Sonnenstrahlung

Die Sonnenstrahlung ist die Strahlung der Sonne. Sie hat ihr Maximum im sichtbaren Licht, umfasst aber auch andere Elektromagnetische Wellen von Röntgen und UV bis zu Radiowellen. Erreicht die Sonnenstrahlung ungehindert durch Wolken die Erdoberfläche, herrscht hier Sonnenschein.

Strahlungsgesetze und Strahlungsarten

Das Strahlungsmaximum liegt im gelb-grünen Licht, was sich aus der Sonnentemperatur von knapp 6000°C und den Strahlungsgesetzen von Planck und Wien ergibt.

Zusammen mit den roten und blauen Lichtanteilen empfinden unsere Augen diese Lichtstrahlung als weiß, während die nicht-sichtbare Strahlung großteils auf Infrarot entfällt, auf deren Wirkung die Wärmerezeptoren der Haut ansprechen. Von den kurzwelligeren Strahlen gelangt noch ein Teil des UV-Lichts zu uns (siehe Sonnenbrand und Ozonloch), während die vereinzelte Röntgenstrahlung von Sonneneruptionen (Flares) und die kosmische Strahlung von der Lufthülle abgeschirmt werden.

Die Solar-"Konstante"

Die gesamte Strahlungsleistung der Sonne, die pro Quadratmeter auf die Erde einfällt, wird durch die Solarkonstante beschrieben. Sie beträgt im Mittel

Ihr tatsächlicher Wert variiert jedoch um 3 bis 4 Prozent in beide Richtungen, weil sich der Abstand Erde-Sonne zwischen Jänner und Juli von 147,1 bis 152,1 Millionen km ändert - also um ± 1,7% (Exzentrizität der Erdbahn).

Der resultierenden Bestrahlungsstärke von 1.325 bis 1.420 W/m² überlagert sich noch ein quasi-periodischer Einfluss von 0,1% wegen des 10-12jährigen Sonnenfleckenzyklus. Er wurde um 1700 erkannt und erstmals 1843 von Samuel Heinrich Schwabe in seiner Wirkung auf die Sonnenstrahlung untersucht.

Dämpfung durch die Atmosphäre

Die bis zur Erdoberfläche durchdringende Strahlung ist jedoch viel geringer, weil

1) die Erdatmosphäre und in ihr befindliche Aerosole die elektromagnetische Strahlung zu 20 bis 40 Prozent absorbieren,

2) der Einfallswinkel der Sonnenstrahlen nur in den Tropen bei 90° liegen kann.

Bei Sonne im Zenit treffen im Meeresniveau maximal etwa 800 W/m² ein, auf 3-4 km hohen Bergen etwa 1000 W/m². Wolken vermindern diesen Wert nochmals, doch geht der Erde dabei nur ein Teil "verloren" - nämlich jener Anteil, den helle Wolken ins Weltall zurück reflektieren. Das Air Mass gibt einen Wert für die Länge des Weges durch die Atmosphäre.

Minderung durch schrägen Lichteinfall

Wesentlicher noch ist der Einfallswinkel der Sonnenstrahlung - der Winkel zwischen den Strahlen und dem Horizont. Fällt die Licht- und Wärmestrahlung schräg ein, verteilt sie sich über eine größere Fläche auf der Erdoberfläche. Dieser Effekt verläuft genähert mit dem Sinus des Höhenwinkels, hängt aber lokal natürlich auch vom Gelände ab. Wenn ein Berghang im Schatten liegt, wird dies großteils von den im prallen Sonnenlicht liegenden Hängen wettgemacht, doch entstehen Temperaturunterschiede und lokale Winde (siehe Aufwind, Segelflug).

Der Einfluss der Jahreszeiten ist in den Tropen kaum merklich, weil der Sonnenstand dort zu Mittag immer steil ist und sich sein Sinus kaum ändert. Dagegen wirkt der Unterschied zwischen Sommer und Winter umso mehr, je näher man zu den Polen kommt.

In Mitteleuropa steht die Mittagssonne im Sommer 60-65° hoch und strahlt bei idealen Bedingungen mit einer Bestrahlungsstärke von etwa 1000 Watt/m² herab, gemessen in der Horizontalen. Im Winter sind es nur 13-18° und selbst zu Mittag nur etwa 200 Watt/m² (ebenfalls in der Horizontalen gemessen). Für die Erwärmung der Erdoberfläche ist zusätzlich die Dauer des hellen Tages wichtig, die Ende Juni etwa 16 Stunden beträgt, im Dezember aber nur 8 Stunden. Daher liegt das Verhältnis der gesamten eingestrahlten Sonnenenergie zwischen diesen Monaten bei etwa 5:1 bis 10:1, wird aber durch Wärmespeicherung im Erdboden und vor allem in den Meeren gemildert.

Betrachtet man die winterliche Situation nicht nur in der horizontalen Ebene, so ist die einfallende Energie natürlich höher. Normal zum Lichteinfall erreicht sie den Großteil der Sommerwerte, was über die Mittagsstunden zur Wärmeproduktion mit Solarkollektoren oder in Wintergärten nutzbar ist.

Strahlungsbilanz, Treibhauseffekt und Wetter

Die Temperatur der Erdoberfläche wird global von der Strahlungsbilanz bestimmt - dem Zusammenwirken von Absorption und Reflexion sowie Re-Emission und Streuung.

Die zur Erde kommende Sonnenenergie wird durch Wolken, Luft und Boden (hier besonders von Schnee) zu 30% wieder in den Weltraum reflektiert (das heißt die Albedo der gesamten Erde ist 0,30). Die restlichen 70% werden absorbiert: rund 20% von der Atmosphäre, 50% vom Erdboden. Letztere werden durch Wärmestrahlung und Konvektion wieder an die Lufthülle abgegeben. Würde alle diese Energie wieder zur Gänze in den Weltraum abgestrahlt, läge die mittlere Lufttemperatur bei -18 °C, während sie tatsächlich +15°C beträgt.

Die Differenz erklärt sich aus dem natürlichen Treibhauseffekt der Atmosphäre. Deren so genannte Treibhausgase - vor allem Wasserdampf und Kohlendioxid - erschweren die Abstrahlung im Infraroten. Sie werfen es zu 85% wieder zur Erdoberfläche zurück, was zu einer Erwärmung um durchschnittlich 33°C führt.

Diese Zahlen gelten nur für die Erde als Ganzes. Lokal und regional hängen die Verhältnisse von zahlreichen Faktoren ab:

• von der Albedo der Erdoberfläche, die vom 30 %-Mittel stark abweichen kann (beispielsweise Schnee 40 bis 90%, Wüste 20 bis 45%, Wald 5 bis 20%)
• vom oben erwähnten Einfallswinkel der Sonnenstrahlen und der Dauer ihrer Einwirkung
• von Bewölkung und Luftfeuchtigkeit
• vom Wärmetransport durch Wind, von Luftschichtungen usw.

Theoretisch sind diese Faktoren weitgehend modellierbar, doch nicht in allen Details wie Staueffekten an Gebirgen oder unregelmäßiger Bewegung von Tiefdruckgebieten. Für gute Vorhersagen benötigt die Meteorologie außer enormen EDV-Kapazitäten auch ein weltweit dichtes Raster von Messdaten über alle Luftschichten, was in der Praxis an Grenzen stößt.

Siehe auch

Farbtemperatur, Sonnenlicht, Wärme, Klima

Weblinks