Atmosphärische Gegenstrahlung

miniatur|hochkant=2|Beispiel einer Modellrechnung von 2009 zur mittleren jährlichen Strahlungsbilanz der Erde für den Zeitraum von März 2000 bis Mai 2004. Die Berechnungen wurden aufgrund von Satellitendaten (CERES) erstellt. Die Breite der breiten Pfeile deutet die Proportionen des Energieflusses an., Fig. 1, S. 314. Die Gegenstrahlung ist rechts unten dargestellt. Die atmosphärische Gegenstrahlung ist der Anteil der Wärmestrahlung aus der Atmosphäre, der in Richtung der Erde abgestrahlt wird und dessen Energie somit im System der Erde verbleibt. Sie ist ein wichtiger Bestandteil der Energiebilanz an der Oberfläche und trägt zum Treibhauseffekt bei. Sie heißt Gegenstrahlung, da sie dem Netto-Strahlungstransport von der Erde in das All entgegengesetzt ist und so die Strahlungsverluste der Erdoberfläche verringert.R. Geiger, R.H. Aron, P. Todhunter: The Climate Near the Ground. 5th ed., Vieweg, Braunschweig 1995, ISBN 3-528-08948-2, S. 11: „Longwave radiation emitted by the atmosphere G is termed counterradiation (sometimes called longwave irradiance or atmospheric radiation) since it counteracts the terrestrial radiation loss from the surface.“

Je nach Teilgebiet der Physik ist die Größe Gegenstrahlung verschieden zu interpretieren: In der quantenmechanischen Betrachtung bezeichnet sie die Wärmestrahlung vom kalten zum warmen Körper – untrennbar mit der intensiveren Strahlung in umgekehrter Richtung verbunden. In der thermodynamischen Betrachtung bezeichnet die Gegenstrahlung einen der Terme in der Strahlungsbilanz, so dass alle Terme jeweils nur von der Temperatur eines der betrachteten Körper abhängen. Im idealisierten Treibhausmodell ist sie ein wesentlicher Bestandteil der Rechnung.

Beschreibung Die von Treibhausgasen und Aerosolen in einem Volumenelement ausgehende Wärmestrahlung hängt von der lokalen Temperatur ab, siehe Stefan-Boltzmann-Gesetz, und von der spektralen Durchsichtigkeit, siehe unten. Die Strahlung wird isotrop (gleichförmig in alle Richtungen) abgestrahlt. Die den Boden erreichende Gegenstrahlung stammt für verschiedene Wellenlängen im Mittel aus verschiedenen Höhen und damit Temperaturbereichen. Im mittleren Infrarot kommt bei klarem Himmel ein größerer Anteil der Strahlung aus dem kalten Weltraum anstatt der Atmosphäre (siehe Atmosphärisches Fenster). In diesem Wellenlängenbereich transportiert daher die Gegenstrahlung besonders wenig Energie. Gerade in diesem Bereich liegt bei der Temperatur der Erdoberfläche das Strahlungsmaximum eines schwarzen Strahlers, der ein gutes Modell für den Erdboden ist. Er erhält daher weniger Wärmestrahlung aus der Atmosphäre als er ausstrahlt und kühlt nachts leicht unter die Temperatur der bodennahen Luft ab. Dann kann sich, abhängig von den Wetterverhältnissen, Tau, Reif oder Bodenfrost bilden.

Strahlungsquellen Atmosphärengase Die Hauptbestandteile der Luft (N2, O2, Ar) sind IR-inaktiv, werden also durch Wärmestrahlung weder angeregt noch emittieren sie solche. Verschiedene mehratomig aufgebaute Spurengase absorbieren und emittieren jedoch in charakteristischen Absorptionsbanden sehr intensiv und stellen damit Treibhausgase dar. Wasserdampf und Ozon sind gewinkelte Moleküle mit statischem Dipolmoment. Methan und Kohlendioxid besitzen aufgrund ihres symmetrischen Aufbaus kein statisches Dipolmoment, erhalten jedoch durch Schwingungsanregung ein Übergangsdipolmoment und emittieren daher.

