーが放出されるよりも高い速度で到着する場合（つまり、ASR > OLR で、EEI が正になる）、地球の気候におけるエネルギー量は増加します。温度は、物質内の熱エネルギーの量の尺度です。したがって、このような状況では、温度は全体的に上昇する傾向があります（ただし、エネルギーの分布が変化すると、場所によっては温度が下がる場合があります）。温度が上昇すると、放出される熱放射の量も増加し、放出される長波放射（OLR）が増加し、エネルギー不均衡（EEI）が小さくなります。^[10]

同様に、エネルギーの流入速度が流出速度よりも遅い場合（つまり、ASR < OLR、つまりEEIが負の場合）、地球の気候におけるエネルギー量が減少し、気温が全体的に低下する傾向があります。気温が下がるとOLRも減少し、不均衡はゼロに近づきます。^[10]

このように、惑星はエネルギー不均衡を小さく保つために、自然に温度を絶えず調整します。吸収される太陽放射が放出されるOLRよりも多い場合、惑星は加熱されます。吸収されるOLRよりも多い場合、惑星は冷却されます。どちらの場合も、温度変化はエネルギー不均衡をゼロに近づけるように働きます。エネルギー不均衡がゼロの場合、惑星は放射平衡にあると言われます。惑星は自然に放射平衡に近い状態になる傾向があります。^[10]

近年、地球にエネルギーが流入する速度が流出する速度を上回っていることが観測されており、これは地球温暖化によるものです。エネルギーの不均衡は拡大しています。^{[7] [8]}海洋が温まり、地球の温度がエネルギーの不均衡を補うのに十分なほど変化するには、数十年から数世紀かかることがあります。^[11]

ほぼすべての物質は、その絶対温度の 4 乗に比例して 熱放射を放射します。

特に、放出されるエネルギーフラックス（W/m ²で測定）は、非黒体物質に対するシュテファン・ボルツマンの法則によって与えられる： ^[12]${\displaystyle M}$

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

ここで、は絶対温度、はシュテファン・ボルツマン定数、 は放射率です。放射率は 0 から 1 の間の値で、完全な黒体が放射する量と比較して放射がどれだけ少ないかを示します。 ${\displaystyle T}$${\displaystyle \sigma}$${\displaystyle \epsilon }$

地球表面の放射率は0.65～0.99の範囲（8～13ミクロンの波長範囲での観測に基づく）と測定されており、最も低い値は不毛の砂漠地帯である。放射率はほとんどの場合0.9を超えており、地球全体の平均表面放射率は約0.95と推定されている。^{[13] [14]}

空気中に最も多く含まれるガス（窒素、酸素、アルゴン）は、長波熱放射を吸収したり放出したりする能力がごくわずかです。したがって、空気が長波放射を吸収したり放出したりする能力は、水蒸気や二酸化炭素などの微量ガスの濃度によって決まります。^[15]

キルヒホッフの熱放射の法則によれば、物質の放射率は、与えられた波長において常にその吸収率に等しい。^[12]波長によっては、温室効果ガスは表面から放射される長波放射を100%吸収する。^[16]そのため、これらの波長では大気の放射率は1であり、大気は理想的な黒体とほぼ同じように熱放射を放射する。ただし、これは大気が長波放射を完全に吸収する波長にのみ当てはまる。^[要出典]

大気中の温室効果ガスは一部の波長で高い放射率を示すが、これは必ずしも宇宙に放射される熱放射の高率と一致するわけではない。これは、大気が一般に地表よりもはるかに低温であり、長波放射の放射率は温度の4乗に比例するからである。したがって、長波放射が放射される高度が高いほど、その強度は低くなる。^[17]

大気は太陽放射に対しては比較的透明ですが、長波放射に対してはほぼ不透明です。^[18]大気は通常、地表から放射される長波放射のほとんどを吸収します。^[19]長波放射が吸収されると、その放射が宇宙に到達するのを防ぎます。

大気が地表放射を吸収する波長では、吸収された放射の一部は、高高度の大気から放出される少量の熱放射に置き換えられます。^[17]

吸収されると、この放射によって伝達されたエネルギーはそれを吸収した物質に伝達されます。^[18]しかし、全体的には、対流圏の温室効果ガスは吸収するよりも多くの熱放射を放出するため、長波放射熱伝達は空気に対して正味の冷却効果をもたらします。^{[20] [21] : 139}

