mini|2003-2010 Årlig gjennomsnittlig terrestrisk stråling
Terrestrisk stråling, eller utgående langbølget stråling, er varmestråling fra Jordens overflat og atmosfæren og ut i verdensrommet. Drivhuseffekt oppstår når den terrestriske strålingen hindres av klimagasser, aerosoler i atmosfæren og skyer. Mengden av disse gassene avgjør hvor stor del av den terrestriske strålingen som går ut i verdensrommet.
Den terrestrisk strålingen har bølgelengder mellom 3,0 og 100 µm (mikrometer) ut fra jordoverflaten. Strømmen av energi som transporteres som utgående langbølget stråling måles i W/m² (watt per kvadratmeter)
Strålingsavkjøling ved terrestrisk stråling er den primære måten jordsystemet (geosfæren, biosfæren, kryosfæren, hydrosfæren og atmosfæren) 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 gir den energi som driver atmosfærisk dynamikk.
Sollys og stråling mini|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. Sollys er en form for elektromagnetisk stråling som er synlig for det menneskelige øyet. 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 . Termisk- eller infrarød varmestråling er langbølget elektromagnetisk stråling som ikke er synlig for det menneskelige øyet.
Solstråling mot jordoverflaten Når solstrålene kommer ned mot jordoverflaten, vil en del av dem reflekteres og en annen del absorberes. Det samme gjelder i atmosfæren der det også skjer refleksjon og absorpsjon av sollyset. 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.
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.
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.
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.
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.
Termisk stråling
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).
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.
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.
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 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.
mini|Spektralfordeling 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 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.
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 TS 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.
Strålingen fra et legeme (objekt) beskrives av Stefan-Boltzmanns lov:
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. Det vil altså si at en dobling av temperaturen til et legeme gir 16 ganger større utstrålt energi.
Stefan-Boltzmanns lov gjelder for såkalte sorte legemer. Et ideelt sort legeme absorberer all innkommende stråling, innenfor alle bølgelengder, men trenger ikke å se sort ut for det menneskelige øyet.
Jordoverflaten betraktet som et sort legeme + Typisk langbølget emissivitet for forskjellige overflater.Legeme eller stoff Emissivitet [%]Vann 92–96Tørr nysnø 82–99,5Is 96Tørr sand 84–90Fuktig sand 95–98Pløyd tørr jord 90Ørken 90–91Skog og busker 90Menneskelig hud 95Betong 71–88Polert 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 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 (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:
Så benyttes dette resultatet til å regne ut jordklodens ekvivalente temperatur som sort legeme:
Dette tilsvarer en temperatur på -18 °C. På grunn av jordens atmosfære er temperaturen en del høyere, nemlig eller .
Et ideelt sort legeme absorberer all stråling. Legemer som absorberer godt sammenlignes med et sort legeme, og har egenskapen at det også emitterer godt. 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. Ved bruk av forholdstallet for emissivitet kan Stefan-Boltzmanns lov modifiseres slik: