Atmosfærisk tilbakestråling

Atmosfærisk tilbakestråling er varmestråling fra atmosfæren i retning ned mot jorden, som dermed er energi som forblir i jordens klimasystem. Det er en viktig del av energibalansen på jordoverflaten og bidrar til således til drivhuseffekten, altså at jorden har en gjennomsnittlig temperatur som gjør liv mulig.

Solstråling er energi mot jorden i form av kortbølget elektromagnetisk stråling, for en stor del synlig lys, som går nokså uhindret gjennom atmosfæren og treffer jordens overflate hvor den blir absorbert. Dette fører til at jordoverflaten, både landjord og hav, varmes opp, dermed vil overflatene emittere, altså sende ut, langbølget varmestråling mot atmosfæren. Denne typen stråling går ikke like uhindret gjennom atmosfæren som den kortbølgede solstrålingen, dermed blir en ganske stor del av denne energien tatt opp av atmosfærens drivhusgasser.

Energien fra den langbølgede strålingen tas opp av atmosfæren og sendes ut igjen fra gassmolekylene som langbølget stråling, noe opp og ut i verdensrommet, og noe ned tilbake mot jorden. Det er delen av denne strålingen som går ned mot jorden som kalles for atmosfærisk tilbakestråling. Kvantifisering av denne strålingen under forskjellige forhold er viktig både for å kunne lage klimamodeller og for meteorologi.

Atmosfærisk tilbakestråling (fra engelsk «atmospheric back radiation» eller «atmospheric download longwave radiation» og fra tysk «Atmosphärische Gegenstrahlung») er en sentral del av drivhuseffekten. Drivhuseffekten gjør det levelig på jorden fordi «atmosfæren ligner et tak som slipper gjennom solstrålingen og samtidig absorberer den termiske strålingen fra bakken.»^[1] Kunnskap om denne strålingen har betydning for praktiske vitenskaper som meteorologi, kjølesystemer, et cetera. For eksempel i meteorologi, der en ønsker å forutsi nattefrost, tåke, temperaturvariasjoner og skydannelse.^[2]

Solstrålingen, som er elektromagnetiske stråler med kort bølgelengde, slipper nokså lett gjennom jordens atmosfære og mye av denne strålingen absorberes av jordoverflaten. Jordoverflaten varmes opp i større eller mindre grad, og dette fører til at den sender ut varmestråling, ofte kalt infrarød stråling. Denne varmestrålingen, som også er elektromagnetisk stråling, skiller seg fra solstrålene ved at den har betydelig lengre bølgelengde.^[3] I møte med atmosfærens gasser, spesielt drivhusgassene, fører dette til at den langbølgede strålingen absorberes. Den absorberte energien sendes ut igjen fra molekylene i gassene, både ut i verdensrommet og tilbake til bakken som atmosfærisk tilbakestråling.^[4] Forenklet kan en si at drivhuseffekten forhindrer varmestrålene fra å forlate jorden, dermed får jorden et klima egnet for liv, med en middeltemperatur på rundt +15 °C (grad celsius, en eldre enhet for måling av temperatur).^[3]

Både solen og jordkloden kan betraktes som såkalte svarte legemer, det vil si et idealisert fysisk objekt som absorberer all elektromagnetisk stråling, dette i motsetning til et såkalt hvit legeme som reflekterer all slik stråling. Et slikt legeme kjennetegnes videre ved at stråleenergien emitteres, altså sendes ut som elektromagnetisk stråling. Solen sender ut vesentlig synlig og ultrafiolett stråling, mens jordkloden sender ut varmestråling, også kalt terrestrisk stråling. Generelt er strålingen som et svart legeme emitterer bestemt av dets temperatur, og beskrives av Stefan-Boltzmanns lov, mens fordelingen av energien for bølgelengden beskrives av Plancks strålingslov.^[5] Solen med en overflatetemperatur på 6000 K (Kelvin, en SI-enhet for måling av temperatur) sender ut stråler med en bølgelengde på 0,2–4 μm (mikrometer), mens jorden ved en overflatetemperatur på 255 K emitterer stråler i området 4–100 μm.^[6]

