Langwellige Strahlung ist die Wärmestrahlung des Erde-Atmosphäre-Systems.
Im meteorologischen Alltag bezeichnet „langwellig“ die terrestrische Wärmestrahlung im thermischen Infrarot. Oberfläche, Wolken und atmosphärische Gase emittieren aufgrund ihrer Temperatur selbst Energie. Anders als die kurzwellige Solarstrahlung wird dieser Fluss also nicht nur transportiert, sondern lokal erzeugt.
σ=5,670374419×10−8 W m−2 K−4 ist die Stefan–Boltzmann-Konstante. Für reale Körper liegt die Emissivität ε zwischen 0 und 1; ein schwarzer Körper hätte ε=1.
Eine reale Oberfläche emittiert thermisch und kann einen kleinen Teil von L↓ reflektieren.
Für eine opake graue Oberfläche ist die emittierte langwellige Strahlung proportional zu εsσTs4. Da die Oberfläche im langwelligen Bereich keine Transmission besitzt, gilt zugleich: Was nicht absorbiert wird, wird reflektiert. Der nach oben gerichtete Gesamtfluss lautet daher
Bei vielen natürlichen Oberflächen liegt εs nahe 1. Die Reflexion des atmosphärischen Langwellensignals ist daher meist klein, aber nicht exakt null.
Die Atmosphäre ist kein kalter Hintergrund, sondern selbst ein emittierendes Medium.
Wasserdampf, CO₂, Wolken und weitere Bestandteile absorbieren und emittieren thermische Infrarotstrahlung. Für ein kompaktes Lehrmodell fassen wir diese Komplexität in einer effektiven Himmelsemissivität εsky zusammen:
Ta ist hier eine repräsentative Luft- bzw. Himmels-Temperatur, nicht das vollständige vertikale Temperaturprofil. Die Näherung ist absichtlich reduziert: Das reale L↓ entsteht aus vielen Höhen, Spektralbändern und optischen Tiefen.
Der langwellige Nettostrom ist meist ein radiativer Verlust der Oberfläche.
Mit den obigen Definitionen folgt unmittelbar
Ist die Oberfläche wärmer als die effektive Himmelsstrahlungsquelle, dann wird L* typischerweise negativ: Die Oberfläche verliert radiativ Energie. Bei warmer, wolkiger Atmosphäre oder über kalten Oberflächen kann L* dagegen deutlich weniger negativ oder sogar positiv werden.
Wolken erhöhen die effektive Himmelsemissivität und damit meist L↓.
Wolken sind im thermischen Infrarot sehr effiziente Emitter. Für das Lab beschreiben wir dies mit einer einfachen Schließung:
εclear steht für die effektive klarhimmelige Emissivität, N für einen dimensionslosen Wolkenanteil. N=0 liefert den klaren Himmel, N=1 den vollständig bewölkten Fall mit εsky→1. Das ist bewusst ein Lehrmodell, keine spektral aufgelöste Wolkenstrahlungsphysik.
Wie verändern Temperatur, Oberfläche und Wolken den langwelligen Austausch?
Das Lab koppelt eine reale Oberfläche mit einer vereinfachten atmosphärischen Gegenstrahlung. Variiert werden Oberflächentemperatur Ts, repräsentative Himmelstemperatur Ta, Oberflächenemissivität εs, klarhimmelige Emissivität εclear und Wolkenanteil N. Die ausgegebene Tsky,BB ist die Schwarzkörper-Äquivalenttemperatur des Flusses L↓, also (L↓/σ)1/4, und nicht identisch mit der repräsentativen Lufttemperatur Ta.
M7K3 liefert genau den langwelligen Bilanzanteil von M7K1.
Das Kapitel zerlegt den in M7K1 verwendeten Ausdruck in seine Bausteine. Kennt man L↓ und L↑, dann ist der langwellige Nettostrom sofort bestimmbar:
Tagsüber konkurriert L* mit der kurzwelligen Aufnahme K*. Nachts verschwindet K* fast vollständig, sodass die nächtliche Auskühlung der Oberfläche oft wesentlich von L* und den nicht-radiativen Austauschflüssen abhängt.
Das Lab ist bewusst reduziert und ersetzt keinen vollständigen Strahlungstransfer.
Die Atmosphäre wird als eine einzige effektive Emissionsschicht mit repräsentativer Temperatur Ta beschrieben. Spektrale Fenster, vertikale Feuchteprofile, Temperaturinversionen, mehrere Wolkenschichten und Blickrichtungsabhängigkeiten werden nicht aufgelöst.
Auch die Wolkenschließung εsky=εclear+N(1−εclear) ist eine Lehrvereinfachung. Sie zeigt korrekt die Tendenz — Wolken erhöhen meist L↓ —, aber sie liefert keine hochpräzise operationelle Strahlungsdiagnostik.
Langwellige Strahlung erklärt die radiative Kopplung zwischen Oberfläche und Himmel.
Jeder reale Körper emittiert langwellig gemäß εσT4.
Die Atmosphäre sendet aufgrund ihrer Temperatur und Emissionsfähigkeit selbst L↓ zur Oberfläche.
L* ist häufig negativ und treibt radiative Oberflächenabkühlung.
Mehr Bewölkung erhöht im Lehrmodell εsky und damit meist L↓.
M7K3 liefert den langwelligen Anteil für die Gesamtbilanz Rn aus M7K1.
Das Modell ist bewusst kompakt und trennt Kernphysik von Detail-Strahlungstransfer.
Cross-References
Wie werden aus Nettostrahlung, sensiblem Wärmefluss, latenter Wärme, Bodenwärmestrom und Speicherung die vollständigen Tagesgänge an der Oberfläche?