Terrestrisk stråling

Fra Wikipedia, den frie encyklopedi
Hopp til navigering Hopp til søk
2003-2010 Årlig gjennomsnittlig terrestrisk stråling

Terrestrisk stråling, eller utgående langbølget stråling, er elektromagnetisk stråling med bølgelengder mellom 3,0 og 100 µm ut fra jordoverflaten og atmosfære og ut i verdensrommet i form av varmestråling. Strømmen av energi som transporteres som utgående lang bølgetstråling måles i W/m². Den terrestriske strålingen inngår i prosesser som absorpsjon og spredning, hvor stor del av den som går ut i verdensrommet avhenger av mengden klimagasser, aerosoler og skyer.

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 (kortbølget stråling) bestemmer temperaturen på jorden. Denne energibalansen er kjent som jordens strålingsbalanse. Regionale forskjeller mellom strålingsoppvarming og -kjøling gi den energi som driver atmosfærisk dynamikk.

Sollys og stråling[rediger | rediger kilde]

Terrestrisk stråling visualisert som oransje piler fra jordoverflaten opp mot atmosfæren. En del av denne langbølgede strålingen blir absorbert av atmosfæren, mens en annen stor del går rett ut i verdensrommet. En del av den terrestrisk strålingen som atmosfæren absorberer blir i neste omgang sendt tilbake mot jordoverflaten som atmosfærisk tilbakestråling, dette er den naturlige drivhuseffekten.

Solen sender ut energi i form av elektromagnetisk stråling som spres ut i verdensrommet. 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.[1] Termisk- eller infrarød varmestråling er langbølget elektromagnetisk stråling.

Solstråling mot jordoverflaten[rediger | rediger kilde]

Sollys er en form for elektromagnetisk stråling som er synlig for det menneskelige øyet. Når solstrålene kommer ned mot jordoverflaten, vil en del av dem reflekteres og en annen del absorberes.[2] 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. 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.[2]

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.[2]

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 lang 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]

Termisk stråling[rediger | rediger kilde]

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 menneskes og omgivelsene er nokså lik, er det omtrent balanse mellom utstrålt og mottatt stråling. Derfor legger en i liten grad merke til fenomenet. Derimot om det 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.[1]

Spekter av jordens utgående langbølget stråling.

Den terrestriske strålingen fra jordoverflaten er mest intens rundt bølgelengden 10 μm. Strålingen spres ikke mye oppover i atmosfæren, men en del gasser absorberer den. Dermed avtar energistrømmen oppover i atmosfæren. Gassene som absorberer stråling vil også emitterer 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 som viser spektralfordelingen av den terrestriske strålingen i toppe av atmosfæren. Den kontinuerlige kurven markert med TS viser strålingen om jordkloden var et ideelt sort legeme. Den egentlige strålingen, beskrevet av den hakkede kurven, viser at strålingen ved enkelte bølgelengder er absorbert av atmosfærens gasser, blant annet karbondioksid og ozon.[9]

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

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]

Jordoverflaten betraktet som et sort legeme[rediger | rediger kilde]

Typisk langbølget emissivitet for forskjellige overflater.[12]
Legeme eller stoff Emissivitet [%]
Vann 92–96
Tørr nysnø 82–99,5
Is 96
Tørr sand 84–90
Fuktig sand 95–98
Pløyd tørr jord 90
Ørken 90–91
Skog og busker 90
Menneskelig hud 95
Betong 71–88
Polert aluminium 1–5

Jordens tempeartur TE, når den betraktes som et sort legeme, gir et praktisk eksempel på bruk av Stefan-Boltzmanns lov. Effekten per arealenhet for solar radians mot toppen av jordens atmosfære er 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 (FS), arealet av denne delen av jordkloden er πr². Den terristiske langbølgede strålingen (FE) vil derimot stråle ut fra jorden og ut i verdensrommet over hele jordklodens arela, som er 4πr², se illustrasjon. FE regnes ut slik:[13]

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

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 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 for langbølget stråling.[12] Ved bruk av forholdstallet for emissivitet kan Stefan-Boltzmanns lov modifiseres slik:[16]

Over 99 % av den terrestriske strålingen har bølgelengder mellom 4 og 100 µm,[17] i den infrarøde delen av det elektromagnetiske spekteret. Inneholdet 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 stråling fra atmosfæren og skyene. Spekteret for terrestrisk stråling er nesten helt forskjellig fra kortbølget stråling fra sol på grunn av den store temperaturforskjellen mellom solen og jord- og atmosfæresystemet.[3] Den terrestrisk strålingen er ikke bare påvirket av jordens overflatetemperatur, overflateemissivitet, men også av atmosfærens temperatur, profilen til vanndampen i atmosfæren og skydekke.[18]

Atmosfærisk energibalanse[rediger | rediger kilde]

Jorden energibudsjett.

