Fernerkundung des Luftdrucks am Oberrand von Wolken mit MSG - SEVIRI

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1 Fernerkundung des Luftdrucks am Oberrand von Wolken mit MSG - SEVIRI Diplomarbeit von Stephan Brusch eingereicht im Fach Meteorologie am Fachbereich Geowissenschaften der Freien Universität Berlin Januar 6

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3 1.Gutachter: Prof. Dr. Jürgen Fischer Fachbereich Geowissenschaften, Freie Universität Berlin 2.Gutachter: Prof. Dr. Ralf Bennartz Atmospheric and Oceanic Sciences, University of Wisconsin, Madison

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5 Inhaltsverzeichnis Einleitung 7 1 Grundlagen Strahlung in der Atmosphäre Die terrestrische Strahlung Die Atmosphäre und ihre optischen Eigenschaften im thermisch infraroten Spektralbereich Absorption Streuung Optische Eigenschaften von Wolken Das Modell XTRA Das Instrument SEVIRI Wolkenfernerkundung Wolkenoberkantendruck im thermischen Infrarot via CO2 - Slicing Wolkenoberkantendruck aus Radiosondendaten Sensitivitätsstudien Wolkenhöhe und optische Dicke Beobachtungswinkel Stephan Brusch, FU Berlin

6 Inhaltsverzeichnis Einfluß des Wasserdampfes und Kohlendioxids Entwicklung der Algorithmen Inversion durch neuronale Netze SBA-Datensatz MBA-Datensatz Ergänzung des MBA und SBA durch Abschätzung einer Wolkenfreitemperatur Kanalsetzung und Algorithmen Validierung MODIS SBA MBA MERIS-FUB SBA MBA MSG-MPEF-EBBTAMV SBA MBA Diskussion Fehlerbetrachtung Zusammenfassung und Ausblick 98 Abbildungsverzeichnis 101 Literaturverzeichnis 105 Danksagung 112

7 Einleitung Zu den größten umweltpolitischen Herausforderungen zählt das Problem, in welchem Maß das Erdklima durch den Menschen beeinflußt wird. Das ständige Wachstum der Erdbevölkerung und die damit verstärkte Nutzung natürlicher Ressourcen beeinflusst natürliche Prozesse und ändert damit unkontrolliert die Lebensbedingungen auf der Erde. Klimaänderungen sind schwer wiegende Bedrohungen für alles Leben auf der Erde. Es ist unumstritten wie wichtig die Vorhersage und das Verständnis von Klimaänderungen und die daraus resultierenden Auswirkungen sind. Klimatologische Prozesse und die Bilanzierung des Energiehaushaltes sind sehr komplexe und schwierige Problemstellungen. Wolken spielen dabei eine zentrale Rolle. Die Variabilität in Form und Verteilung erschweren die exakte Lösung der an die Wissenschaft gestellte Aufgabe. Im Durchschnitt bedecken Wolken mehr als 67% der Erdoberfläche [ROSSOW und SCHIFFER, 1999]. Ihr Einfluß auf das Wetter und Klima ist enorm. Sie dominieren den Energiehaushalt der Atmosphäre im solaren und thermischen Strahlungshaushalt: Wolken kühlen die Erde durch die Reflexion einfallender Sonnenstrahlung (Albedoeffekt); Wolken erwärmen die Erde durch die Absorption der von der Erdoberfläche emittierten Wärmestrahlung und durch die Rückemission von Wärmestrahlung zum Boden (Treibhauseffekt). Stephan Brusch, FU Berlin

8 Einleitung 8 Die Effektivität ebengenannter durch Wolken verursachter Vorgänge hängt zudem stark von ihrer Höhe, vom Untergrund, von der geographischen Lage und von mikrophysikalischen Eigenschaften (Wasser- oder Eisphase, Teilchengröße, Teilchenkonzentration) ab [Hartmann et al., 1992]. Kühlende Wirkung auf die Atmosphäre haben dicke tiefe Wolken über Ozeanen aufgrund ihrer durchschnittlichen hohen Albedo, im Gegensatz zu dünnen hohen Wolken über Land mit erwärmenden Charakter. Des Weiteren existiert ein kompliziertes System von Rückkopplungsmechanismen zwischen Wolken und Klima. Wolken beeinflussen nicht nur das Klima, sondern Eigenschaften von Wolken, wie Bedeckungsgrad, Höhe, Phase oder Wasserpfad werden auch durch Klimaänderungen beeinflußt [HARSHVARDHAN und ESPINOZA, 1995]. Der indirekte Aerosoleffekt nach Twomey et al. (1984), ein vermehrter Ausstoß von Aerosolen, die Kondensationskeime für mehr kleine Wolkentropfen darstellen und damit zu einer Veränderung ihrer Strahlungseigenschaften, wie ein höherer Albedoeffekt im solaren oder eine geringere Regenwahrscheinlichkeit und damit längere Lebensdauer führt, begründet eine anthropogene Ursache für veränderte Wolkeneigenschaften. Nach Wielicki et al. (1995) besteht weiterhin Unklarheit darin, ob Wolken die erwartete Erwärmung der Erde beschleunigen oder verlangsamen. Genanntes begründet das Streben nach immer genaueren Methoden zur Messung von Wolkeneigenschaften. Dieser Anforderungen genügend ist die Nutzung von Satelliten. Im Gegensatz zu in-situ Messungen liefern sie Informationen im globalen Maßstab. In der Fernerkundung wird zwischen aktiven und passiven Methoden unterschieden: aktive Fernerkundungsmethoden verwenden entweder kurzwellige Strahlung vom UV bis nahem Infrarot, z.b. LIDAR oder wie das RADAR langwellige Strahlung. Aktive Sensoren senden selbst Strahlung aus und messen den rückgestreuten Anteil. Der Zeitversatz zwischen Aussendung und Messung und die Form des Signals liefern Informationen über das durchstrahlte Medium. Spektrometer, die zu den passiven Sensoren zählen, nutzen hingegen die Strahlung der Sonne oder Erde, je nach spektraler Lage des Sensors. Physikalische Eigenschaften und Zusammensetzung der Atmosphäre

