Terrestrisk stråling

 

Solen sender ut energi i form av elektromagnetisk stråling som spres ut i verdensrommet. Sollys er en form for elektromagnetisk stråling som er synlig for det menneskelige øyet.^[1] Det er flere måter å måle denne strålingen på, en kan for eksempel uttrykke den ved hjelp av irradians eller bølgelengde. Irradians forteller om strålingens effekt per flateenhet, og måles i W/m². Bølgelengde har å gjøre med strålingens bølgeegenskaper, og måles i μm (mikrometer). Strålingen fra solen er av forskjellige typer. Disse har ulike bølgelengder og dermed ulik energiintensitet, slik at kort bølgelengde innebærer sterk energiutstråling, mens lengre bølgelengder gir svakere stråling. Den sterkeste strålingen fra solen har bølgelengde rundt 0,5 μm.^[2] Termisk- eller infrarød varmestråling er langbølget elektromagnetisk stråling som ikke er synlig for det menneskelige øyet.

Når solstrålene kommer ned mot jordoverflaten, vil en del av dem reflekteres og en annen del absorberes.^[1] Det samme gjelder i atmosfæren der det også skjer refleksjon og absorpsjon av sollyset.^[3] Et legemes evne til å absorbere kalles absorptivitet og evne til å reflektere kalles reflektivitet eller også albedo for landjordens del. Begge disse størrelsene vil være et tall mellom 0 og 1. Generelt vil refleksjon og absorpsjon være avhengig av bølgelengden til lyset. Det er dermed mulig at en flate som er sterkt reflekterende for en bølgelengde, er sterkt absorberende for en annen bølgelengde. Gress reflekterer bølgelengder som tilsvarer lys med grønn, gul og blå farge sterkere enn lys med rød og oransje farge, dermed oppfattes gresset som grønt av det menneskelige øyet.^[1]

Absorpsjon og refleksjon avhenger som regel også av vinkelen til den innkommende strålingen. Som et eksempel vil sollys i rett vinkel på en klar vannflate reflekteres med rundt 2 %, men om solen står lavt på himmelen vil nær 100 % av lyset reflekteres. For en hvilken som helst bølgelengde og innfallsvinkel for strålingen, vil reflektivitet og absorpsjon tilsammen være lik 1. Imidlertid er det i praktiske forhold slik at naturlige flater reflekterer uavhengig av innfallsvinkelen.^[1]

Når jordoverflaten mottar kortbølget stråling, for eksempel i form av sollys, vil dens absorpsjon ha stor betydning for graden av oppvarming. Altså oppvarming som øker jordoverflatens og den nærliggende luftens temperatur. En nypløyd mark absorberer 30 % mer solstråling enn en tørr kornåker og ni ganger mer enn om jordoverflaten var dekket av nysnø. Når jordoverflaten blir oppvarmet av sollys blir mye av varmen overført til atmosfæren. Dette skjer på tre forskjellige måter: For det første vil noe bli overført som følbar varme, en annen del overføres som latent varme ved at fukt i jordoverflaten fordamper og stiger opp, og den tredje mekanismen er at jordoverflaten avgir langbølget stråling, altså terrestrisk stråling.^[4][5]

Et fenomen som oppstår der områder av landjorden har forskjellig albedo er termisk oppdrift. Om to landområder med tørr bar bakke ligger nær hverandre og har forskjellig albedo, vil den mørkeste få høyest temperatur. Varmen overføres til luften rett over og denne stiger vertikalt opp på grunn av termisk oppdrift. Fra det lysere området ved siden av, som har lavere temperatur, vil det strømme til kald luft som erstatter den oppadstigende varme luften. Det etableres derved lokal luftsirkulasjon i slike tilfeller. Dette kan gi oppadstigende luftstrømmer langt opp i luften over.^[6]

Den terrestriske strålingen er sterkest over varme ørkener, og over tropiske havområder med få skyer. Lavest terrestrisk stråling finner en i polare strøk, og over tropene når det er høye skyer. Dette kommer av at langbølget stråling avhenger av temperaturen til overflaten som emitterer strålingen. I polare strøk har overflaten lav temperatur, og skydekket er ofte høyt. Høyest utgående langbølget stråling oppstår der en har varm jordoverflate med tørre luftlag over, samt lite skyer.^[7]

 

Strålingsenergi fra solen mottas kun av jordens dagside.

 

Terrestrisk stråling fra hele jordens overflate.

