Atmosphärische Gegenstrahlung – einfach erklärt

Was ist atmosphärische Gegenstrahlung?

Die atmosphärische Gegenstrahlung ist der Anteil der Wärmestrahlung (langwellige Infrarotstrahlung), den die Atmosphäre in Richtung Erdboden abgibt. Sie ist ein wichtiger Bestandteil der Energiebilanz an der Erdoberfläche und trägt zum Treibhauseffekt bei. Sie heißt „Gegen“strahlung, weil sie dem Netto-Strahlungstransport von der Erde ins All entgegenwirkt und so die Strahlungsverluste der Erdoberfläche verringert. Je nach Teilgebiet der Physik wird der Begriff unterschiedlich interpretiert: Quantenmechanisch bezeichnet sie die Wärmestrahlung vom kalten zum warmen Körper, die untrennbar mit der intensiveren Strahlung in umgekehrter Richtung verbunden ist. Thermodynamisch ist sie ein Term in der Strahlungsbilanz, bei dem jeder Term nur von der Temperatur eines der betrachteten Körper abhängt; im idealisierten Treibhausmodell ist sie ein wesentlicher Bestandteil der Rechnung. Die von Treibhausgasen und Aerosolen ausgehende Wärmestrahlung hängt von der lokalen Temperatur (Stefan-Boltzmann-Gesetz) und von der spektralen Durchsichtigkeit ab. Sie wird isotrop, also gleichmäßig in alle Richtungen, abgestrahlt. Die den Boden erreichende Strahlung stammt für verschiedene Wellenlängen im Mittel aus verschiedenen Höhen und damit Temperaturbereichen. Im mittleren Infrarot kommt bei klarem Himmel ein größerer Anteil aus dem kalten Weltraum statt aus der Atmosphäre (Atmosphärisches Fenster). Gerade dort liegt aber das Strahlungsmaximum eines Schwarzen Strahlers bei der Temperatur des Erdbodens – der Boden ist ein gutes Modell dafür. Er erhält daher weniger Wärmestrahlung aus der Atmosphäre als er selbst ausstrahlt und kühlt nachts leicht unter die Temperatur der bodennahen Luft ab; dann können sich je nach Wetterlage Tau, Reif oder Bodenfrost bilden.

Woher kommt die Gegenstrahlung? Gase und Aerosole

Die Hauptbestandteile der Luft (Stickstoff N₂, Sauerstoff O₂, Argon Ar) sind IR-inaktiv: Sie werden durch Wärmestrahlung weder angeregt noch emittieren sie. Verschiedene mehratomige Spurengase absorbieren und emittieren dagegen sehr intensiv in charakteristischen Absorptionsbanden – sie sind die Treibhausgase. Wasserdampf und Ozon sind gewinkelte Moleküle mit statischem Dipolmoment; Methan und Kohlendioxid besitzen kein statisches Dipolmoment, erhalten aber durch Schwingungsanregung ein Übergangsdipolmoment und emittieren daher ebenfalls. Die langwelligen Spektrallinien entstehen nicht an der Elektronenhülle, sondern durch Übergänge zwischen Rotations- oder Schwingungszuständen der Moleküle; viele eng beieinander liegende Linien bilden eine Spektralbande. Wichtige Banden: Wasserdampf hat eine intensive Rotations-Schwingungs-Bande bei 5 bis 8 µm und seine Rotationsbande oberhalb von 17 µm. Kohlendioxid hat eine sehr intensive Bande zwischen 13 und 17 µm, eine relativ schwache Ozonbande liegt bei 9,6 µm. Bei einer angenommenen Temperatur von 288 K (ca. 15 °C, globale Durchschnittstemperatur) emittiert Luft in den Banden fast so effizient wie ein Schwarzer Körper derselben Temperatur, in den Lücken zwischen den Banden jedoch so gut wie gar nicht. Besonders ausgeprägt ist das „Fenster“ bei etwa 8 bis 13 µm, in dem praktisch keine Emission stattfindet (außer der schwachen Ozonbande nur ein sehr schwaches Wasserdampfkontinuum; schwache Banden von Methan und Distickstoffmonoxid fallen zwischen 7 und 8 µm). Luft ist also ein Wärmestrahler mit relativ geringer Effizienz. Nach dem kirchhoffschen Strahlungsgesetz absorbiert ein Strahler dort gut, wo er gut emittiert – das Emissionsspektrum ist zugleich das Absorptionsspektrum. Weil die Gase ihre Strahlung nach kurzer freier Weglänge wieder selbst absorbieren und erneut emittieren, stammt die am Boden eintreffende Gegenstrahlung bei klarem Himmel maximal aus einigen hundert Metern Höhe. Für ihre Intensität ist daher im Wesentlichen die bodennahe Lufttemperatur maßgebend (z. B. der Standard-Messwert der Wetterstationen in 2 m Höhe). Aerosole (Flüssigkeitströpfchen oder kleine Festkörper in der Luft) senden statt Linienspektren kontinuierliche Spektren aus und strahlen auch in den Lücken des Gasspektrums; in hinreichender Konzentration können sie die Gesamtstrahlung deutlich erhöhen. Die Summe aus Gas- und Aerosolstrahlung kann aber bei keiner Wellenlänge stärker sein als die Strahlung eines Schwarzen Strahlers. Von besonderer Bedeutung sind Wolken: Ihre Wassertröpfchen oder Eiskristalle sind praktisch Schwarze Strahler. Bei niedrigen Wolken entspricht die Temperatur der Wolkenunterseite (Kondensationsniveau) nahezu der von Wetterstationen gemessenen Taupunkttemperatur; bei ausreichender Dicke strahlen die Wolken mit dieser Temperatur. Deshalb kühlt die Erdoberfläche in bewölkten Nächten kaum ab – es herrscht Strahlungsgleichgewicht.

