Grundlagen der Strahlungsmesstechnik

1. Grundlagen

Innerhalb der in der Meteorologie interessierenden Größen nimmt die Strahlung einen wichtigen Platz ein, da einerseits die Sonnenstrahlung die primäre Energiequelle des atmosphärischen Geschehens ist, und andererseits die verschiedenen Strahlungsströme einen wesentlichen Teil des Energietransports in der Atmosphäre bestreiten. Diese Strahlungsströme, mit dem physikalischen Namen Strahlungsflussdichten, d.h. in der Zeiteinheit durch die horizontale Flächeneinheit tretende Strahlungsenergie, werden in W/m2 angegeben. Zusätzlich hat in den letzten Jahren die UV-Strahlung an Interesse gewonnen.

2. In der Meteorologie verwendete Strahlungsflussdichten

Strahlung ist wellenlängenabhängig (Plancksches Gesetz), was zum Beispiel bei Fernerkundung durch Strahlungsmessung am Satelliten genutzt wird. Da im meteorologischen Umfeld die Strahlung jedoch immer unter ihren energetischen Aspekten behandelt wird, ist die über die Wellenlänge integrierte Strahlung von Interesse (Stefan-Boltzmannsches Gesetz). Bezüglich der spektralen Verteilung lassen sich die meteorologisch bedeutsamen Strahlungsflussdichten in zwei Bereiche, die solare und die terrestrische Strahlung, trennen.

2.1 Solare Strahlung

Die kurzwellige Strahlung im Bereich von etwa 0.3…3 µm stammt primär von der Sonne und wird deshalb als solare Strahlung bezeichnet. Am Oberrand der Atmosphäre treffen im Mittel 1367 Wm2 (Solar­konstante) ein, von denen ein Teil in der Atmosphäre absorbiert oder nach oben bzw. unten gestreut wird. Die nach unten aus der Atmosphäre austretende solare Strahlung besteht daher aus direkter und diffuser Strahlung, die zusammen als Globalstrahlung bezeichnet werden.

1. Die Direkte Sonnenstrahlung S = l sin(h)
Dabei ist l die auf eine senkrecht zur Strahlungsrichtung ste­hende Fläche fallende Sonnenstrahlung und h die Sonnenhöhe (Winkel!). Häufig wird die Position der Sonne auch über ihren Zenitwinkel ? beschrieben. Dann gilt S = l cos(?) und die dadurch bewirkte Änderung der solaren Strahlung auf die horizontale Fläche wird als „KosinusGesetz" bezeichnet. Bei dichten Wolken oder einer Wolke vor der Sonne ist diese nicht erkennbar, d.h. S = 0. In Fällen in denen keine Wolke die Sonne verdeckt ist S größer als D, außer bei niedrig stehender Sonne, wo die direkte Sonne durch den langen Weg durch die Atmosphäre geschwächt wird. (Verschiebung der Sonnenfarbe ins Rot).

2. Die Diffuse Sonnenstrahlung D (Himmelsstrahlung)
Dies ist die von den Molekülen, Aerosol- und Wolkenteilchen in der Atmosphäre gestreute solare Strahlung.

3. Globalstrahlung G
ist der übliche Name für die gesamte unten aus der Atmosphäre austretende solare Strahlung: G = S + D, egal um was für eine meteorologische Situation es sich handelt. Die auf den Boden treffende Globalstrahlung wird teilweise reflektiert, der Rest wird absorbiert.

4. Die Reflektierte Globalstrahlung R
ist die von der Erdoberfläche reflektierte Strahlung, ebenfalls eine Strahlungsflussdichte in W/m2. Das Reflexionsvermögen natürlicher Oberflächen ist in erster Näherung isotrop und unabhängig vom Sonnenstand. Damit wird das Reflexionsvermögen einer Oberfläche - außer für Wasser wegen der dort vorhandenen spiegelnden Komponente - als konstant angesetzt. Damit ändert sich R proportional zu G; es gilt R= a G. Dabei ist a der Reflexionsgrad der Fläche, der für die hier betrachtete spektrale Mittelung über den solaren Spektralbereich den Namen Albedo a erhält. Bei bekanntem a kann R aus G bestimmt werden. Es ist deshalb routinemäßig nicht nötig, R zu messen. Die Werte der Albedo für natürliche Oberflächen liegen zwischen 6 % und 15 % für den Ozean nach Sonnenstand und Bedeckungsgrad, rund 10 % für Wald, rund 20 % für Wiese und Asphalt und rund 50 % für beschneite Flächen. Höhere Werte für Schnee gelten nur für frischen Schnee in großen Arealen, in denen kein Bewuchs oder ähnliches die Schneedecke durchbricht.