Den terrestriske strålingen er mest intens ved bølgelengder rundt 10 μm, se figuren der den øverste grafen viser sterkest intensitet for denne bølgelengden. Strålingen spres ikke mye i atmosfæren, men noen av gassene der absorberer langbølget stråling. Energistrømmen oppover i atmosfæren avtar derfor etterhvert som gassene tar til seg energien. I henhold til Kirchhoffs strålingslov vil gasser som absorberer stråling i neste omgang emittere denne som stråling med samme bølgelengde.^[7] Når gasser absorberer og emitterer langbølget stråling kan det skje bare for enkelte bølgelengder eller i smale bånd (intervaller) av bølgelengder. Som et eksempel absorberer karbondioksid stråling med bølgelengde rundt 15 μm, mens ozon absorberer rundt 9,6 μm.^[8] I figurens nedre del kan en se hvorledes hver av disse gassene absorberer rundt disse bølgelengdene, mens det sammenlagte absorpsjonsspekteret i midten viser effekten for hele atmosfæren. Størst effekt har imidlertid atmosfærens vanndamp som absorberer sterkt for flere bånd av bølgelengder.

Solstrålene som absorberes av jorden fører til oppvarming av bakken og verdenshavene, som igjen stråles ut som langbølget stråling. Men ikke all denne energien sendes ut som stråling, en god del fører til fordampning (evaporasjon) av vann som stiger opp i atmosfæren. Dessuten er det en liten del som gir varme oppadgående luftstrømmer, også kalt konveksjon. I tall er det 17 % av den innkommende solenergien som gir langbølget stråling, 25 % som evaporasjon og 5 % som konveksjon. Alle disse tre energistrømmene oppover fører til oppvarming av gassene i atmosfærens lavere lag. I tillegg blir atmosfæren oppvarmet av at 23 % av den innkommende kortbølgede strålingen fra solen absorberes. Det er særlig skyer, aerosoler, vanndamp og ozon som absorberer solstrålingen direkte.^[9]

Når gassmolekylene i atmosfæren absorberer langbølget stråling og mottar energi på andre måter, øker deres temperatur, og molekylene vil emittere langbølget stråling i alle retninger.^[9] Ved betraktning av absorpsjon og emisjon i atmosfæren, kan også den betraktes som et svart legeme.^[4] Den utsendte strålingen oppover fortsetter og treffer nye gassmolekyler som absorberer strålingen, de varmes opp, og det skjer en energitransport med temperaturøkning som resultat oppover i atmosfæren. En del av den emitterte varmestrålingen spres nedover, det som altså kalles for tilbakestråling.^[9]

Atmosfærens spesielle egenskap ved at den lar solstråler slippe relativt uhindret ned mot jorden, mens den langbølgede strålingen blir holdt tilbake, har ført til sammenligningen med et glasstak i et drivhus. I et drivhus slipper solstrålene lett gjennom glasset, mens varmestrålingen fra bakken og plantene blir holdt tilbake inne i det.^[10]

Det som avgjør hvor mye en gass i atmosfæren absorberer av langbølget stråling, altså dens styrke som drivhusgass, er dens konsentrasjon og hvert molekyls evne til å absorbere strålingen.^[6] Ved absorpsjon og emisjon av langbølget stråling endres molekylenes vibrasjons og rotasjonstilstand. Når molekylene så skifter energinivåer, enten ved å ta opp eller gi fra seg energi i form av elektromagnetisk stråling, skjer dette i diskrete overganger. Altså i sprang, kjent som kvanter. Dette gir seg utslag i at absorpsjon og emisjon skjer med samme bølgelengder for opptatt og utsendt stråling. Figuren (med tekst «Radiation Transmittet by the Atmosphere») viser de seks nederste panelene absorpsjonsspekteret til seks forskjellige gasser. En ser at karbondioksid, ozon og vanndamp absorberer mest effektivt. Spesielt har vanndamp egenskapen med å absorbere stråling i brede bånd.^[8]

