zurück. Das materialspezifische Emissionsvermögen bestimmt das Verhältnis der von realer Materie emittierten Strahlung zu der des idealen Schwarzkörpers, gegeben durch den „Emissionsgrad“ ε, mit Werten 0 ≤ ε ≤ 1. Der Wert ε =1 gilt natürlich für einen Schwarzkörper, und ε =0 würde für Material gültig sein, das gar nicht emittiert, was aber in der Praxis nicht vorkommt. Das Emissionsvermögen ist nicht nur abhängig vom emittierenden Material, sondern kann auch bei gegebenem Material, bedingt durch dessen molekulare Struktur, für verschiedene Wellenlängen unterschiedliche Werte haben. Für natürliche Oberflächen wie Erde, Steine und Wasser, aber auch Pflanzen und Schnee, liegt das Emissionsvermögen im terrestrischen Spektralbereich in der Größenordnung von 0,95 (Abb. 3.11). Damit ist die abgestrahlte Gesamtstrahlung zwar etwas kleiner als die eines Schwarzkörpers gleicher Temperatur, aber nicht sehr viel. Eine Abhängigkeit des Emissionsvermögens von der Wellenlänge kann für feste Körper für den energetisch wichtigen Bereich der terrestrischen Strahlung praktisch vernachlässigt werden. Damit sind das Planck-Gesetz und das Stefan-Boltzmann-Gesetz auch zur Beschreibung der Strahlung von natürlichen Oberflächen gültig, mit ε als Proportionalitätsfaktor.
Bei Gasen ist die Wellenlängenabhängigkeit des Emissionsvermögens dagegen ausgeprägt. Diese emittieren in sehr engen Spektralbereichen, den sogenannten Linien. Da generell gilt, dass bei Materie, deren spektraler Emissionsgrad eine typische Signatur aufweist, diese Eigenschaft durch Messung bei verschiedenen Wellenlängen genutzt werden kann, um die Art der strahlenden Materie zu bestimmen, ergibt sich für die Satellitenmeteorologie so eine Möglichkeit, die Konzentrationen verschiedener Gase in einem Volumen zu ermitteln (Kap. 10).
2.2.4 Wie gehören Emission und Reflexion zusammen?
Es wurde schon gesagt, dass die Prozesse Absorption und Emission auf den gleichen Grundlagen in den Atomen und Molekülen beruhen. Das Kirchhoffsche Strahlungsgesetz besagt dementsprechend, dass für jedes Material der Emissionsgrad ε gleich dem Absorptionsgrad α ist, wenn die gleiche Wellenlänge betrachtet wird.
Dabei ist der Absorptionsgrad wieder eine Größe mit Werten 0 ≤ α ≤ 1, mit der angegeben wird, welcher Anteil der auftreffenden Strahlung von dem Material absorbiert wird.
Bei jeder Wellenlänge gilt: Je größer das Reflexionsvermögen eines Materials, desto kleiner ist sein Emissionsvermögen – und umgekehrt.
Beim Blick vom Satelliten in Richtung Erde ist im Signal immer auch relativ mehr oder weniger Strahlung enthalten, die am Boden oder an Wolken reflektiert wurde – im sichtbaren Spektralbereich häufig der dominierende Anteil. Die reflektierte Strahlungsflussdichte R wird durch das Reflexionsvermögen der Oberfläche bestimmt, angegeben mit dem „Reflexionsgrad“ ρ, der auch wieder wellenlängenabhängig ist. Der Reflexionsgrad gibt den Anteil der auf eine Fläche fallenden Strahlung an, der wieder nach oben in den Halbraum zurückgestrahlt wird. Und da auch hier die Möglichkeiten von gar nicht bis zu vollständig möglich sind, gilt wieder 0 ≤ ρ ≤ 1. Im solaren Spektralbereich wird der Reflexionsgrad auch als „Albedo“ bezeichnet und häufig in % angegeben.