Solen er kilde til kortbølget stråling i jordens klimasystem, mens jorden selv er kilde til langbølget termisk stråling. Langbølget stråling kan ikke sees med det menneskelige øyet, men er tilstede overalt der mennesker oppholder seg. En kan sanse dette selv om luften og omgivelsene ellers holder lav temperatur. Et eksempel er en vedovn i et ellers kjølig mørk rom. Fra ovnen vil det komme langbølget stråling som kan føles i ansiktet, selv om en står mange meter unna. Et menneske stråler selv ut langbølget stråling og mottar denne strålingen i store mengder fra omgivelsene. Fordi temperaturen til huden til et menneske og omgivelsene er nokså lik, er det omtrent balanse mellom utstrålt og mottatt stråling. Derfor legger en i liten grad merke til fenomenet. Om det derimot er bare litt luftbevegelse vil en være mer oppmerksom på varmeoverføring eller -avgivelse, til eller fra huden, dette på grunn av varmekonduksjon (varmeledning).^[8]

Et legeme med temperatur T vil generelt emittere (sende ut) stråling med alle mulige bølgelengder. Imidlertid er det for enhver bølgelengde λ alltid en øvre grense for hvor mye stråling som kan avgis. Funksjonen av T og λ som viser denne grenseverdien kalles Plancks strålingslov. For en gitt absolutt temperatur, målt med enheten kelvin (K), har funksjonen for Plancks strålingslov en toppverdi for bølgelengden som er invers proporsjonal med temperatur. Dette er gitt av Wiens forskyvningslov. Ut fra Wiens forskyvningslov kan det vises at toppverdien for emisjon fra et kjølig legeme, som jordoverflaten, oppstår ved mye større bølgelengder enn fra solen.^[8]

For et gitt bånd (intervall) av bølgelengder vil et legeme som absorberer effektivt også være en god kilde til utstråling med samme bølgebånd. Dette er beskrevet av Kirchhoffs strålingslov.^[8]

Alle legemer sender ut elektromagnetisk stråling, eller som en også sier: De emitterer energi eller stråling i et spekter av ulike bølgelengder. Temperaturen til legemet er det som først og fremst bestemmer bølgelengden til strålingen, slik at høy temperatur betyr mer energiutsendelse og altså kortere bølgelengder. Et legeme som har en temperatur på 500 °C eller høyere, sender ut stråling i form av synlig lys. Legemer med lavere temperatur sender ut stråling som ikke kan sees av det menneskelige øyet, men som kan føles som varmestråling.^[2]

 

Den terrestriske strålingen fra jordoverflaten er mest intens rundt bølgelengden 10 μm. Strålingen spres ikke mye oppover i atmosfæren, men en del gasser absorberer strålingen. Dermed avtar energistrømmen oppover i atmosfæren. Gassene som absorberer stråling vil også emittere stråling, og en del av den emitterte strålingen sendes tilbake til jordoverflaten, kjent som atmosfærisk tilbakestråling. Dette er den egentlige årsaken til drivhuseffekten. Intensiteten av tilbakestråling avtar oppover i atmosfæren, dette på grunn av at tettheten av gassene og temperaturen reduseres desto høyere opp i atmosfæren en kommer.^[9]

Gasser absorberer og emitterer stråling ved visse intervaller av bølgelengder, omtalt som bølgelengdebånd. Karbondioksid absorberer stråling ved bølgelengde rundt 15 μm mens ozon absorberer stråling nært 9,6 μm. I illustrasjonen på siden som viser spektralfordelingen av den terrestriske strålingen i toppen av atmosfæren. Den kontinuerlige kurven markert med T_S viser strålingen om jordkloden var et ideelt sort legeme. Den egentlige strålingen, beskrevet av den hakkede kurven, viser at strålingen ved enkelte bølgelengder blir absorbert av atmosfærens gasser, blant annet karbondioksid og ozon.^[9]

Strålingen fra et legeme (objekt) beskrives av Stefan-Boltzmanns lov:^[10]

${\displaystyle E=\sigma T^{4}}$ 

der σ er Stefan-Boltzmanns konstant og T er legemets temperatur målt i Kelvin (K). E er maksimal strålingsenergi per sekund per m² av legemets overflate, og måles i W/m².^[11] Det vil altså si at en dobling av temperaturen til et legeme gir 16 ganger større utstrålt energi.^[8]

Stefan-Boltzmanns lov gjelder for såkalte sorte legemer.^[10] Et ideelt sort legeme absorberer all innkommende stråling, innenfor alle bølgelengder, men trenger ikke å se sort ut for det menneskelige øyet.^[11]