9 Einleitung 9 erklären eine Vielzahl an Wechselwirkungsmechanismen, z.b. Streuung, Absorption und Emission. Mit passiven Sensoren gemessene Spektren liefern wichtige Informationen über atmosphärische Parameter. Im folgenden werden wenige Methoden zur Bestimmung der Wolkenhöhe beispielhaft erläutert: Bei der sogenannten CO 2 -Slicing-Methode werden Absorptionsbanden, wie die von Kohlendioxid bei 15 µm genutzt. Bekannte Temperatur- und Feuchteprofile der Atmosphäre ermöglichen die Ableitung der Wolkenhöhe [MENZEL et al., 2; WYLIE et al., 1994; EYRE und MENZEL, 1989]. Eine detaillierte Beschreibung erfolgt im Kapitel 2.1. Messungen innerhalb der O 2 A-Bande bei 760 nm erlauben die Ableitung der Wolkenhöhe mit einer Genauigkeit von ca. 30 hpa [FISCHER und GRAßL, 1991; PREUSKER, 1]. Die Verwendung stereoskopischer Verfahren beruht auf dem Matching, die Identifizierung von Wolken in Bildern der selben Szene aus verschiedenen Blickwinkeln. Die Höhe kann über die Parallaxe der Wolken bestimmt werden [HASLER, 1981]. In Abhängigkeit des Sonnenwinkels und der Wolkenhöhe kann der Schattenwurf der Wolkenkanten zur Bestimmung der Höhe in der Wolkenschattenanalyse genutzt werden. [GURNEY, 1982] LIDAR-Instrumente (Light Detection And Ranging) liefern derzeit die genauesten Ergebnisse. Es handelt sich hierbei um eine Punktmessung, aus der die Wolkenhöhe aus einer definierten Entfernung zwischen LIDAR und Wolke durch die Laufzeit eines von einem Laser emittierten und an der Wolke reflektierten Signals bestimmt wird [BOERS et al., 1988; PAL et al., 1992]

10 Einleitung 10 Im Rahmen dieser Arbeit wurde ein Verfahren zur Ableitung des Luftdrucks am Oberrand von Wolken aus SEVIRI-Daten entwickelt. SEVIRI ist das Hauptinstrument auf dem Satelliten MSG (Meteosat Second Generation). Die Nutzung dieses Instruments mit seinem geostationären Orbit ist im Vergleich zu beispielsweise MODIS (Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer) auf den Satelliten AQUA und TERRA oder MERIS (Medium Resolution Imaging Spectrometer) auf ENVISAT (Environmental Satellite) mit einem großen Vorteil verbunden: Die ebengenannten polarumlaufenden Satelliten decken in der Regel innerhalb von 2-3 Tagen den Globus ab. Im Gegensatz dazu ermöglicht SEVIRI in einem Zeitintervall von 15 Minuten die Aufnahme von Meßdaten für ein konstantes Sichtfeld.

11 1 Grundlagen Die entwickelten Verfahren dieser Arbeit basieren auf Messungen im infraroten Spektralbereich. Im folgenden Kapitel wird ein allgemeiner Überblick über die Theorie der für den Strahlungstransport in der Erdatmosphäre wichtigen Prozesse und das genutzte Strahlungstransportmodell gegeben. Anschließend erfolgt eine Beschreibung des verwendeten Meßinstruments Strahlung in der Atmosphäre Die am Oberrand der Atmosphäre auftretende extraterrestrische solare Strahlung stammt nahezu komplett von der Sonne. Abb. 1-1 zeigt, dass das Maximum der solaren Strahlung bei 0.48 µm, also im sichtbaren Bereich liegt [G. W. PETTY, 4]. Sie ist mit ihrer differentiellen Erwärmung der Erdoberfläche der Antrieb für das Wetter, die Meeresströmungen und damit auch für das Klimasystem Erde. Die von der Erde ausgehende Strahlung wird terrestrisch genannt. Die in dieser Arbeit entwickelten Verfahren zur Ableitung der Wolkenhöhe nutzen die Modifikation terrestrischer Strahlung durch die Erdatmosphäre. Abb. 1-2 fasst schematisch die für den Strahlungshaushalt im System Erde-Atmosphäre wichtigen Komponenten zusammen. Die Strahlungsbilanz für das Gesamtsystem Erde ergibt sich aus dem kurzwelligen Stephan Brusch, FU Berlin

12 Strahlung in der Atmosphäre 12 Strahlungsstrom der Sonne und dem langwelligen Strahlungsstrom der Erde. Der kurzwellige Anteil wird nach ein- oder mehrfacher Reflektion beispielsweise an Wolken oder der Erdoberfläche teilweise in den Weltraum abgegeben. Der Rest dient zur Erwärmung der Erdoberfläche. Die Erde wiederrum emittiert aufgrund ihrer sehr viel geringeren durchschnittlichen Temperatur im Vergleich zur Sonnentemperatur größtenteils infrarote Strahlung im Wellenlängenbereich von 4 µm bis 100 µm (s. Abb. 1-1), von der nur ein gewisser Anteil wieder in den Weltraum abgegeben wird. Einen wesentlichen Beitrag trägt die spektralabhängige Absorption durch atmosphärische Gase im langwelligen Strahlungsstrom. Wechselwirkungen dieser Art erwärmen die Atmosphäre, die wiederum Strahlung emittiert. Ein Teil davon gelangt als atmosphärische Gegenstrahlung zurück zur Erdoberfläche. Als Folge der absorbierten kurzwelligen Strahlung, der in den Weltraum abgegebenen Strahlung und dem entstandenen Strahlungsgleichgewicht ergibt sich eine mittlere Temperatur der Erdoberfläche von 288 K. Ohne diesen natürlichen Treibhauseffekt ergäbe sich eine Temperatur von ca. 255 K. Die am stärksten am Treibhauseffekt beteiligten Gase nach Roedel W. (1992) sind Wasserdampf und Kohlendioxid mit 62% bzw. 22 % W/(m 2 µm) wave length [µm] Abbildung 1-1: Schematische Darstellung der terrestrischen (schwarz) und solaren (rot) Strahlung angenähert durch Schwarzkörperradianz(T=300K) π 2 2 bzw. Schwarzkörperradianz(T=5783K) π R S DSE ( R S : Sonnenradius und : Entfernung Sonne-Erde) D SE

13 Strahlung in der Atmosphäre 13 Weitere Beiträge leisten Stickstoffdioxid mit 4 % sowie Methan mit 2,5 %. Einen überaus starken Einfluß auf die Gegenstrahlung haben ebenfalls Wolken. Hochliegende Eiswolken bei etwa 12 km Höhe und hochliegende Eisschichtwolken bei etwa 8,5 km Höhe mit 84% bzw. 68%, Altostratus in einer Höhe von ca. 2,2 km mit 20% und tiefliegende mächtige Regenschichtwolken mit einer Untergrenze bei ca. 100 m mit 1%. Die genannten unterschiedlichen Einflüsse verschiedener Wolken auf die Strahlung ermöglichen anhand von Messungen Aussagen über Wolkeneigenschaften zu treffen. Abbildung 1-2: Die Energiebilanz im System Erde/Atmosphäre; Angaben in [W/m²]. [KIEL und TRENBERTH,1997] In den folgenden Unterkapiteln werden weitere Eigenschaften terrestrischer Strahlung, sowie Wechselwirkungsprozesse der Atmosphäre mit elektromagnetischer Strahlung im Infrarot Bereich erläutert.