雲がないと仮定すると、宇宙に到達する地表放射のほとんどは大気の窓を通過します。大気の窓とは、8～11μmの電磁波波長スペクトルの領域で、大気が長波放射を吸収しない領域です（9.6～9.8μmのオゾン帯を除く）。^[19]

大気中の温室効果ガスは、大気中の長波放射の吸収の大部分を占めています。これらのガスの中で最も重要なのは、水蒸気、二酸化炭素、メタン、オゾンです。^[22]

ガスによる長波放射の吸収は、大気中のガスの特定の吸収帯に依存します。^[19]特定の吸収帯は、分子構造とエネルギーレベルによって決まります。温室効果ガスの種類ごとに、ガスが吸収できる特定の波長の放射に対応する独自の吸収帯のグループがあります。 ^{[引用が必要]}

OLRバランスは、大気中の雲、塵、エアロゾルの影響を受けます。雲は湧昇する長波放射の浸透を遮る傾向があり、高高度に浸透する長波放射のフラックスが低下します。^[23]雲は長波放射を吸収および散乱させる効果があり、そのため放射される長波放射の量を減らします。

雲には冷却効果と温暖化効果の両方がある。雲は太陽光を反射する（雲のアルベドで測定）ため冷却効果があり、長波放射を吸収するため温暖化効果がある。低い雲の場合、太陽放射の反射の方が効果が大きいため、これらの雲は地球を冷却する。対照的に、冷たい空気中の高い薄い雲の場合、長波放射の吸収の方が効果が大きいため、これらの雲は地球を温暖化する。^[24]

放射された長波放射と大気との相互作用は、吸収に影響を与える要因により複雑です。大気中の放射の経路も放射吸収を決定します。大気中の経路が長いほど、多くのガス層による累積的な吸収により吸収が大きくなります。最後に、吸収ガスの温度と高度も長波放射の吸収に影響します。^[要出典]

OLRは地球表面温度（つまり、表面の最上層の温度）、表面放射率、大気温度、水蒸気プロファイル、雲量の影響を受ける。^[9]

夜間および極地では、全波放射の正味量は長波放射によって支配される。^[25]夜間には太陽放射は吸収されないが、主に日中に吸収された太陽エネルギーの結果として、地表放射は放出され続ける。

地表から放射される長波放射（OLR）に対する外向きの長波放射（OLR）の減少が温室効果の核心である。^[27]

より具体的には、温室効果は、地表から放射されて宇宙に到達しない長波放射の量として定量的に定義することができます。2015年現在、地球上では地表から約398 W/m ²の長波放射が放射されていますが、宇宙に到達するOLRは239 W/m ²です。したがって、温室効果は398−239 = 159 W/m ²、つまり159/398 = 40%の地表放射が宇宙に到達しないことになります。^{[28] : 968, 934  [29] [30]}

温室効果ガス（二酸化炭素（CO ₂）、メタン（CH ₄）、亜酸化窒素（N ₂ O）、水蒸気（H ₂ O）など）の濃度が増加すると、さまざまな影響が生じます。特定の波長では、

• 吸収される表面放射の割合が増加し、OLR が減少します (その波長での表面放射の 100% がすでに吸収されている場合を除く)。
• 大気がその波長を宇宙に放射する高度が高くなると（大気がその波長に対して透明になる高度が高くなるため）、放射高度が対流圏内であれば、放射する空気の温度は低くなり、その結果その波長での OLR は減少します。

OLRの減少の大きさは波長によって異なります。特定の波長でOLRが減少しない場合でも（例えば、地表からの排出が100%吸収され、排出高度が成層圏にある場合など）、温室効果ガス濃度の増加により、吸収が弱い他の波長でOLRが大幅に減少する可能性があります。^[31]

OLRが減少すると、エネルギーの不均衡が生じ、受け取るエネルギーが失われるエネルギーを上回り、温暖化の影響を引き起こします。したがって、温室効果ガスの濃度が増加すると、地球の気候システムにエネルギーが蓄積され、地球温暖化に寄与します。^[31]

ガスの吸収率が高く、ガスの濃度が十分高い場合、特定の波長での吸収は飽和します。^[18]これは、上層大気に到達する前に、その波長で放射されたエネルギーを完全に吸収するのに十分なガスが存在することを意味します。^[要出典]