5. Solare Strahlungsbilanz Qs
der Erdoberfläche ist die von dieser Fläche absorbierte Strahlung, als Bi­lanz zwischen dem was ankommt und dem was durch Reflexion wieder abgestrahlt wird. Dies ist die Energie pro Fläche und Zeit, wieder in W/m2, die für die Umsetzung in andere Energieformen zur Verfügung steht . Da die Strahlung auf die Erdoberfläche fällt, d.h. auf ein undurchlässiges Medium, so dass nur reflektiert oder absorbiert werden kann, gilt: a + es =1 (der solare Emissionskoeffizient ist gleich dem solaren Absorptionskoeffizient) und damit

Qs = G - R = es. - G = (1 - a) • G = (1 - a) • (S + D)

2.2 Terrestrische Strahlung

Die langwellige Strahlung im Bereich von etwa 4…60 µm stammt vor allem von irdischer Materie, d.h. vom Boden und den Bestandteilen der Atmosphäre, die nach dem Stefan-Boltzmann-Gesetz entspre­chend ihrer Temperatur strahlen. Sie wird deshalb als terrestrische Strahlung bezeichnet. Man unter­scheidet:

1. Die atmosphärische Gegenstrahlung A, 

die nach unten gerichtete terrestrische Strahlung der Atmo­sphäre, d.h. die Temperaturstrahlung der atmosphärischen Gase (hauptsächlich Wasserdampf und Koh­lendioxyd) und der Wolken. Diese kommt aus dem ganzen Halbraum und hat damit keine Vorzugsrich­tung wie die direkte Sonnenstrahlung bei der solaren Strahlung.

2. Die Ausstrahlung von der Erdoberfläche. 
 
E = et• s • T?4.  Dabei ist et der mittlere Emissionsgrad im terrestrischen Bereich, der entsprechend dem Kirchhoffschen Gesetz gleich dem terrestrischen Absorptionsgrad ist. a =5.66956 10-8 W• m2&#= 8226;K-4 ist die Konstante des Stefan-Boltzmannschen Strahlungsgesetzes und TB die (absolute) Temperatur der Erdoberfläche.

3. Die reflektierte Gegenstrahlung.

Wenn der Emissionsgrad nicht et =1 ist, d.h. wenn der Boden in seinem Emissionsverhalten nicht als „schwarzer Körper" verstanden werden kann, wird ein Teil der Gegenstrahlung reflektiert, es ergibt s ich die langwellige Reflexstrahlung, r =(1 - et) A. Diese bildet zusammen mit der eigentlichen Ausstrahlung des Bodens die von der Erdoberfläche kommende Wärmestrahlung, die sich damit additiv aus den zwei Gliedern E und r zusammensetzt, welche aber nur mit aufwendigen Messmethoden getrennt werden können. Vielfach sieht man die Erdoberfläche im langwelligen Bereich als schwarz an, da bei allen natürlichen Oberflächen außer einigen wenigen Gesteinsarten, et ~ 1 ist. Da somit gleichzeitig r vernachlässigt wird, wird der kleine Fehler noch vermindert, im Rahmen der Messgenauigkeit sogar kompensiert.

4. Die terrestrische Strahlungsbilanz

st wiederum die Differenz zwischen der am Boden ankommenden und der vom Boden weggehenden Strahlung: Qt = A - E - r   Mit der angenommenen Vereinfachung e >t<et = 1 ergibt sich: 

Qt = A - E = A - s-TB4

2.3 Strahlungsbilanz

Die Strahlungsbilanz Q als Summe von Qs und Qt gibt an, welche Strahlungsenergie an der Erdoberflä­che insgesamt zur Umwandlung in andere Energieformen verfügbar ist:

Q = Qs + Qt = S + D - R + A - E - r = (1 - a) -G + et • (A - s-TB4) = (1 - a) -G + A - s-TB4)

Q enthält über a, et und TB Eigenschaften der Bodenoberfläche: Eine von diesen Einflüssen freie Größe ist die Effektivstrahlung Qeff = S + D + A - s TL4, das heisst die Strahlungsbilanz einer horizontalen schwarzen Fläche (a = 0, e = 1) mit Lufttemperatur TL. Als weitere Größe wird die (nächtliche) effektive Ausstrahlung Eeff = sTL4 - A verwendet, die sich bei fehlender solarer Strahlung (S + D = 0) als negativer Wert von Qeff ergibt. Diese unterscheidet sich von der langwelligen Strahlungsbilanz des als völlig schwarz angesehenen Bodens Ql = A - s-TB4 außer durch das Vorzeichen auch um σTB4 -σTL4 = as(?B - ?L, wobei as der Strahlungsübergangskoeffizient (5.6 W-m-2K~1, ?B die Boden-und ?L die Lufttemperatur sind.