14 Strahlung in der Atmosphäre Die terrestrische Strahlung Materie emittiert unabhängig vom Aggregatzustand bei einer gegebenen Temperatur thermische Strahlung in dem Maße und in dem Wellenlängenbereich, in dem sie auch zu absorbieren vermag. Für eine bestimmte Temperatur und für eine bestimmte Wellenlänge ist die thermische Emission durch das Produkt aus der Emission eines idealen schwarzen Strahlers und dem Absorptionsvermögen der betrachteten Materie gegeben. Die feste und flüssige Erdoberfläche kann theoretisch in Näherung als schwarzer Strahler angesehen werden. Für einen Schwarzkörper, der die gesamte eintreffende Energie absorbiert und wieder vollständig als Wärmestrahlung emittiert, ist die Emissivität über den gesamten Spektralbereich gleich 1. Die Planckfunktion beschreibt die von einem Schwarzkörper emittierte spektrale Strahldichte L Sλ ( λ, T) : L Sλ ( λ, T)dλ 2hc 2 = dλ [Wm 2 hc λ k e B λt 1 sr 1 µm 1 ] h = 6, Js:Planksches Wirkungsquantum c = m/s:lichtgeschwindigkeit k B = 138, J/K:Boltzmann-Konstante (1-1) Handelt es sich um einen schwarzen Strahler, hängt die emittierte spektrale Strahldichte nur von der Temperatur und Wellenlänge ab. Des Weiteren besteht eine Richtungsunabhängigkeit, was eine Charakterisierung eines Lambertstrahlers entspricht. In Näherung gilt dieses auch für die Erdoberfläche. In den folgenden Kapiteln wird die in der Fernerkundung häufig genutzte Größe der Helligkeitstemperatur BT (brightness temperature) genutzt. Sie beschreibt die Temperatur eines Schwarzkörpers, bei der die von ihm emittierte Strahldichte der gemessenen Strahldichte, in Abhängigkeit von der Wellenlänge, entspricht.

15 Strahlung in der Atmosphäre 15 radiance [W/(m 2 sr µm)] K 280K 260K 250K wavelength [µm] Abbildung 1-3: schwarz: Plancksche Funktion für verschiedene Temperaturen; grau: TOA-Strahlungstransportsimulation mit XTRA für die Standardatmosphäre Midlatitude- Summer [STENGEL M., 5] In Abb. 1-3 ist die Plancksche Funktion für verschiedene Temperaturen eine beispielhafte top of atmosphere (TOA) Strahlungstransportsimulation dargestellt. Klar ersichtlich ist wie sich das Maximum der spektralen Verteilung in Abhängigkeit von der Temperatur des Schwarzkörpers verschiebt. Eine Beschreibung dieses Phänomens wird durch das Wiensche Verschiebungsgesetz gegeben. λ max = c , T Ks (1-2) In Näherung läßt sich so das Maximum der von der Erde mit typischen atmosphärischen Temperaturen zwischen K K mit einer mittleren Oberflächentemperatur von 288 K emittierten Strahlung bestimmen (s. Abb. 1-1). Es liegt etwa bei einer Wellenlänge von 10 µm, im Gegensatz zum Maximum der solaren Strahlung bei 0.48 µm, die einer Emission eines Schwarzkörpers bei 6000 K entspricht. Dort ist der Einfluß der direkten und gestreuten solaren Strahlung vernachlässigbar. Nach Abb. 1-1 umfaßt das Spektrum der terrestrischen Strahlung etwa den Bereich zwischen 4 und 100 µm. Bisherige Aussagen wurden anhand der maximal theoretisch möglichen Emission für einen Idealfall diskutiert. In der Realität weicht aber die von der Erdoberfläche emittierte Strahlung von

16 Strahlung in der Atmosphäre 16 der Schwarzkörperstrahlung in einem nicht zu vernachlässigenden Maße ab. Die Emissivität von Nicht-Schwarzkörpern, die eine spektrale Abhängigkeit besitzen und zum Teil deutlich von 1 abweicht, erklärt die Einführung der spektralen Emissivität. Sie ist definiert als das Verhältnis der emittierten Strahldichte Körpers zu der Strahldichte des entsprechenden L S ( λ, T) die ein Schwarzkörper bei gleicher Temperatur emittiert. Die Gleichheit zwischen der Emissivität und dem Absorptionsgrad eines realen Strahlers im thermodynamischen Gleichgewicht beschreibt das Kirchhoffschen Gesetz: L( λ, T) αλt (, ) αλt (, ) = ε( λ, T) = L( λ, T). (1-3) L S ( λ, T) Dieses Gesetz gilt für sämtliche Aggregatzustände und erklärt, dass Stoffe (Materie) in den Wellenlängenbereich in dem sie absorbieren emittieren. Unsere Erdoberfläche ist in ihrer Beschaffenheit nicht homogen, sondern weist verschiedenste Oberflächen- und Vegetationsformen auf. Somit existiert eine große Variabilität der spektralen Emissivität räumlich und zeitlich. In Abb. 1-4 sind einige Emissivitätsspektren dargestellt. Abbildung 1-4: Emissivitätsspektren für verschiedene Untergrundtypen aus ASTER spectral library [e.g. SALISBURY and D ARIA, 1994].

17 Strahlung in der Atmosphäre Die Atmosphäre und ihre optischen Eigenschaften im thermisch infraroten Spektralbereich Für die Strahlung ist die chemische Zusammensetzung der Atmosphäre sehr bedeutsam. Sie enthält zum einen eine Vielzahl von Gasen, zum anderen feinste flüssige und feste Beimengungen wie Wassertropfen, Eiskristalle und Aerosolpartikel. Eine Auflistung der wichtigsten gasförmigen Bestandteile der Atmosphäre ist in Tabelle 1-1 gegeben. Ein Großteil der atmosphärischen Gase sind in ihrer Konzentration räumlich und zeitlich praktisch konstant: Die Lebensdauer dieser permanenten Luftbestandteile reichen von ca Jahren bis zu dem Alter der Erde selbst und sind bis zu einer Höhe von etwa 80 km weitgehend homogen verteilt [ROEDEL W., 1992]. Bestandteil Volumenanteil [%] Stickstoff N 2 Sauerstoff O 2 Argon Ar Kohlendioxid CO 2 Wasserdampf H 2 O Neon Ne Helium He Methan CH 4 Krypton Kr Wasserstoff Ozon O 3 H 2 Distickstoffoxid N2 O * Xenon Xe Kohlenmonoxid CO* Tabelle 1-1: Wichtigste gasförmige Bestandteile der Luft bezüglich des Volumenanteils nach [LIOU K. N., 1992] (*Werte in Bodennähe).