Für einen Körper wie die Erdoberfläche, der optisch so dick ist, dass keine Strahlung hindurchgehen kann, ist sofort klar, dass auffallende Strahlung entweder reflektiert oder absorbiert wird. Eine andere Möglichkeit gibt es nicht. Damit gilt
und wenn das Kirchhoffsche Strahlungsgesetz (Gl. 2.12) berücksichtigt wird, ergibt sich daraus
Es gilt also, dass das spektrale Emissionsvermögen umso größer ist, je kleiner das Reflexionsvermögen bei der betrachteten Wellenlänge ist, und umgekehrt. Mit ε = 1 beschreibt Gleichung 2.14 den Zusammenhang für einen Schwarzkörper, der optimal emittiert, aber gar nicht reflektiert. Als ein Beispiel für Gleichung 2.14 für natürliche Oberflächen sei Granit genannt. Dieser hat bei 10 μm bei verwitterter, rauer Oberfläche einen Emissionsgrad von rund 0,89 – aber nur 0,80 bei polierter Oberfläche, entsprechend dem in diesem Zustand höheren Reflexionsvermögen. Gleichung 2.14 gilt auch bei winkelabhängiger Betrachtung, auch im Mikrowellen-Bereich und für verschiedene Polarisationsrichtungen. Sie kann also ganz allgemein in der Satellitenmeteorologie Verwendung finden.
Bei allen Fernerkundungsfragen ist es das Ziel, Werte von Atmosphärenparametern aus gemessenen Strahldichten zu bestimmen. Da im solaren Spektralbereich auch die gemessene Strahlung ursprünglich von der Sonne stammt, ist nicht der absolute Wert an sich wichtig, sondern die Veränderung der einfallenden solaren Strahlung durch Atmosphäre und Boden. Es ist also das Verhältnis der absoluten gemessenen Strahldichte zu der einfallenden Strahlung von der Sonne zu interpretieren. Die Bestrahlung der Atmosphäre durch die Sonne auf eine als eben angenommene Fläche berechnet sich als Produkt aus dem aktuellen spektralen Wert der extraterrestrischen Strahlungsflussdichte Eso und dem Kosinus des Zenitwinkels der Sonne θso. Unter der Annahme, dass das oben aus der Atmosphäre austretende Strahlungsfeld isotrop ist, ergibt sich die reflektierte Strahlungsflussdichte, als Integral über alle Strahldichten aus dem Halbraum, zu R = L • π. Damit kann eine vom Satelliten aus gemessene Strahldichte L in die „atmosphärische Reflektanz“ ρAtm – auch „Reflektivität“ oder „Reflexionsgrad am Oberrand der Atmosphäre“ genannt – überführt werden, aus der dann die gesuchten Atmosphären- und Bodeneigenschaften abgeleitet werden.
Die Variation der Einstrahlung von der Sonne im Laufe eines Jahres, bedingt durch den variablen Abstand Erde-Sonne (Kap. 2.3.1), muss dabei natürlich berücksichtigt werden.
2.3 Woher kommt die Strahlung, die bei der Satellitenmeteorologie genutzt wird?
Was sind die Quellen, die die elektromagnetische Strahlung emittieren, die bei der Fernerkundung meteorologischer Parameter genutzt wird? Es sind dies einerseits die Sonne und andererseits die Erde selbst, also Boden und Atmosphäre mit allen Bestandteilen. Daneben kommt heutzutage künstlich erzeugte Strahlung bei der Fernerkundung zum Einsatz, die von einem Laser oder einem Mikrowellensender auf einem Satelliten abgestrahlt wird.
Entsprechend der Planck-Funktion steigt mit zunehmender Temperatur die Strahlung bei allen Wellenlängen, die Kurven in Abbildung 2.10 schneiden sich nicht. Die solare Strahlung ist in ihrem Maximum bei rund 0,5 μm mehr als drei Millionen mal so stark wie die von der Erde emittierte Strahlung in ihrem Maximum bei rund 10 μm. Wie kommt es also, dass in der Meteorologie – und damit auch in der Satellitenmeteorologie – der solare und der terrestrische Spektralbereich getrennt behandelt werden können, dass die Strahlungsflussdichten in beiden Bereichen ähnliche Größen aufweisen?
Aufgrund der großen Entfernung der Sonne hat deren Strahlung an der Erde einen Raumwinkel von nur 6,8 • 10–5 sr. Erst durch die Streu- und Reflexionsprozesse in der Atmosphäre und am Boden wird sie auf den ganzen Halbraum verteilt. Dagegen wird die terrestrische Strahlung von den Bestandteilen der Erde gleich in den ganzen Halbraum emittiert. Durch diese Unterschiede der Raumwinkel werden die nach dem Planckschen Gesetz gegebenen Unterschiede der Strahldichten für die Wellenlängen entsprechend stark reduziert, wenn die Strahlungsfelder an der Erde betrachtet werden. Für die Satellitenmeteorologie ist weiter zu berücksichtigen, dass die solare Strahlung, die von der Erde kommend einen Satelliten erreicht, durch die Reflexion am Boden und die Streuung in der Atmosphäre gegenüber der einfallenden Strahlung reduziert wurde.