これは、このガスの濃度の増加が地球のエネルギー収支に追加的な影響を与えないことを意味すると誤って主張されることがある。この主張は、放射される長波放射が吸収される表面放射の量だけでなく、長波放射が宇宙に放射される高度（および温度）によっても決まるという事実を無視している。特定の波長で表面放射の100％が吸収されたとしても、その波長でのOLRは温室効果ガス濃度の増加によって減少する可能性がある。濃度が増加すると、大気はより高い高度から宇宙に長波放射を放射するからである。その高い高度の空気がより冷たい場合（対流圏全体でそうであるように）、宇宙への熱放射が減少し、OLRが減少する。^{[31] : 413}

吸収が「飽和」しているという含意についての誤った結論は、表面予算の誤謬、すなわち大気上端（TOA）のエネルギーバランスではなく、表面でのエネルギー交換に焦点を当てることから生じる誤った推論の例である。^{[31] : 413}

大気上層から放射される長波放射と地表に戻る長波放射の測定は、地球の気候システムにどれだけのエネルギーが保持されているかを理解するために重要です。たとえば、熱放射がどのように地表を冷やしたり温めたりするのか、このエネルギーがどのように分布して雲の発達に影響を与えるのかなどです。地表からのこの放射フラックスを観測することは、局所的および地球規模の両方の規模で地表温度を評価する実用的な方法も提供します。^{[33]このエネルギー分布が}大気の熱力学を推進します。

放射される長波放射（OLR）は、1970 年以来、一連の衛星ミッションと機器によって監視され、報告されてきました。

• 最も初期の観測は、ニンバス計画のために開発され、ニンバス3号とニンバス4号に搭載された赤外線干渉計分光計と放射計（IRIS）によるものでした。 ^{[34] [35]} これらのマイケルソン干渉計は、5～25μmの波長をカバーするように設計されました。
• ニンバス6号とニンバス7号に搭載された地球放射バランス（ERB）装置により、より優れた測定値が得られました。^{[36] [37]}
• これに続いて、NOAA-9、NOAA-10、地球放射収支衛星に搭載された地球放射収支実験スキャナと非スキャナ^{[説明が必要]} 、また、 Aqua、Terra、Suomi-NPP、NOAA-20に搭載された雲と地球の放射エネルギーシステムの計測器、およびメテオサット第2世代(MSG)衛星に搭載された静止地球放射収支計測器(GE​​RB)が続きました。

地表での長波放射（外向きと内向きの両方）は主に赤外計によって測定されます。地表長波放射を監視するための最も注目すべき地上ネットワークは、ベースライン地表放射ネットワーク（BSRN）であり、地球の暗化と明るくなることを研究するための非常に重要な、十分に較正された測定値を提供します。^[38]

地表長波放射と OLR に関するデータは、以下を含むさまざまなソースから入手できます。

• NASA GEWEX地表放射線予算（1983-2007）^[39]
• NASA雲と地球の放射エネルギーシステム（CERES）プロジェクト（2000-2022）^[40]

多くのアプリケーションでは、長波放射量の計算が必要です。外向きの長波放射による局所的な放射冷却、放射冷却の抑制（下向きの長波放射が上向きの長波放射によるエネルギー伝達を打ち消すことによる）、および入射する太陽放射による放射加熱によって、大気のさまざまな部分の温度とダイナミクスが左右されます。^{[引用が必要]}

機器によって特定の方向から測定された放射輝度を使用することで、大気の特性（温度や湿度など）を逆に推測することができます。これらの量の計算は、大気中の放射を記述する放射伝達方程式を解きます。通常、この解法は、特定の問題に適合した 大気放射伝達コードによって数値的に行われます。

もう一つの一般的なアプローチは、地表温度と放射率を使用して値を推定し、衛星の大気圏上端の放射輝度または輝度温度と比較することです。^[25]

さまざまな大気条件下で宇宙に到達すると予測される放射長波のスペクトルを見ることができるオンラインインタラクティブツールがあります。^[41]

• 有効温度
• 衛星温度測定
• 短波放射

• NOAA 気候診断センター
• NASA地球観測所の放射熱
• 衛星データ処理および配布局、放射線予算、Wayback Machineより(2008 年 5 月 5 日アーカイブ)
• 気象庁気象衛星センター（Wayback Machine）（2007年9月27日アーカイブ）
• 惑星エネルギーバランス、自然地理学