5. Thermalkartierung
Physikalische Grundlagen


Die Atmosphäre ist für Strahlungen verschiedener Wellenlängen nicht gleichmäßig durchlässig, sondern weist "Absorptionsbande" auf, die vor allem von den in der Atmosphäre vorhandenen Gasen herrühren.

Größere Gebiete mit hohem Durchlässigkeitsgrad findet man außer in dem sichtbaren Spektralbereich auch im "infraroten" Bereich, und zwar bei 2 µm - 5,5 µm sowie bei 7 µm - 15 µm Wellenlänge.

Man spricht in diesem Zusammenhang von "Fenstern" in der Atmosphäre, da in diesen Spektralbereichen die Erde vom Weltall aus "eingesehen" werden kann und umgekehrt auch ein Blick ins Weltall möglich ist.

Die Infrarot-Thermographie macht sich die physikalische Eigenschaft der Körper zunutze, die gemäß ihrer Oberflächentemperatur Wärmestrahlung abgeben. Bei dieser Wärmestrahlung wird Energie durch räumliche elektromagnetische Wellen transportiert, wobei die Strahlung der Fluss der elektromagnetischen Wellen pro Zeit und Fläche ist. Die physikalischen Zusammenhänge werden durch das Gesetz von Stefan-Boltzmann bzw. das Plancksche Strahlungsgesetz beschrieben.

Die im Verhältnis zur Solarstrahlung geringe Wärmeabstrahlung des Erdbodens war der Grund, weshalb radiometrische Messungen früher in der Meteorologie zur Bestimmung von Erdbodentemperaturen nicht praktikabel waren. Erst in den letzten Jahren wurden Halbleiter-Detektoren entwickelt, die im infraroten Wellenlängenbereich bei diesen geringen Intensitäten empfindlich genug sind.

Oberflächen-  beschaffenheit	Reflexionsanteil
schwarze Erde, trocken	14
heller Sand	8
Schnee, sauber	30 - 40
Wasserflächen	5 - 15
grünes Gras	26
Weizen	10 - 25
Beton	14 - 22
Mauer, weiß	65 - 80
Mauer, gelb	35 - 50
Mauer, grau	20 - 45
Asphalt	12 - 25
Schotter	5 - 10
mittlerer Wert der Erdoberfläche	35

Tab. 5.1: Albedo (Reflexionsvermögen) verschiedener Oberflächen in %

Für die Erwärmung des Erdbodens ist das Reflexionsvermögen des Untergrundes neben der Wärmeleitfähigkeit und Wärmekapazität wesentlich (Tab. 5.1).

Je nach Art und Beschaffenheit von Oberflächen ergeben sich deshalb bei gleichen Einstrahlungsbedingungen erhebliche Unterschiede in ihren Temperaturen. Dies zeigen z.B. Messungen an einem heiteren Sommertag (Abb. 5.1) für verschiedene Oberflächen.

So erreicht der Asphalt im gezeigten Beispiel Temperaturen von über 55 °C am Tage, während eine besonnte Rasenfläche mit 36 °C verhältnismäßig kühl bleibt. Mit 25 °C ist der Asphalt in der Nacht immer noch um 5 - 7 Grad wärmer als der Rasen bzw. der Ackerboden.

	Abb. 5.1: Tageszeitlicher Verlauf verschiedener Oberflächentemperaturen (Sommertag)

Schon am späten Nachmittag, d.h. vor Sonnen- untergang, sinkt demnach die Rasentemperatur unter die Lufttemperatur ab und beginnt somit bodennah Kaltluft zu erzeugen.

Oberflächentemperaturen werden jedoch nicht ausschließlich durch Strahlungseinflüsse be- stimmt, sondern sind vielmehr das Ergebnis des Zusammenspiels verschiedener Energieumsätze durch Strahlung, Verdunstung und Kondensa- tion von Wasser bzw. Wasserdampf, anthropo- gener Einflüsse (Verbrennungsprozesse) sowie der Energieumsätze im Boden und durch Advektion (atmosphärischer Wärmetransport).

© Landeshauptstadt Stuttgart, Amt für Umweltschutz, Abt. Stadtklimatologie

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