Messung der Gegenstrahlung

Zur Messung eignen sich Pyrgeometer: In einem Schutzgehäuse sitzt eine Thermosäule, deren geschwärzte Messfläche durch ein Fenster auf den Himmel gerichtet ist, während das andere Ende thermischen Kontakt mit dem Gehäuse hat. Das Fenster mit Interferenzfilter lässt nur Strahlung von 5 bis 25 µm durch, insbesondere keine Sonnenstrahlung. Die Messfläche gibt selbst Wärmestrahlung an den Himmel ab und erhält die Gegenstrahlung; je nach Bilanz erwärmt oder kühlt sie sich. Die Messspannung der Thermosäule ist proportional zu dieser Temperaturänderung und liefert über einen Kalibrierfaktor die momentane Strahlungsbilanz (z. B. −35,4 W/m²). Zusammen mit der separat gemessenen Gehäusetemperatur ergibt sich über das Stefan-Boltzmann-Gesetz die Eigenemission des Gerätes; die Gegenstrahlung ist dann die Summe aus Strahlungsbilanz und Eigenemission. Beispiel: Bei einer Wetterstation bei München am 6. Oktober 2005 trugen Nebeltröpfchen am Vormittag als effiziente Strahler zu ca. 370 W/m² bei; nach dem Aufklaren sanken die Werte auf etwa 300 W/m², weil die Atmosphärengase allein weniger effizient strahlen. Typische Werte: In Mitteleuropa schwankt die Gegenstrahlungsintensität im Jahresverlauf von unter 200 W/m² in klaren Winternächten bis deutlich über 400 W/m² an bedeckten Sommertagen. Über Jahr und Globus gemittelt liegt sie bei etwa 300 W/m². Dem gegenüber steht die langwellige Abstrahlung der Erdoberfläche mit im globalen Mittel etwa 373 W/m² (bei mittlerer Temperatur ca. 288 K), sodass der Boden im Mittel einem Verlust von etwa 70 W/m² unterliegt. Messungen erfolgen u. a. an den 50 Stationen des World Radiation Monitoring Center.