mini|Spektrum der Gegenstrahlung (blau) bei klarem Himmel Die hier betrachteten im langwelligen Infrarot gelegenen Spektrallinien entstehen nicht bei Übergängen zwischen verschiedenen Energieniveaus der Elektronenhülle, sondern bei Übergängen zwischen verschiedenen Rotations- oder Schwingungszuständen des Moleküls (siehe Molekularphysik). Solche Übergänge erzeugen typischerweise in einem begrenzten Wellenlängenbereich eine Vielzahl nahe beieinander liegender Spektrallinien; eine solche Ansammlung von Spektrallinien nennt man eine Spektralbande. Wasserdampf besitzt eine intensive Rotations-Schwingungs-Bande im Bereich von 5 bis 8 μm, während seine Rotationsbande die Wellenlängen oberhalb von 17 μm belegt. Kohlendioxid besitzt eine ebenfalls sehr intensive Bande zwischen 13 und 17 μm. Eine relativ schwache Bande des Ozons liegt bei 9,6 μm.F. Möller: Einführung in die Meteorologie. Band 2: Physik der Atmosphäre. Bibliographisches Institut, Mannheim 1973, ISBN 3-411-00288-3, S. 51.

Die nebenstehende Abbildung zeigt das beschriebene atmosphärische Bandenspektrum als Emissionsspektrum von Luft bei einer angenommenen Temperatur von 288 K (ca. 15 °C, globale Durchschnittstemperatur). Die hier schematisch als durchgehende Flächen (blau) dargestellten Banden bestehen in Wirklichkeit aus einer Vielzahl von eng aneinanderliegenden und einander teilweise überlappenden Spektrallinien. Der Vergleich mit dem Emissionsspektrum eines Schwarzen Körpers derselben Temperatur (hellbraun) zeigt, dass die Luft im Bereich der Banden fast so effizient emittiert wie der Schwarze Körper, in den Lücken zwischen den Banden jedoch so gut wie gar nicht. Insbesondere gibt es ein ausgeprägtes „Fenster“ im Bereich von etwa 8 bis 13 μm, in dem praktisch keine Emission stattfindet (außer der schwachen Ozonbande liegt im Fenster lediglich ein sehr schwaches Wasserdampfkontinuum; die schwachen Banden von Methan und Distickstoffmonoxid fallen in den Bereich zwischen 7 und 8 μm auf der Flanke der linken WasserdampfbandeW. Roedel: Physik unserer Umwelt: Die Atmosphäre. 2. Auflage, Springer, Berlin 1994, ISBN 3-540-57885-4, S. 40.).

Die insgesamt von der Luft abgegebene thermische Strahlungsleistung ist daher geringer als die von einem Schwarzen Körper derselben Temperatur emittierte Leistung. Luft ist ein Wärmestrahler mit relativ geringer Effizienz.

Da wegen des kirchhoffschen Strahlungsgesetzes ein Strahler bei denjenigen Wellenlängen, bei denen er gut emittiert, auch gut absorbiert, stellt die Abbildung gleichzeitig das Absorptionsspektrum von Luft gegenüber thermischer Strahlung dar.

Darum durchlaufen die Emissionen der Gase nur eine kurze freie Weglänge, bevor sie von den Gasen wieder absorbiert und erneut emittiert werden. Die von höheren Luftschichten in Richtung Erdboden emittierte Strahlung wird nach kurzer Strecke von den tieferliegenden Luftschichten absorbiert und trägt zu deren Erwärmung bei, erreicht aber den Erdboden nicht. Dorthin gelangt sie erst nach mehreren Absorptions- und Reemissionszyklen. Die am Erdboden eintreffende Gegenstrahlung stammt bei klarem Himmel deshalb maximal aus einigen hundert Metern HöheR. Geiger, R. H. Aron, P. Todhunter: The Climate Near the Ground. 5. Auflage, Vieweg, Braunschweig 1995, ISBN 3-528-08948-2, S. 21. und damit aus einer Luftschicht, in der sich die Temperatur nur geringfügig gegenüber dem bodennahen Wert ändert. Für die am Erdboden ankommende Strahlungsintensität ist daher im Wesentlichen die bodennahe Lufttemperatur maßgebend, wie etwa der von Wetterstationen standardgemäß in 2 m Höhe bestimmte Lufttemperatur-Messwert.

Aerosole In der Atmosphäre enthaltene Aerosole (also Flüssigkeitströpfchen oder kleine Festkörper) senden keine Linienspektren, sondern kontinuierliche Spektren aus (vgl. das Schwarzkörperspektrum in obiger Abbildung) und strahlen daher auch in den von den Emissionslinien der Gase gelassenen Lücken des Spektrums. Sie können in hinreichender Konzentration die Gesamtstrahlung deutlich erhöhen und das Strahlungsdefizit gegenüber einem Schwarzen Körper stark vermindern (die Summe aus Atmosphären- und Aerosolstrahlung kann aber aus thermodynamischen Gründen bei keiner Wellenlänge stärker als die Strahlung eines Schwarzen Strahlers sein).