Jordens energibudsjet[rediger | rediger kilde]

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 terrestrisk stråling bidrar til netto strålingsbalanse fra jorden, som er lik summen av kort- og langbølge innkommende stråling minus summen av kort- og langbølget utgående stråling.[20] Netto strålingsbalanse er dominert av langbølget stråling om natten og det meste av året i de polare områdene.[21]

Jordens totale strålingsbalanse er nær null siden terrestrisk stråling er nesten lik den kortbølgede absorbert strålingsenergien mottatt fra solen. Dermed er jordens gjennomsnittlige temperaturen 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 absorpsjon 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 til 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]

Energibalansen mellom sol- og terrestrisk stråling fra ekvator til polene[rediger | rediger kilde]

Middelverdi for strålingsbalansen i toppen av atmosfæren.

Mengden energi som jorden motar fra solen ved forskjellige breddegrader er svært varierende. Ekvator motar 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 °S (nordlige halvkule) og 40 °N (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]

Måling av terrestrisk stråling[rediger | rediger kilde]

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 sattelitene NOAA-9, NOAA-10 og NASA Earth Radiation Budget Satellite (ERBS), The Clouds and the Earth's Radiant Energy System (CERES) instrumentene ombord 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]

Se også[rediger | rediger kilde]

Referanser[rediger | rediger kilde]

  1. ^ a b Grønås 2011, s. 52
  2. ^ a b c Petty 2011, s. 98–99
  3. ^ a b Stocker, T. Thomas., m.fl. (2014). Climate Change 2013: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (engelsk). Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA: Intergovernmental Panel on Climate Change. s. 1463. 
  4. ^ Petty 2011, s. 107–108
  5. ^ Wallace og Hobbs 2011, s. 243–244
  6. ^ Petty 2011, s. 108
  7. ^ Hartmann 1994, s. 34
  8. ^ a b c d Petty 2011, s. 113–115
  9. ^ a b Stordal 1993, s. 17–18
  10. ^ a b Grønås 2011, s. 53
  11. ^ a b Grønås 2011, s. 55
  12. ^ a b Petty 2011, s. 123–124
  13. ^ a b Wallace og Hobbs 2011, s. 119–120
  14. ^ Hartmann 1994, s. 26
  15. ^ Petty 2011, s. 115
  16. ^ Barry og Chorley 2003, s. 51
  17. ^ Petty 2011, s. 68
  18. ^ a b «Contributions to Climate Research Using the AIRS Science Team Version-5 Products». NASA. Goddard Space Flight Center. 
  19. ^ a b Kiehl, J. T.; Trenberth, Kevin E. (februar 1997). «Earth's Annual Global Mean Energy Budget». Bulletin of the American Meteorological Society. 78 (2): 197–208. doi:10.1175/1520-0477(1997)078<0197:EAGMEB>2.0.CO;2. 
  20. ^ a b c d Oke, T. R. (11. september 2002). «Boundary Layer Climates». doi:10.4324/9780203407219. 
  21. ^ a b Wenhui Wang; Shunlin Liang; Augustine, J.A. (mai 2009). «Estimating High Spatial Resolution Clear-Sky Land Surface Upwelling Longwave Radiation From MODIS Data». IEEE Transactions on Geoscience and Remote Sensing. 47 (5): 1559–1570. ISSN 0196-2892. doi:10.1109/TGRS.2008.2005206. 
  22. ^ a b Wallace og Hobbs 2011, s. 57–58
  23. ^ Price, A. G.; Petzold, D. E. (februar 1984). «Surface Emissivities in a Boreal Forest during Snowmelt». Arctic and Alpine Research. 16 (1): 45. ISSN 0004-0851. doi:10.2307/1551171. 
  24. ^ Jacobowitz, Herbert; Soule, Harold V.; Kyle, H. Lee; House, Frederick B. (30. juni 1984). «The Earth Radiation Budget (ERB) Experiment: An overview». Journal of Geophysical Research: Atmospheres. 89 (D4): 5021–5038. doi:10.1029/JD089iD04p05021. 
  25. ^ Kyle, H. L.; Arking, A.; Hickey, J. R.; Ardanuy, P. E.; Jacobowitz, H.; Stowe, L. L.; Campbell, G. G.; Vonder Haar, T.; House, F. B.; Maschhoff, R.; Smith, G. L. (mai 1993). «The Nimbus Earth Radiation Budget (ERB) Experiment: 1975 to 1992». Bulletin of the American Meteorological Society. 74 (5): 815–830. doi:10.1175/1520-0477(1993)074<0815:TNERBE>2.0.CO;2. 
  26. ^ Wild, Martin (27. juni 2009). «Global dimming and brightening: A review». Journal of Geophysical Research. 114. doi:10.1029/2008JD011470. 

Litteratur[rediger | rediger kilde]

Eksterne lenker[rediger | rediger kilde]