Jordens tempeartur T_E, når den betraktes som et sort legeme, gir et praktisk eksempel på bruk av Stefan-Boltzmanns lov. Effekten per arealenhet for solstråling, kalles for solar radians og på toppen av jordens atmosfære er denne 1368 W/m². Jordens planetariske albedo (A), det vil si mengden innkommende sollys som reflekteres tilbake til verdensrommet, er rundt 0,30. Videre forutsettes det at jorden har strålingslikevekt, det vil si at energi ikke lagres eller reduseres i klimasystemet. En lar r representere jordens radius. Solstrålingen kommer inn mot den delen av jordkloden som vender mot solen (F_S), arealet av denne delen av jordkloden er πr². Den terristiske langbølgede strålingen (F_E) vil derimot stråle ut fra jorden og ut i verdensrommet over hele jordklodens arela, som er 4πr², se illustrasjon. F_E regnes ut slik:^[13]

${\displaystyle F_{E}={(1-A)F_{S} \over 4}={(1-0,3)\cdot 1368 \over 4}=239,4W/m^{2}}$ 

Så benyttes dette resultatet til å regne ut jordklodens ekvivalente temperatur som sort legeme:^[13]

${\displaystyle T_{E}={\sqrt[{4}]{F_{E} \over \sigma }}={\sqrt[{4}]{239,4 \over 5,67\cdot 10^{-8}}}=255K}$ 

Dette tilsvarer en temperatur på -18 °C. På grunn av jordens atmosfære er temperaturen en del høyere, nemlig (288 K) eller 15 °C.^[14]

Et ideelt sort legeme absorberer all stråling. Legemer som absorberer godt sammenlignes med et sort legeme, og har egenskapen at det også emitterer godt.^[15] Plancks strålingslov beskriver termisk stråling ut fra et perfekt sort legeme, men i virkeligheten er det få legemer som er lik et ideelt sort legeme. Derfor innføres begrepet emissivitet. Det er et forholdstall mellom 0 og 1 (eller en prosentsatts mellom 0 og 100) som forteller hvor godt et legeme eller stoff emitterer varmestråling, sammenlignet med et ideelt sort legeme. For dette benyttes symbolet ε. Tabellen viser forskjellige overflaters emissivitet (overflateemissivitet) for langbølget stråling.^[12] Ved bruk av forholdstallet for emissivitet kan Stefan-Boltzmanns lov modifiseres slik:^[16]

${\displaystyle E=\varepsilon \sigma T^{4}}$ 

Over 99 % av den terrestriske strålingen har bølgelengder mellom 4 og 100 µm,^[17] i den infrarøde delen av det elektromagnetiske spekteret. Innholdet av bølgelengder større enn 40 µm er lite, derfor blir ofte bare bølgelengder opp til 50 µm er vurdert.

Terrestrisk stråling er per definisjon ikke bare infrarød langbølgestråling fra jordens overflate, men også stråling fra atmosfæren og skyene. Spekteret for terrestrisk stråling er meget forskjellig fra kortbølget stråling fra solen på grunn av den store temperaturforskjellen mellom solen og jorden og dens atmosfære.^[3] Den terrestriske strålingen er ikke bare påvirket av jordens overflatetemperatur, altså overflateemissivitet, men også av atmosfærens temperatur, profilen gitt av vanndampen i atmosfæren og skydekke.^[18]

 

Strålingsavkjøling ved terrestrisk stråling er den primære måten jordsystemet mister energi. Balansen mellom dette tapet og den energi som gir oppvarming på grunn av innkommende sollys i form av kortbølget stråling bestemmer graden av global oppvarming eller avkjøling av jorden. Denne energibalansen er kjent som jordens strålingsbalanse.^[19][18] Den terrestriske strålingen er del av jordens energibalanse (balansen mellom stråling inn og ut fra jorden), som er lik summen av kort- og langbølge innkommende stråling minus summen av kort- og langbølget utgående stråling.^[20] Strålingsbalansen er dominert av langbølget stråling om natten og det meste av året i de polare områdene.^[21]

Jordens totale strålingsbalanse er nær likevekt siden terrestrisk stråling er nesten lik den kortbølgede absorberte strålingsenergien mottatt fra solen. Dermed er jordens gjennomsnittlige temperatur nær stabil. Størrelsen av terrestrisk stråling påvirkes av skyer og støv i atmosfæren. Skyer har en tendens til å forhindre gjennomgang av langbølget stråling gjennom dem, men øker også graden av albedo på grunn av refleksjon av solstråling, noe som forårsaker en lavere strøm av langbølget stråling opp gjennom atmosfæren.^[19] Dette skjer ved absorpsjon og spredning av bølgelengder som representerer langbølget stråling, siden absorpsjon vil føre til at strålingen forblir i skyene og spredningen vil reflektere strålingen tilbake til jorden. Atmosfæren absorberer generelt langbølget stråling godt på grunn av dens innhold av vanndamp, karbondioksid og ozon.^[20]