Rechnerische Modellierung

Da die Strahlungsmechanismen bekannten physikalischen Gesetzen folgen und die Eigenschaften der Treibhausgase gut erforscht sind, kann die Gegenstrahlung auch durch Modellrechnungen bestimmt werden, sofern der Zustand der Atmosphäre hinreichend genau bekannt ist. Kennt man den Atmosphärenzustand in verschiedenen Höhen, lässt sich die Gegenstrahlung am Boden recht genau durch Strahlungstransport-Rechnungen bestimmen; der Aufwand für die Daten (z. B. Radiosondenaufstiege) begrenzt aber den Vorteil der Methode. Weil die am Boden ankommende Strahlung maximal aus einigen hundert Metern Höhe stammt, genügt oft eine Abschätzung aus dem bodennahen Zustand. Dafür wurden empirische Formeln entwickelt: Die Haupteinflussgröße ist die Lufttemperatur in 2 m Höhe; die Konzentrationen der meisten Treibhausgase sind nahezu konstant und werden über feste Parameter erfasst. Lediglich der Wasserdampfgehalt ist stark variabel, daher berücksichtigen manche Formeln die Luftfeuchte. Zur Abschätzung bei wolkenlosem Himmel dient z. B. die Ångström-Formel: A(g,k) = σ T(St)⁴ · (0,790 − 0,174 · 10^(−0,041 hPa⁻¹ · e)). Bei vollständig bedecktem Himmel mit niedrigen Wolken strahlen die Wolken als Schwarze Strahler mit der Taupunkttemperatur: A(g,w) = σ T(d,St)⁴. Bei teilweise bewölktem Himmel gilt anteilig: A(g) = N · A(g,w) + (1 − N) · A(g,k). Dabei sind σ die Stefan-Boltzmann-Konstante, T(St) die Stationstemperatur (2 m Höhe), T(d,St) die Taupunkttemperatur, e der Wasserdampfpartialdruck an der Station und N der Bedeckungsgrad. Die so berechneten Werte für klaren und bedeckten Himmel stimmen im Messbeispiel von München gut mit den Messkurven überein.

Strahlungsbilanz: Tag, Nacht, Wolken – und das Beispiel Reif

Nachts bei klarem Himmel: Die Gegenstrahlung stammt hauptsächlich von den Atmosphärengasen. Der Boden emittiert praktisch als Schwarzer Strahler, während die atmosphärische Strahlung wegen der Lücken im Emissionsspektrum trotz ähnlicher Temperatur deutlich schwächer ist. Die terrestrische Ausstrahlung kann daher nur teilweise kompensiert werden, die Erdoberfläche kühlt ab – klare Nächte sind besonders kühl. Oberflächen (auch Hausdächer, Fassaden, Autoscheiben) kühlen dabei nicht nur unter die Luft-, sondern sogar unter die Taupunkttemperatur; Folge sind Tauwasserausfall und im Winter Reifbildung. In Wüstengegenden enthält die Luft kaum Wasserdampf, die Gegenstrahlung ist besonders schwach, und Wüstennächte sind sehr kalt. Taukappen an Fernrohren verringern die Unterkühlung der Objektivlinse, indem sie einen Teil des Himmels abdecken – die Linse empfängt dann von der besser strahlenden Taukappe mehr Strahlung als von der fast gleich warmen, aber schlechter strahlenden Atmosphäre. Nachts bei bedecktem Himmel: Wolken strahlen als gut strahlende Schwarze Strahler ähnlicher Temperatur; in gemäßigten Breiten beträgt die nächtliche relative Feuchte im Mittel etwa 80 % und mehr, die maßgebliche Taupunkttemperatur liegt nur knapp unter der Lufttemperatur. Die Strahlungsbilanz ist fast ausgeglichen, bedeckte Nächte sind wärmer, es fällt wenig oder kein Tau. Tagsüber gilt dieselbe, je nach Bewölkung mehr oder weniger unausgeglichene Bilanz; die zusätzlich einfallende kurzwellige Sonnenstrahlung wird aber überwiegend vom Erdboden absorbiert, weniger von der Atmosphäre. Die Erdoberflächentemperatur steigt über die Lufttemperatur, die gesamte Strahlungsbilanz des Bodens ist positiv. Beispiel Grashalm in einer klaren windstillen Herbstnacht: Lufttemperatur +5 °C, Luftfeuchte 90 %, konvektiver Wärmeübergangskoeffizient 5 W/m²K, Emissionsgrad des Grases 0,95. Die Oberseite strahlt gegen den klaren Himmel und gewinnt Gegenstrahlung sowie konvektiven Wärmestrom. Beim Wasserdampfpartialdruck von 7,85 hPa beträgt die Gegenstrahlung 240 W/m²; die Eigenemission der anfangs 5 °C warmen Oberfläche beträgt zunächst 322 W/m². Die Oberfläche kühlt ab, bis sich thermisches Gleichgewicht einstellt (Energiebilanz Null): Die berechnete Oberflächentemperatur beträgt −5,1 °C. Der Halm unterschreitet die Taupunkttemperatur (+3,5 °C), sodass Tau ausfällt, und den Gefrierpunkt, sodass sich Reif bildet. Es tritt Bodenfrost (konkret Strahlungsfrost) auf, obwohl die Luft deutlich über dem Gefrierpunkt liegt. In der Praxis fällt die Unterkühlung meist geringer aus: Wärmekapazität und Wärmereserven, die bei Tau- oder Reifbildung frei werdende Latentwärme, Wind (stärkere konvektive Wärmezufuhr) sowie terrestrische Objekte im Gesichtsfeld verlangsamen oder vermindern die Abkühlung. Pflanzen können durch eine Plane (strahlt stärker als die Luft, obwohl nur Lufttemperatur) oder einen „geschützten“ Platz in einer Mauerecke (sieht weniger Himmel) vor Strahlungsfrost geschützt werden. Ohne Gegenstrahlung würde die Erscheinung fast jede Nacht auftreten; mit hypothetischer Gegenstrahlung von 0 kühlte die Oberfläche auf −32 °C ab – das widerspräche jeglicher Alltagserfahrung und zeigt die wärmende Wirkung, die als natürlicher atmosphärischer Treibhauseffekt bezeichnet wird.