18 Strahlung in der Atmosphäre 18 Neben den nichtgasförmigen Bestandteilen der Atmosphäre zeigt vor allem der Wasserdampf eine starke Variabilität in Raum und Zeit. Ferner spielt dieses Gas eine wichtige Rolle im Prozeß der Wolkenbildung und der damit verbundenen Regenwahrscheinlichkeit. Die Konzentration kann zwischen wenigen hundertstel Prozent in kalten Gebieten Nordsibiriens und 4% Volumenanteil über tropischen Ozeanen schwanken [STEPHENS G. L., 1994]. Es sei übrigens hier schon angemerkt, daß der weitaus größte Teil des Wassers in der Atmosphäre in Form von Dampf vorliegt, selbst innerhalb von Wolken ist der Gehalt an Wasserdampf um ein Mehrfaches höher als der Flüssigwassergehalt. Im Kontext dieses Kapitels, d.h. im Zusammenhang mit den optischen Eigenschaften der Atmosphäre im IR interessieren aufgrund ihrer absorbierenden und streuenden Eigenschaften neben Wasserdampf vor allem Kohlendioxid und Ozon. Wie stark deren Wechselwirkung und die damit verbundenen Folgen für die Strahlungsbilanz sind, unterscheidet sich von Gas zu Gas. Die Transmissionsspektren von Wasserdampf, Kohlendioxid und Ozon im sichtbaren und infraroten Spektralbereich können Abb entnommen werden. Des Weiteren beeinflussen die nicht gasförmigen Bestandteile den Strahlungstransport. Allgemein läßt sich die Änderung der monochromatischen Strahlungsintensität an einem Ort r in der Richtung s beim Durchgang durch eine Schicht der Dicke ds eines bestimmten Mediums wie folgt ausdrücken. dl ( r, s) = σ( r) ( Jrs (, ) Irs (, )) ds (1-4) Dies ist eine allgemeine Form der Strahlungsübertragungsgleichung (SÜG). In dieser Gleichung sind orts- und richtungsabhängige Quellen ( Jrs (, )) und Senken ( Irs (, )) zusammengefaßt. σ( r) ist der ortsabhängige Extinktionskoeffizient. Phänomenologisch stellen Quellen Gewinne für das Strahlungsfeld dar und resultieren aus der Emission des Mediums, der elastischen Streuung von Photonen in die Richtung s und der inelastischen Streuung in den entsprechenden Wellenlängenbereich hinein. Senken (Verluste) sind Streuung aus der Raumrichtung s hinaus und Absorption des

19 Strahlung in der Atmosphäre 19 Mediums. Emission, Absorption und Streuung sind die wichtigsten Wechselwirkungsprozesse bezüglich elektromagnetischer Strahlung in der Atmosphäre. Betrachtet man den Transfer elektromagnetischer Strahlung durch ein Medium, stellt sich die grundlegende Frage, wie eine Beziehung zwischen den Eigenschaften der Partikel (d.h. Größe, Form, dielektrische Eigenschaften) zur Winkelverteilung der gestreuten Strahlung und zur Absorption der Strahlung hergestellt werden kann. Diese Frage wurde von J. Rayleigh für Teilchen untersucht, deren Größe im Vergleich zur Wellenlänge der einfallenden Strahlung klein ist. Mie formulierte schließlich eine allgemeine, das gesamte Spektrum umfassende Theorie für kugelförmige homogene Partikel. Die Resultate der Mie-Theorie sind nützlich für die Bestimmung der Absorptions- und Streukoeffizienten sowie der Phasenfunktion. Streuprozesse können an Luftmolekülen, Aerosolen oder Wolkenteilchen stattfinden. Für unbewölkte Atmosphären kann die Streuung im thermischen Infrarot in Näherung vernachlässigt werden. Die Wellenlängen im betrachteten Spektralbereich sind groß gegenüber den in der Luft vorkommenden Gasmolekülen. Die hierfür in Betracht kommende Rayleigh- Streuung ist aufgrund ihrer 1/λ 4 Abhängigkeit im thermischen Infrarot vernachlässigbar. Dies gilt damit auch für die in der Atmosphäre enthaltenen Aerosolteilchen mit r «λ. Da die Anzahl von Aerosolteilchen mit r λ im Allgemeinen klein ist, wird Streuung an dieser Stelle nicht betrachtet. Jedoch müssen für bewölkte Atmosphären Streuprozesse beachtet werden, da die Anzahl an Wolkenteilchen mit r λ vergleichsweise groß ist. Theoretische Basis dieser Streuung bildet die von Mie entwickelte Theorie (s. Kap ) Absorption Bei der Absorption kommt es zu einer Umwandlung der Strahlungsenergie in die innere Energie der Teilchen. Rotations-, Vibrations- und Elektronenanregung ergeben die innere Energie eines Moleküls. Die einzelnen Anregungszustände sind gequantelt und können deshalb nur diskrete Werte annehmen. Das begründet das Auftreten von Absorptionslinien. Trifft ein Photon auf ein Atom, wird es absorbiert, wenn die Energie

20 Strahlung in der Atmosphäre 20 des Photons, E = hν ( ν : Frequenz des Photons), exakt der nötigen Übergangsenergie eines Elektrons vom Ausgangs- zu einem höheren Energieniveau entspricht. Es ergeben sich somit für jedes Atom bestimmte Absorptionsfrequenzen. Die Energieübertragung zwischen Photonen und Molekülen ist mit dem elektrischen Dipolmoment der Moleküle gekoppelt. Somit erklären sich die unterschiedlichen Strahlungsaktivitäten von Gasen. Aufgrund ihrer asymmetrischen Ladungsverteilung sind H 2 O und O 3 nach Liou [2] im Infraroten sehr aktive Gase. N 2 oder O 2 sind wegen ihrer symmetrischen Ladungsverteilung im Infraroten nahezu inaktiv. Die oben genannte Wechselwirkung verursacht außerdem eine Änderung der Freiheitsgrade und somit der Anregungsfrequenzen, die somit andere Rotationen und Schwingungen des Moleküls bedingen. Als weiterer Begriff im Strahlungstransport, sei die Absorptionsbande erwähnt, die eine Ansammlung von Absorptionslinien ist. Die theoretische Vorstellung scharf und genau definierter Absorptionslinien bestätigt sich jedoch nicht. Es werden Photonen absorbiert, deren Energie nicht exakt der Anregungsenergie entspricht. Es kommt zu einer Verbreiterung der Absorptionslinien. Während in den tieferen Schichten vor allem die sogenannte Druckverbreiterung auftritt, wird in höheren Schichten die Dopplerverbreiterung dominierend. Als dritter Effekt sei die Normalverbreiterung genannt, die jedoch einen relativ geringen Einfluß hat. Die Heisenberg sche Energie-Zeit- Unschärfe beschreibt die Normalverbreiterung: E = ---- h. (1-5) t Nach Molekülkollissionen befinden sich die Moleküle in einem angeregten Zustand mit einer Lebensdauer t und einer Energieunschärfe E. Je stabiler, also langlebiger, ein angeregter Zustand ist, desto kleiner ist die resultierende Unschärfe des Energieniveaus. Dieser Effekt kommt immer mehr zur Geltung, je kürzer die Dauer der Anregung. Druckverbreiterung tritt auf, wenn angeregte Moleküle schneller in ihren Grundzustand zurückfallen als nach der mittleren Lebensdauer erwartet wird. Die Wahrscheinlichkeit von Molekülkollisionen steigt mit zunehmendem Druck in einem Gas. Kollisionen dieser Art erzeugen eine künstlich herbeigeführte

21 Strahlung in der Atmosphäre 21 Lebensdauerverkürzung der angeregten Zustände durch einen Wechsel des angeregten Zustandes in ihren Ausgangszustand. Nach Gleichung 1-5 erhöht sich somit die Unschärfe des Energieniveaus und damit der Absorptionsfrequenz. Die aus der Druckverbreiterung resultierende Form der Absorptionslinien, wird durch den Lorentz- Linienform-Faktor beschrieben: mit g L ( x) x = ν ν 0 αν ( ) = Sg( ν ν 0 ): α L ( ν) = γ L = π x 2 2 ( + γ L ) -- S π S steht für die Linienintensität, Halbwertsbreite der Linie und (1-6) ergibt sich für den Absorptionskoeffizienten einer spektralen Linie γ L ( ν ν 0 ) 2 2 [ + γ L ] ν 0 γ L (1-7) als Zentralfrequenz der Linie. Abbildung 1-5: Nach den Linienformfaktoren aufgetragene Linienprofile in Abhängigkeit von der Wellenzahl. A) von Lorentz ( γ L = cm 1 ) B) von Doppler ( γ D = cm 1 ) C) von Voigt [FISCHER J., ALBERT P., ODEBRECHT J., 2] für die temperatur- und druckabhängige Lorentz- Abbildung 1-6: Abgeleitete χ -Faktoren für H2O-Linien, für Druckverbreiterung durch N 2 ("Fremdverbreiterung", gestrichelte Kurve) und für Druckverbreiterung durch H 2 O ("Selbstverbreiterung", durchgezogene Kurve) [RATHKE C., 0]

22 Strahlung in der Atmosphäre 22 In Abb. 1-5 ist das resultierende Lorentzprofil der Druckverbreiterung zu sehen. Linien, die bezüglich des Energieübergangs verwandt sind, treten oft gruppiert auf und bilden Absorptionslinien. Bei der Dopplerverbreiterung spielt der sinkende Luftdruck mit der Höhe eine immer geringere Rolle. Oberhalb einer Höhe von 40 km steigt die Temperatur merklich, damit die Geschwindigkeit der Moleküle und somit ist die Bewegung der Moleküle ausschlaggebend für diesen Effekt. Hierbei entscheidend sind wie beim Doppler-Effekt die resultierenden Frequenzverschiebungen aus den Relativgeschwindigkeiten von Photonen und Molekülen. So werden je nach Richtung und Größe der Frequenz Photonen absorbiert, deren Frequenz etwas zu hoch oder zu niedrig ist. In Abb. 1-5 ist zu erkennen, dass das gausförmige Dopplerprofil deutlich steiler als das Lorentzprofil ist und somit bei der Druckverbreiterung auch fern vom Linienzentrum Absorption auftritt. Welche Linienform verwendet wird, hängt unter anderem von dem betrachteten Molekül ab. Eine möglichst genaue Beschreibung wird bei der Absorption durch Wasserdampfmoleküle benötigt, da sie stark gerade jene Spektralbereiche im thermischen Fenster beeinflussen, die ansonsten frei von Absorptionslinien sind. Diese Absorptions- Anomalie besteht in einem Überschuß an Absorption zwischen H 2 O -Absorptionsbanden und wird als Wasserdampfkontinuum bezeichnet (s. Abb. 1-11). In aktuellen Erkenntnissen wird vermutet, dass es zu einer modifizierten Linienform (s. Abb. 1-6) bei der Wasserdampfabsorption durch Zusammenstöße zwischen H 2 O -Molekülen untereinander und mit N 2 - bzw. O 2 -Molekülen kommt [THOMAS, 1990; MA und TIPPING, 1995]. Die Folge ist eine verstärkte Absorption in den Linienflügel gegenüber dem Lorentzprofil. Diese spezielle Form der Absorptionslinienfaktoren beim Wasserdampfkontinuum muß also bei der Berechnung des Strahlungstransportes hinreichend gut beschrieben werden. Die Lösung der Strahlungstransportgleichung für die komplexe Erdatmosphäre ist allerdings analytisch nicht möglich. Deshalb bedient man sich numerischer Strahlungstransportmodelle. Tatsächlich gemessene Absorptionslinien ergeben sich aus dem Zusammenspiel von Druck- oder Stoßverbreiterung sowie thermischer oder Dopplerverbreiterung. Die

23 Strahlung in der Atmosphäre 23 resultierende Form wird Voigt-Profil genannt. Druckverbreiterung und Lorentzverbreiterung erfahren große Bedeutung in der Fernerkundung absorptionsaktiver Moleküle im Infraroten, wie z. B. Wasserdampf oder Ozon in Verbindung mit hochauflösenden Spektrometern. Kap. 3 wird zeigen, dass in dieser Arbeit die Wasserdampfkanäle IR6.2 und IR7.3 sowie der Ozonkanal IR9.7 (s. Kap. 1-3) keine Anwendung finden werden. Abb verdeutlicht zudem, dass die spektrale Lage der SEVIRI Kanäle und deren Breiten einer weiteren speziellen Betrachtung der genannten Effekte in dieser Arbeit nicht notwendig machen. Es sei zusätzlich ein einfacher Ansatz zur Beschreibung des Intensitätsverlustes für monochromatische Strahlung erwähnt. Die Abschwächung durch Absorption bei einer Schichtdicke s kann mit folgendem Exponentialansatz beschrieben werden: Is ( ) = I( 0) e αs. (1-8) α ist hier der Absorptionskoeffizient mit der Dimension m Streuung Ein weiterer Einfluß auf die Strahlung, die Streuung, ist die Änderung der Ausbreitungsrichtung. Streuende Teilchen nehmen die Energie der elektromagnetischen Welle auf und strahlen sie instantan in alle Raumrichtungen wieder ab. Die bevorzugte Richtung hängt stark vom Verhältnis der Wellenlänge zur Größe des Teilchens, dem Brechungsindex und der Form des Teilchens ab. Eine Beschreibung gibt die Phasenfunktion des Teilchens. Man unterscheidet elastische im Vergleich zu inelastischer Streuung. Bei elastischen Streuprozessen kommt es zu keiner Änderung der Frequenz des gestreuten Photons. Ein wichtiger Aspekt für den Strahlungstransport in der Atmosphäre ist die Mehrfachstreuung. Die Wahrscheinlichkeit für Streuprozesse und damit auch für die Mehrfachstreuung steigt mit der optischen Dicke eines durchstrahlten Mediums. Nach

24 Strahlung in der Atmosphäre 24 Fischer und Albert (2) ist für eine optische Dicke unterhalb 0.1 die Mehrfachstreuung vernachlässigbar. Optische Dicken innerhalb von Wolken erreichen Werte bis zu 350 und somit ist die Mehrfachstreuung ein wichtiger Prozeß. Wie in Kap genannt existieren in Abhängigkeit von Wellenlänge der Strahlung zur Größe der streuenden Teilchen, der Form und dem Brechungsindex verschiedene Streuprozesse. Im Rahmen dieser Arbeit soll die nach Mie (1908) beschriebene Theorie, also für Teilchen, z.b. Wolken- und Nebeltröpfchen, deren Größe ungefähr der Wellenlänge der Strahlung entspricht ( r λ ), etwas genauer beschrieben werden: Streuung kommt allgemein dadurch zustande, daß die Materie unter der Wirkung des elektromagnetischen Wechselfeldes der einfallenden Strahlung periodisch polarisiert wird, d.h. dass der Schwerpunkt der positiven und negativen Ladungen gegeneinander verschoben und so zu erzwungenen Schwingungen angeregt werden. Diese oszillierenden Ladungen strahlen ihrerseits Energie ab. Diese Strahlung wird als Streustrahlung beobachtet. Eine detaillierte Ausführung der Mie-Streuung überstiege eine formale Behandlung, da das induzierte elektrische Feld auf dem streuenden Partikel nicht aus einem, sondern aus einer Überlagerung vieler Dipole besteht. Eine analytische Darstellung der Streuintensität ist nicht möglich. Die resultierende Phasenfunktion kann aber recht gut durch die Henyey-Greenstein-Phasenfunktion approximiert werden: 1 g 2 P HG ( θ) = (1-9) ( 1 + g 2 2gcosθ) 3 2 Dabei ist g ein Asymmetriefaktor. Die Phasenfunktion ist unsymmetrisch und weist einen ausgeprägten Vorwärtspeak auf. Je größer das streuende Teilchen ist, desto vorwärtstreuender wird der Funktionscharakter. Des Weiteren ist die Mie-Streuung nur schwach von der Wellenlänge abhängig und wirkt somit nahezu gleich auf alle elektromagnetischen Wellen, deren Wellenlänge in derselben Größenordnung wie die Ausmaße des Streuers liegen. Das Licht aus dichteren Wolken ist reines Streulicht. Wolken erscheinen weiß, da alle Spektralanteile des Lichtes im gleichen Maße an den Wolkenpartikeln gestreut werden.

25 Strahlung in der Atmosphäre 25 Die elektromagnetische Strahlung wird in vielfältige spezielle Formen -z.b. die Mikrowellenstrahlung, die Wärme oder Infrarotstrahlung, die sichtbare Lichtstrahlung oder die UV-Strahlung- gegliedert. Diese Bereiche unterscheiden sich durch ihre Wirkung auf die Materie physikalisch jedoch nur durch ihren Frequenzbereich und somit in ihrem Streuverhalten. Wie sich die Streuung im Infraroten ausprägt, soll u.a. im folgenden Abschnitt erläutert werden.

26 Strahlung in der Atmosphäre Optische Eigenschaften von Wolken Neben großen und kleinen Wassertropfen oder Eiskristallen enthalten in Anlehnung an G. W. Petty [4] Wolken eine weit größere Anzahl an sehr kleinen Wassertropfen mit typischen Radien zwischen 5 µm und 15 µm. Unter dieser Vorgabe werden in diesem Abschnitt reine Wasserwolken betrachtet, die nicht ausregnen und deren Effektivradien der Wassertröpfchen laut [Gerber, 1996] nicht mehr als 20 µm betragen. Zudem wird angenommen, dass sich die Tröpfchen in Schwebe befinden und somit als kugelförmig angesehen werden können. Mit Kenntnis des komplexwertigen Brechungsindex von Wasser, sowie ihrer Radien, können spektrale Streueigenschaften vollständig durch die Mie-Theorie bestimmt werden. Zur Modellierung der Strahlungseigenschaften von Wolken werden Kenntnisse über die Verteilung in Raum und Zeit der signifikantesten mikrophysikalischen Parameter von Wolken benötigt: den Flüssigwasserpfad (liquid water path) LWP = z top z base w( z) dz (1-10) oder äquivalent dazu der Eiswasserpfad (IWP) und den Effektivradius der Wolkentropfen oder -Partikel r eff = πr 3 nr ( ) dr (1-11) πr 2 nr ( ) dr 0 LWP und r eff bedingen primär die Größe der wichtigsten Strahlungseigenschaft von Wolken:

27 Strahlung in der Atmosphäre 27 die optische Dicke τ c = σ ext ( ν)lwp, (1-12) wo σ ext ( ν) der wellenzahl- und r eff -abhängige Massenextinktionskoeffizient ist, und im infraroten Spektralbereich der Emissionsgrad [STEPHENS et al. 1990]. In Gleichung 1-10 ist wz ( ) der Flüssig- oder Eiswassergehalt der Wolke, z base und z top sind die Höhen der Wolkenunter- bzw. -oberkante. Nimmt man wie in Hansen (1971) beschrieben für die in Gleichung 1-6 benötigte Tröpfchengrößenverteilung modified gamma function an, so ergibt sich für eine einzelne Wolkenschicht j folgende Tröpfchengrößenverteilung: n r = C r 1 3 b ( ) b e r ( b r effj) nr ( ), (1-13) eine wobei r den Tröpfchenradius, C eine Normierungskonstante und b die effektive Varianz der Größenverteilung bezeichnet. Verwendet man weiterhin den Brechungsindex flüssigen Wassers von Downing and Williams (1975), für Eis den von Warren (1984), so erhält man mit Hilfe der Mie-Theorie laut Rathke (0) die effektiven Wolkeneigenschaften in Abhängigkeit des Effektivradius : Der Massenextinktionskoeffizient eines Mediums ergibt sich aus dem Massenstreukoeffizienten σ abs : σ ext = σ scat + σ abs σ scat σ ext r eff und dem Massenabsorptionskoeffizienten. (1-14) Die Einfachstreualbedo ist gegeben durch: ω 0 ω 0 = σ scat σ ext (1-15) Der Massenextinktionskoeffizient kann nur Werte zwischen 0 und 1 annehmen. Die Einfachstreualbedo kann als der gestreute Anteil an der gesamt extingierten Strahlung

28 Strahlung in der Atmosphäre 28 unter Vorraussetzung keiner Mehrfachstreuung angesehen werden und nimmt Werte zwischen 0 für rein absorbierende Medien und 1 für rein streuende Medien an. Der Abb. 1-7 ist für das thermische Infrarot eine Einfachstreualbedo ω 0 > 0 zu entnehmen, die Streuung ist nicht vernachlässigbar. Ein weiteres Resultat der Mie-Theorie ist der schon genannte Asymmetrieparameter g, der das erste Moment der Phasenfunktion der Streuung darstellt und Werte zwischen 0 und 1 annehmen kann. Im terrestrischen Spektralbereich sinkt der Asymmetrieparameter mit größer werdender Wellenlänge und die Phasenfunktion zeigt einen stark vorwärtsstreuenden Charakter, wenn der Partikelradius größer oder gleich der Wellenlänge ist. Eine Erweiterung der Gleichung 1-12 um effektiv skalierte Größen wird in dieser Arbeit in Betracht gezogen, da die Berechnung von Strahldichten auf diesen Größen beruht und laut Rathke (0) zu einer deutlich isotroperen Streuung führt, die besser von approximativen Verfahren zur Berechnung des atmosphärischen Strahlungsfeldes gehandhabt werden können. Sie folgen aus σ ext, ω 0 und g über die Skalierungstransformation [JOSEPH et al., 1976]. Somit ergibt sich der effektiv skalierte Extinktionskoeffizient: σ se = ( 1 g ω 0 ) σ und mit σ se = σ ext g σ scat erhält man ext σ se = σ abs + σ scat ( 1 g) (1-16) als ein Maß für die wolkenbedingte Strahlungsextinktion unter der Voraussetzung keiner Mehrfachstreuung. Schließlich ergibt sich die optische Dicke einer speziellen Wolkenschicht j aus dem totalen Flüssigwasser- oder/und Eiswasserpfad TWP und dem effektiv skalierten Extinktionskoeffizienten wie folgt: τ cj = σ sej TWP. (1-17) Abb. 1-8 zeigt TOA-Strahlungstransportsimulationen mit XTRA (s. Kap. 1.2) für verschiedene atmosphärische Zustände sowie beispielhafte Plancksche Funktionen bestimmter Temperaturen. Optisch dicke Wolken absorbieren aufgrund ihres relativ hohen effektiven Absorptionskoeffizienten im Infraroten und ihrer großen Anzahl an

29 Strahlung in der Atmosphäre 29 ω s,λ g λ σ λ [m 2 /g] (1- g λ ω s,λ ) σ λ [m 2 /g] water, 4µm, 0.5g/m 3 water, 10µm, 0.5g/m 3 water, 20µm, 0.5g/m 3 ice, 4µm, 0.5g/m 3 ice, 10µm, 0.5g/m 3 ice, 20µm, 0.5g/m wavelength [µm] Abbildung 1-7: Ergebnisse der Mie-Kalkulation für sphärische Eis- sowie Wasserpartikel für 3 verschiedene Effektivradien. Abgebildet ist die Einfachstreualbedo ω s, λ, der Asymmetriefaktor g λ, der Massenextinktionskoeffizient σ λ und der effektive Massenextinktionskoeffizient ( 1 g λ ω s, λ ) σ [REUTER, 5]. λ Teilchen nahezu die gesamte Infrarote Strahlung und können bei großen optischen Dicken das Verhalten eines Schwarzkörpers annehmen. Sie sind in Emission sichtbar. Spektren optisch dicker Wolken ermöglichen somit die Bestimmung der Wolkenoberkantentemperatur, -druck und enthalten Informationen über Gase überhalb der Wolke. Deutlich mehr Informationen sind in den Spektren optisch dünner Wolken enthalten. Bei der satelliten- oder flugzeuggestützten Fernerkundung optisch dünner Wolken, die in Absorption sichtbar sind, spielt die emittierte Strahlung der Erdoberfläche eine wichtige Rolle. Optisch dünne Wolken können nicht als schwarze Strahler angesehen werden. In dieser Arbeit werden, wie in Kap. 3 begründet, ausschließlich optisch dicke Wolken betrachtet.