Forutsatt at det ikke er skydekke vil det mest av langbølget stråling «gå gjennom» det såkalte atmosfæriske vinduet. Betegnelsen har å gjøre med at elektromagnetisk stråling med bølgelengder mellom 8 og 11 µm ikke blir absorbert av atmosfæren, bortsett fra i den lille regionen innenfor intervallet mellom 9,6 og 9,8 µm.^[20] Samspillet mellom oppadgående langbølget stråling og atmosfæren er komplisert på grunn av absorpsjon skjer på alle nivåer oppover i atmosfæren. Dessuten avhenger absorpsjonen av sammensetningen av atmosfæren på et bestemt tidspunkt.^[20]

 

Mengden energi som jorden mottar fra solen ved forskjellige breddegrader er svært varierende. Ekvator mottar 2,5 ganger så mye energi fra solen som polene. Netto forskjellen mellom innkommende solstråling og utgående terrestrisk stråling er også svært ulikt fordelt. Det er et årlig gjennomsnittlig overskudd av energi fra ekvator og opp mot en breddegrad på rundt 35 °N (den nordlige halvkule) og 40 °S (den sørlige halvkule). Over disse breddegradene er det et netto underskudd, altså taper atmosfæren mer energi enn den mottar, se illustrasjon. På grunn av varmetransport via hav og atmosfære skjer det en utjevning av temperaturen på jordkloden.^[22]

I klimasystemet er polene varmesluk, som sørger for at jordens varme regioner blir avkjølt. Om det ikke var for varmetransporten via atmosfære og hav ville ville det oppstått en strålingsbalanse ved ekvator som hadde gitt 14 °C høyere temperatur. Ved polene ville det derimot vært 25 °C lavere temperatur.^[22]

To mye brukte metoder for fjernmåling for å beregne oppadgående langbølget stråling er å estimere verdiene ved hjelp av overflatetemperatur og emissivitet, eller å anslå strålingen direkte fra satellitter som måler utstrålingen i toppen av atmosfæren.^[21] Måling av utgående langbølget stråling ved toppen av atmosfæren og atmosfærisk tilbakestråling, er viktig for å forstå hvor mye strålingsenergi som holdes tilbake i jordens klimasystem. Videre hvor mye stråling som rekker ned og varmer opp jordoverflaten, samt hvordan energien i atmosfæren er distribuert og hvordan dette påvirker utviklingen av skyer. Beregning av langbølget stråling fra en del av jordoverflaten er også en enkel måte å vurdere dens overflatetemperatur.^[23]

Terrestrisk stråling har vært overvåket globalt siden 1975 av satellitter. Disse målingene inkluderer bredbånd målinger for jordens strålingsbalanse av instrumenter i satellittene Nimbus-6 og Nimbus-7,^[24][25] Earth Radiation Budget Experiment (ERBE) og ERBE i satellittene NOAA-9, NOAA-10 og NASA Earth Radiation Budget Satellite (ERBS), The Clouds and the Earth's Radiant Energy System (CERES) instrumentene om bord på NASAs satellitter Aqua og Terra og Geostationary Earth Radiation Budget instrument (GERB) instrumenteringen på Meteosat Second Generation (MSG) satellitt.

Nedadgående langbølget stråling mot jordoverflaten er hovedsakelig målt ved hjelp av et instrument kalt pyrgeometer. Et eget bakkebasert nettverk for overvåking av jordoverflatens langbølgede stråling er Baseline Surface Radiation Network (BSRN), som gir målinger for å studere global dimming og oppklaring.^[26]

• Optisk vindu
• Bond-albedo
• Global atmosfærisk overvåking

• Grønås, Sigbjørn (2011). Hvordan klimaet kan endres – en innføring. Bergen: Geofysisk institutt, Universitetet i Bergen. 
• Stordal, Frode (1993). Luftforurensninger: sur nedbør, ozon, drivhuseffekt. Oslo: Universitetsforl. ISBN 8200408035. 
• Petty, Grant W. (2006). A First Course in Atmospheric Radiation. Second Edition. Madison, Wisconsin, USA: Sundog Publishing. ISBN 978-0-9729033-1-8. 
• Hartmann, Dennis L. (1994). Global Physical Climatology. San Diego, California, USA: Academic Press. ISBN 0-12-328530-5. 
• Wallace, John M. og Hobbs, Peter V. (2006). Atmospheric Science – An Introductory Survey (Andre utg.). Elsevier. ISBN 978-0-12-732951-2. CS1-vedlikehold: Flere navn: forfatterliste (link)
• Barry, Roger G. og Chorley, Richard J. (2003). Atmosphere, Weather and Climate (Åttende utg.). London, Storbritannia: Routledge. ISBN 0-203-44051-X. CS1-vedlikehold: Flere navn: forfatterliste (link)

• NOAA Clima Diagnostikk Center
• «Earth's energy budget», av South Central Climate Adaptation Science Center, fra YouTube, lengde 0:06:59