Videre ser en i figuren at alle gassene i atmosfæren absorberer lite stråling i bølgelengdeområdet 10–12 μm. Dette kan også sees i det sammensatte absorpsjonsspekteret i midten av figuren. En sier at atmosfæren er transparent («gjennomsiktig») for dette bølgeområdet for langbølget stråling, og den øverste kurven viser sterk intensitet for dette frekvensbåndet. Stråling med denne bølgelengden går gjennom atmosfæren og ut i verdensrommet, og en kaller dette for det atmosfæriske vinduet.^[8]

En del av de menneskeskapte gassene som har økt konsentrasjon i atmosfæren absorberer stråling i dette bølgelengdeområdet. Dette gjelder lystgass, metan og mange av klorfluorkarbonene (KFK-gasser). Disse gassene som absorberer i dette bølgelengdeområdet påvirker drivhuseffekten kraftig.^[8][11]

En pioner innenfor forskning på atmosfærisk tilbakestråling var den svenske fysikeren Anders Ångström (1814–1874), blant annet utviklet han en empirisk formel for å beregne størrelsen av tilbakestrålingen.^[2]

Overflaten av jorden har et gjennomsnitt energiopptak, regnet globalt og over lang tid, på cirka 160 Watt pr. kvadratmeter (forkortet W/m², benevnes som irradians) på grunn av solstråling. Siden jorden, om en ser bort fra klimatologiske svingninger, verken varmes opp eller nedkjøles i noen særlig grad over lang tid, er den i stråblingsbalanse med solen. Dermed vil den i gjennomsnitt gi fra seg en varmestrøm av samme størrelse.^[12] Den gjennomsnittlige temperaturen på jordens overflate er rundt 288 K (15 °C).^[10] Om jorden forenklet betraktes som en klode med uniform overflatetemperatur, utstråler den i henhold til Stefan–Boltzmanns-lov en varmeeffekt på 395 W/m² ved 288 K (15 °C) (og antatt emissivitet på 0,95), som er betydelig over innkommende solstråling og tilsynelatende er ikke strålingsbalanse oppfylt.^[12]

Denne tilsynelatende ubalansen er ikke tilstede hvis strålingsbidraget fra atmosfæren tas hensyn til. Jordoverflaten mottar i gjennomsnitt ikke bare 160 W/m² fra solstråling, men også rundt 330 W/m² via tilbakestråling.^[10] Totalt blir dette en innkommende strålingseffekt på rundt 490 W/m². Med et strålingstap på cirka 395 W/m² oppnår dermed jordoverflaten en totalt netto energitilførsel på 95 – 100 W/m². Lokalt og over døgnet eller over året, varierer dette mye, og bidraget kan også være negativt.^[13] Denne energitilførselen fører hovedsakelig til konveksjon og fordampning av fuktighet til atmosfæren. Energibalansen på jordens overflate forblir altså takket være atmosfærisk tilbakestråling opprettholdt.^[14] For snø og isdekte landområder gjelder helt andre forhold, her vil solstrålingen i større eller mindre grad reflekteres tilbake til atmosfæren og ut i verdensrommet, et fenomen kjent som albedo.

Fordi mekanismene for atmosfærens stråling kan beskrives med kjente fysiske lover, samt at egenskapene for klimagasser er godt undersøkt, kan en bestemme strålingsintensitet med modellberegninger i stedet for med direkte målinger. Forutsetning for dette er at tilstanden til atmosfæren er kjent med tilstrekkelig nøyaktighet. For eksempel om tilstanden i atmosfæren i ulike høyder er kjent, kan strålingen nær bakken ganske nøyaktig bestemmes via beregningsmetoder, der utvekslingen av strålingsenergi er bestemt av emisjon og absorpsjon i atmosfæren.