Die vorgestellten Strahlungsflussdichten ändern sich natürlich mit der Tages- und Jahreszeit, aber auch mit der Witterung (Bewölkung). Als charakteristische Jahresmittelwerte für die Erde können gelten (alle werte in W/m2):                  

Globalstrahlung  

S + D

104

154

Reflexstrahlung

R

  20

  17

kurzw. Strahlungsbilanz

Q

  84

137

Gegenstrahlung

A

320

335

Ausstrahlung 

357 

390

langw. Strahlungsbilanz   

Qt

-37

-55

Strahlungsbilanz

 47

 82

Diese Jahresmittelwerte zeigen, wie klein die wirklich zur Umsetzung in andere Energieformen am Boden verfügbare Strahlungsflussdichte Q ist, vor allem wenn man sie mit der im Mittel auf die Flächeneinheit der Erde einfallenden extraterrestrischen Sonnenstrahlung von 342 W m-2 vergleicht.

3.0 Spektrale W ichtung

Für den Menschen von Bedeutung ist die sichtbare und die UV-Strahlung.Die sichtbare Strahlung wird durch die Empfindlichkeit bestimmt, mit der das Auge auf Strahlung reagiert. Die der radiometrischen Einheit W m-2Strahlungsflussdichte, die den energetischen Aspekt der Strahlung beschreibt und in der Meteorologie gebraucht wird) entsprechende photometrische Einheit ist das Lux (ab= gek. lx - Beleuchtungsstärke, die den Licht- oder Helligkeitseindruck beschreibt). Die von der Wellenlänge abhängige Hellempfindlichkeit des menschlichen Auges s hat ihren größten,auf 1 normierten, We= rt bei 0.555 µm. Hier gilt: 1 Ix =3D 1.47 10= -3W m-2. Bei anderen Wellenlängen sind die spektrale Hell­e= mpfindlichkeit s und der Umrechnungsfaktor f kleiner. Werte für monochromatische Strahlung gibt die folgende Tabelle:

?

0,4

0,45

0,5

0,55

0,60

0,65

0,70

0,75

µm

s

0,04

3,8

32,3

99,5

63,1

10,7

0,41

0,01

%

f

0,3

26,0

221

682

432

75,0

2,8

0,10

lx(W m2)

Für eine nichtmonochromatische Strahlung kann man f nur angeben, we= nn man ihre spektrale Zusammensetzung kennt. Für die Globalstrahlung bei = hochstehender Sonne ("Tageslicht") ist f et= wa 100 lx/(W-m-2). der "Tageslichtfaktor".

Es soll noch einmal betont werden, dass der sichtbare Spektralbereich, d= er etwa von 0.4…0.8 µm geht, nicht mit dem solaren Spektralbereich identisch ist. Zu längeren Wellenlängen schließt sich an den sichtbaren Bereich der Infrarot-Bereich (> 0.8 µm) an, in dem fast= 50 % der Sonnenstrahlung liegen.

 

Der Bereich Ultraviolett oder UV-Strahlung (< 0.4 µm), das heißt, der Bereich mit kürzeren Wellenlängen als das sichtb= are Licht beinhaltet zwar nur rund 5 % der solaren Strahlung, ist aber wichtig wegen der photobiologischen und photochemischen Prozesse, die diese Strahlung auslösen kann. Ähnlich wie beim sichtbaren Licht wird auch diese Strahlung üblicherweise entsprechend ihrer spektralen Wirkung gewichtet. Dies ist im UV besonders notwendig, weil durch die starke Absorption von Oz= on die spektrale Bestrahlungsdichte innerhalb von 30 nm von 320 nm bis zu 290 nm um rund 5 Zehnerpotenzen abnimmt. Auf der anderen Seite nimmt die biologische Wirkung im umgekehrten Masse zu, so dass nur unter Berücksichtigung derartiger Wichtungen die Wirkung der UV-Strahlung richtig beschrieben werden kann. Eine typische Wichtung ist die für den Sonnnenbrand, das Erythem. Diese wird stellvertretend für viele biologische UV-Wirkungen genommen und geht auch in den von der WMO und WHO eingeführten UV-Index ein. Diese Größe, UVI, ist definiert als die erythem-gewichtete UV-Strahlung in W/m2 multipliziert mit 40 1/W/m2. Damit ist der UVI eine dimensionslose Größe die UV-Strahlungsflussdichten beschreibt und die in Deutschland Werte zwischen 0 und 8, auf der Zugspitze= mit Sonne und Schnee bi

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