Von besonderer Bedeutung sind Wolken, deren Wassertröpfchen oder Eiskristalle praktisch Schwarze Strahler darstellen. Bei niedrig liegenden Wolken entspricht die Temperatur der Wolkenunterseite (Kondensationsniveau) in guter Näherung der von einer Wetterstation (üblicherweise in 2 m Höhe) gemessenen Taupunkttemperatur. Bei hinreichender Dicke der Bewölkungsschicht strahlen die Wolken als Schwarze Strahler mit dieser Temperatur. Aus diesem Grund kühlt die Erdoberfläche in bewölkten Nächten kaum ab – es herrscht ein Strahlungsgleichgewicht.

Messung mini|Ein Pyrgeometer zur Messung der Gegenstrahlung

Zur Messung der Gegenstrahlung eignen sich unter anderem so genannte Pyrgeometer: In einem Schutzgehäuse ist eine Thermosäule untergebracht, deren eines Ende (die Messfläche) geschwärzt und durch ein Fenster auf den Himmel ausgerichtet ist, während das andere Ende thermischen Kontakt mit dem Gehäuse hat. Das mit einem Interferenzfilter ausgestattete Fenster lässt nur Strahlung im Wellenlängenbereich von 5 bis 25 μmKipp & Zonen (Hrsg.): Instruction Manual CG1/CG2 Pyrgeometer / Net Pyrgeometer. Delft 1992. passieren (insbesondere also keine Sonnenstrahlung). Die Messfläche gibt aufgrund ihrer Temperatur Wärmestrahlung gegen den Himmel ab und erhält von dort die Gegenstrahlung zugesandt. Je nach Bilanz zwischen aus- und eingehender Strahlung erwärmt sich die Messfläche oder kühlt sich ab. Die von der Thermosäule abgegebene Messspannung ist proportional zu dieser Temperaturänderung und erlaubt mittels eines geeigneten Kalibrierfaktors die momentane Strahlungsbilanz zu ermitteln (z. B. −35,4 W/m²). Mit der gleichzeitig separat gemessenen Gehäusetemperatur kann über das Stefan-Boltzmann-Gesetz die Eigenemission des Gerätes bestimmt werden. Da die gemessene Strahlungsbilanz die Differenz aus Gegenstrahlung und Eigenemission ist, lässt sich die Gegenstrahlung als Summe aus Strahlungsbilanz und Eigenemission ermitteln.

mini|Verlauf der gemessenen Gegenstrahlung am 6. Oktober 2005

Die rote Kurve im nebenstehenden Diagramm zeigt den auf diese Weise von einer Wetterstation bei München gemessenen Verlauf der Gegenstrahlung am 6. Oktober 2005. Während des Vormittags herrschte Hochnebel. Die Nebeltröpfchen trugen als effiziente langwellige Strahler zu relativ hohen Strahlungswerten von ca. 370 W/m² bei. Gegen Mittag löste sich der Nebel auf und ließ einen klaren Himmel zurück. Die Atmosphärengase alleine sind weniger effiziente langwellige Strahler, die Strahlungswerte gingen daher merklich zurück, auf etwa 300 W/m². Die graue und die blaue Kurve wurden zum Vergleich für bedeckten bzw. klaren Himmel mittels empirischer Strahlungsmodelle (siehe unten) aus den gleichzeitig gemessenen Temperaturen und Luftfeuchten berechnet.

Die im Laufe eines Jahres an einem typischen Standort in Mitteleuropa anzutreffende Variationsbreite der Gegenstrahlungsintensität reicht von unter 200 W/m² in klaren Winternächten bis deutlich über 400 W/m² an bedeckten Sommertagen.H. Häckel: Meteorologie. Ulmer, Stuttgart 1999, ISBN 3-8001-2728-8, S. 184, Tab. 14. Über das Jahr und den ganzen Globus gemittelt beträgt die Intensität der Gegenstrahlung etwa 300 W/m².W. Roedel: Physik unserer Umwelt: Die Atmosphäre. 2. Auflage, Springer, Berlin 1994, ISBN 3-540-57885-4, S. 37f. Im Vergleich dazu erreicht die langwellige Abstrahlung der Erdoberfläche im globalen Mittel (unter Annahme einer mittleren Temperatur von ca. 288 K) etwa 373 W/m², so dass der Erdboden im Mittel einem Verlust von etwa 70 W/m² infolge langwelliger Abstrahlung unterliegt.

Eine Messung von u. a. der atmosphärischen Gegenstrahlung findet z. B. an den 50 Stationen des World Radiation Monitoring Center statt.

Rechnerische Modellierung