På grunn av den korte rekkevidden for langbølgestråling i atmosfæren har tilbakestrålingen mot bakken opprinnelsen sin maksimalt noen få hundre meter opp i troposfæren, slik at et godt estimat for strålingsintensiteten er mulig når tilstand her er kjent. Ulike empiriske formler er utviklet for dette formålet. Den viktigste størrelsen er temperaturen. Her vil lufttemperaturen målt av værstasjoner i en høyde på 2 m over bakken vanligvis være tilgjengelig. Temperaturens forandringen over det aktuelle høydenivået er liten og kan tas i betraktning med egnede empiriske formelparametere. Konsentrasjonene av de fleste drivhusgasser er mer eller mindre konstante og kan dermed antas som faste parametere. Bare vanndampinnholdet er svært variabelt, derfor benyttes formler som tar hensyn til dette. I tillegg kan det ekstra bidraget fra skyer legges til estimatet.

Tilbakestrålingen fra en himmel uten skyer kan estimeres, for eksempel ved å bruke Ångström-formelen:^[15][16]

${\displaystyle A_{\mathrm {g,k} }\,=\,\sigma \,T_{\mathrm {St} }^{4}\,(0{,}790-0{,}174\cdot 10^{-0{,}041\cdot e})}$

I tilfelle av helt overskyet himmel og lavtliggende skyer tilsvarer temperaturen i skyens underside (kondensasjonsnivå) med god tilnærming målt duggpunktstemperaturen i en værstasjon (vanligvis i 2 m høyde). Skyene emitterer ut langbølget stråling som om de var et svart legeme ved denne temperaturen:^[16]

${\displaystyle A_{\mathrm {g,w} }\,=\,\sigma \,T_{\mathrm {d,St} }^{4}}$

Tilbakestråling fra en delvis overskyet himmel, består av bidrag fra skyenes undersider og deler av himmelen som er klar:

${\displaystyle A_{\mathrm {g} }\,=\,N\cdot A_{\mathrm {g,w} }+(1-N)\cdot A_{\mathrm {g,k} }}$

der

${\displaystyle \,A_{\mathrm {g} }}$ er atmosfærisk stråling, W/m²

${\displaystyle \,A_{\mathrm {g,k} }}$ er atmosfærisk tilbakestråling ved skyfri himmel, W/m²

${\displaystyle \,A_{\mathrm {g,w} }}$ er atmosfærisk stråling ved overskyet himmel, W/m²

${\displaystyle \,\sigma }$ er Stefan–Boltzmann-konstant

${\displaystyle \,T_{\mathrm {St} }}$ er målt temperatur fra værstasjon (i 2 m høyde), K

${\displaystyle \,T_{\mathrm {d,St} }}$ er duggpunkttemperatur i værstasjonens høyde, K

${\displaystyle \,e}$ er vanndampens partialtrykk ved værstasjonen, hPa (hektopascal - hPa)

${\displaystyle \,N}$ er graden av overskyet himmel (0...1)

Med disse formlene med lufttemperatur og relativ fuktighet beregnes tilbakestrålingseffekt for en helt klar og en helt overskyet himmel, der verdiene er satt inn i diagrammet lenger opp. For sammenligning er de målte verdiene (blå og grå kurve) og vist i figuren aller nederst på siden. Som det kan sees stemmer de målte og beregnede verdiene nokså godt overens.

Ved klar himmel er tilbakestrålingen hovedsakelig varmestråling fra atmosfærens gasser. Den bakkenære temperaturen er bestemmende for utstrålt energi fra bakken. Jorden emitterer utstråling som et svart legeme, mens intensiteten til den atmosfærisk tilbakestrålingen er markant lavere på grunn av båndene i emisjonsspektrumet. Den terrestriske utstrålingen blir derfor bare delvis kompensert for av atmosfærisk tilbakestråling, og overflaten av jorden kjøles ned: Klarvær er spesielt nedkjølende. En konsekvens av dette er nattefrost, altså at temperaturen kommer under 0 °C på bakken på sensommer og høst. Om sommeren er kondens på bakken mer vanlig.^[2][17]

I ørkenklima inneholder luften bare små spor av vanndamp, dermed har tilbakestrålingen lav intensitet, og nettene i en ørken er spesielt kalde.