Treibhauseffekt

Die Erdoberfläche absorbiert im globalen und langfristigen Mittel etwa 175 W/m² an Sonnenstrahlung. Da sich die Erde langfristig weder erheblich erwärmt noch abkühlt, befindet sie sich im Strahlungsgleichgewicht und muss im Mittel denselben Wärmestrom abgeben. Bei einer mittleren Oberflächentemperatur von etwa 288 K strahlt sie nach dem Stefan-Boltzmann-Gesetz (angenommener Emissionsgrad 0,95, idealisierte Kugel mit einheitlicher Temperatur) 373 W/m² ab – deutlich mehr als die Sonnenstrahlung, was das Gleichgewicht scheinbar verletzt. Die Diskrepanz löst sich, wenn die Atmosphäre einbezogen wird: Der Boden empfängt im Mittel nicht nur 175 W/m² Sonnenstrahlung, sondern auch 300 W/m² Gegenstrahlung. Bei 475 W/m² Gewinn und 373 W/m² Verlust bleibt ein Wärmegewinn von etwa 100 W/m², den der Boden über Konvektion und Verdunstung an die Atmosphäre abgibt. Der Erdboden erhält also aus der Atmosphäre knapp doppelt so viel Wärmestrahlung wie von der Sonne. Ohne diese Zustrahlung würde nur eine geringere Abstrahlung und damit eine geringere Oberflächentemperatur möglich sein. Die übliche Überschlagsrechnung: Bei einer planetaren Albedo von 30 % werden insgesamt etwa 240 W/m² absorbiert; ohne Treibhauseffekt stünden sie im Gleichgewicht mit einer Abstrahlung bei −15 °C (Emissionsgrad 0,95) bzw. −18 °C (Emissionsgrad 1,0). Die rund 30 K Unterschied zu den tatsächlichen Verhältnissen werden dem Treibhauseffekt zugeschrieben. Zu unterscheiden ist ein Planet mit Atmosphäre, aber ohne Treibhauseffekt, von einem ohne Atmosphäre (wie beim Mond): Eine Atmosphäre streut Licht zurück in den Weltraum und erhöht damit die Albedo, während der solare Wärmegewinn des Bodens ohne Atmosphäre höher ist. Bei einer Oberflächenalbedo von 10 % ergeben sich mittlere Oberflächentemperaturen von 0 °C (Emissionsgrad 0,95) bzw. −3 °C (Emissionsgrad 1). Eine Atmosphäre und noch stärker eine Bewölkung verringern zwar den Anteil der Direktstrahlung, erhöhen aber durch die damit verbundene Gegenstrahlung die einfallende Strahlungsleistung am Boden und damit die Bodentemperatur. Darüber hinaus wirkt eine Atmosphäre ausgleichend: Winde transportieren Energie (meist polwärts), und die Wärmekapazität der Atmosphäre verringert den Unterschied zwischen Tag- und Nachttemperaturen. Der beschriebene Treibhauseffekt ist eine natürliche Konsequenz der atmosphärischen Eigenschaften und eine wesentliche Voraussetzung für die Entwicklung der Biosphäre. Änderungen des Treibhauseffekts sind Teil des als Strahlungsantrieb zusammengefassten Änderungen des Strahlungshaushalts gegenüber dem Referenzjahr 1750.