Når himmelen er overskyet vil tilbakestrålingen som skyldes bidraget fra skyene være merkbart mer intens, enn om himmelen var klar. Strålingsbalansen mellom utgående stråling fra bakken og tilbakestråling er nesten lik og jordens overflate kjøles bare i liten grad ned. Slike netter er varmere, og det er lite eller ikke noe dugg på sommerstid og om høsten lite rim.^[2][18]

I løpet av dagen er det mer eller mindre balanse mellom stråling fra jordoverflaten og atmosfærisk tilbakestråling, alt etter graden av skyer på himmelen. Om det i tillegg kommer solstråling i løpet av dagen absorberes denne energien hovedsakelig av jorden, og i langt mindre grad av atmosfæren. Dette gjør at bakkens overflatetemperaturen stiger mer enn lufttemperaturen. Summen for lang- og kortbølget stråblingsbalansen er nå positiv for bakken.

For måling av atmosfærisk tilbakestråling er blant annet det såkalte pyrgeometer egnet. Instrumentet består av en beskyttende kapsling over en termosøyle. En termosøyle er et elektrisk element som omdanner termisk energi til et elektrisk signal. Instrumentet kan bare måle stråling i bølgelengdeområdet 5–25 µm^[19], dermed er den ikke følsom for solstråling. Avhengig av balanse mellom ut- og innkommende atmosfærisk stråling varmes måleflate opp eller nedkjøles.

Den røde kurven i diagrammet viser målingene fra en værstasjon i München. Her ble målinger av forløpet av tilbakestrålingen foretatt den 6. oktober 2005. Om morgen var det høy tåke. Dråpene i tåke virket som en effektiv sender av lange bølgelengde og ga relativt høye stråleverdier på cirka 370 W/m². Midt på dagen brøt tåke opp og det ble klar himmel. Atmosfærens gasser alene er mindre effektive for langbølget stråling, som da slipper ut i verdensrommet, og stråleverdiene gikk derfor markert tilbake til cirka 300 W/m². Den grå og den blå kurven er en sammenligning av tilbakestråling for overskyet eller blå himmel. Disse er kalkulert ved hjelp av empiriske strålingsmodeller, beregnet ut fra samtidige målinger av temperaturer og luftfuktighet.

I løpet av et år på en typisk plass i Sentral-Europa kan det måles en tilbakestrålingsintensitet som variere fra under 200 W/m² på klare vinternetter og godt over 400 W/m² på overskyete sommerdager.^[20]

Måling av atmosfærisk stråling blir foretatt av World Radiation Monitoring Center som driver 50 målestasjoner.

• Henriksen, Thormod (1997). Deilig er den himmel - blå: ozonlag, UV-stråling, drivhuseffekt. ISBN 8299207347. 
• Stordal, Frode (1993). Luftforurensninger: sur nedbør, ozon, drivhuseffekt. Oslo: Universitetsforl. ISBN 8200408035. 
• Stordal, Walter (2011). Physik unserer Umwelt: Die Atmosphäre (PDF) (4 utg.). Berlin: Springer. ISBN 978-3-642-15728-8. Arkivert fra originalen (PDF) 4. mars 2016. Besøkt 14. juli 2017. 
• R. Geiger, R. H. Aron, og S. Todhunter: The Climate Near the Ground. 5. Auflage, Vieweg, Braunschweig, 1995, ISBN 3-528-08948-2.
• G. H. Liljequist, K. Cehak: Allgemeine Meteorologie. 3. Edition, Friedr. Vieweg & Sohn Verlagsgesellschaft mbH, Braunschweig/Wiesbaden, 1984, ISBN 3-540-41565-3.
• F. Möller: Einführung in die Meteorologie. Volum 2: Physik der Atmosphäre. Bibliographisches Institut, Mannheim, 1973, ISBN 3-411-00288-3.

• The Earth's Radiation Budget