30 Strahlung in der Atmosphäre 30 Abbildung 1-8: TOA-Strahlungstransportsimulationen mit XTRA für verschiedene Wolkenszenen. schwarz: beispielhafte Plancksche Funktionen für verschieden Temperaturen

31 Das Modell XTRA Das Modell XTRA XTRA 1 ist ein Strahlungstransportmodell für das thermische Infrarot, das am Institut für Weltraumwissenschaft der FU-Berlin von Prof. J. Fischer und Dr. C. Rathke entwickelt wurde [FISCHER J., RATHKE C., 0]. Es zeichnet sich durch folgende Eigenschaften aus: Es rechnet monochromatisch. Die SEVIRI-Kanäle können durch Wichtung der Rechenergebnisse mit den zugehörigen Response-Functions simuliert werden. (Das gilt auch für andere Meßgeräte). Es berücksichtigt einerseits nahezu alle für die Strahlungsabsorption durch Gase physikalisch bedeutsamen Effekte und andererseits die Streuung an Wolkentropfen, die für die Berechnung des Strahlungstransportes in Wellenzahlbereichen größer 900 nicht vernachlässigt werden darf. Dieses Modell berücksichtigt weiterhin die in Wolken auftretende vertikale Inhomogenität der Temperatur und anderer mikrophysikalischer Parameter. Unter bestimmten Umständen können Simulationen mit XTRA sehr schnell durchgeführt werden, deshalb ist es für die Verwendung in iterativen Verfahren geeignet. Außerdem lassen sich dadurch ein Großzahl einzelner Strahlungstransportsimulationen in einem überschaubaren zeitlichen Rahmen durchführen. cm 1 Erreicht wird die letzte angeführte Eigenschaft durch die Auslagerung zweier Komponenten des Modells. XTRA besteht somit aus drei Programmen, die in einzelnen Schritten die Erstellung der Modellatmosphäre, die Bestimmung der monochromatischen optischen Eigenschaften der Modellatmosphäre und die eigentliche Berechnung der atmosphärischen Strahldichten durchführen (Abb. 1-9). Die erstellte Modellatmosphäre soll näherungsweise die vertikale Inhomogenität einer realen Atmosphäre wiedergeben. Sie besteht aus einem Satz planparalleler Schichten, die hinsichtlich ihrer optischen 1) extended line-by-line atmospheric Transmittance and Radiance Algorithm

32 Das Modell XTRA 32 Eigenschaften jeweils horizontal homogen sind. Der zweite Schritt, also die Berechnung der optischen Eigenschaften bzw. das Anlegen und Speichern von Tabellen optischer Eigenschaften von Wolken und Gasen, kann unter gegebenen Umständen übersprungen werden. Die gespeicherten optischen Eigenschaften sind der Massenextinktionskoeffizient, die Einfachstreualbedo und der Asymmetrieparameter für Wolken sowie die optische Dicke für Gase. Letztere wird entsprechend der definierten Modellatmosphäre für verschiedene Druck-Temperatur-Kombinationen monochromatisch gespeichert. Eine erneute Berechnung ist nur notwendig wenn sich die Modellatmosphäre grundlegend ändert. Diese effektive Berechnung ermöglichte es, eine Vielzahl an Einzelsimulationen für die Erstellung des SBA-Datensatzes in zirka einem Monat durchzuführen (s. Kap. 5. 2).

33 Das Modell XTRA 33. Abbildung 1-9: Ablaufschema einer Strahlungstransportsimulation mit XTRA nach [RATHKE C., 0](geändert).

34 Das Instrument SEVIRI Das Instrument SEVIRI SEVIRI (Spinning Enhanced Visible and Infrared Imager) ist ein abbildendes Radiometer auf MSG. MSG ist ein geostationärer, meteorologischer Satellit, entwickelt durch die Europäische Weltraum Agentur ESA in enger Zusammenarbeit mit EUMETSAT 1. SEVIRI ist das Hauptinstrument auf MSG und besitzt 12 Spektralkanäle (4 im sichtbaren und nahen-infraroten, 8 im infraroten Spektralbereich). SEVIRI ist ein line by line-scannendes Radiometer. Das Scannen jeder Zeile (Ost-West-Scan) erfolgt durch die Eigenrotation des Satelliten mit 100 rpm ± 1 %. Durch das Kippen des Scan- Spiegels bei jeder dieser Umdrehung wird die abgetastete Zeile nach Norden verschoben. Jede der abgetasteten Zeilen enthält 3 Bildzeilen (9 beim HRV 2 ) entsprechend der vorhandenen Detektoren, die simultan gescannt werden. Auf diese Weise wird das Scannen des gesamten Sichtfeldes innerhalb von 12 Minuten erreicht. Abbildung 1-10: SEVIRI-Scan-Prinzip Nach einem gesamten Scan wird der Scan-Spiegel in die Ausgangsposition zurückgefahren und die IR-Kanäle des Instruments mittels eines Schwarzkörpers, der kurzzeitig in die Eingangsoptik des Instruments geschoben wird, kalibriert. Nach insgesamt 15 Minuten erfolgt ein neuer Scanvorgang. Während der HRV-Kanal eine räumliche Auflösung von 1 km am Sub Satellite Point (SSP) besitzt, haben die anderen 11 1) European Organisation for the Exploitation of Meteorological Satellites 2) High-Resolution Visible

35 Das Instrument SEVIRI 35 Kanäle, eine etwas geringere Auflösung von 3 km am SSP. Aufgrund der winkelkonstanten Drehung des Scan-Spiegels für jede Scan-Zeile und der Kugelgestalt der Erde nimmt die Fläche, die von einem Pixel bedeckt wird, mit wachsendem Abstand zum SSP zu und beträgt beispielsweise für einen Infrarot-Kanal in den mittleren Breiten über Europa zirka 4,2 km x 4,8 km. Abb gibt Aufschluß über die spektrale Lage der SEVIRI Kanäle im Vergleich zu den Transmissionsspektren von H 2 O, CO 2 und O 3. Die spektralen Detektionsbereiche der Infrarot-Kanäle IR13.4, IR9.7, IR7.3 und IR6.2 sind gekennzeichnet durch starke Absorptionsbanden von Kohlendioxid, Ozon und Wasserdampf. Im Bereich der Kanäle IR12.0, IR10.8 und IR8.7 ist hauptsächlich die Absorption des Wasserdampfkontinuums wirksam. Abb zeigt weiterhin den fast absorptionsfreien Bereich um 3,9 µm, also im Bereich des IR3.9, der im Wesentlichen nur auf eine geringe Sensitivität zeigt. Im Gegensatz zu den Kanälen im sichtbaren und nahen infraroten Spektralbereich, zeigen die thermischen Kanäle temperaturabhängige drifts. Messungen mit diesen Kanälen sind aufgrund der Eigentemperatur der Infrarotdetektoren und der damit verbundenen Photonenemission fehlerbehaftet. Dies ist u.a. ein Grund für das Rauschen der Kanäle. Ergebnisse der Bestimmung des Kanalrauschens unter Laborbedingungen sowie eine Abschätzung dieses Messfehlers nach mehreren Jahren operationellen Betriebes zeigt Tabelle 1-2. Mit den Eigenschaften und der vertikalen Struktur der Atmosphäre ergeben sich für die SEVIRI-IR-Kanäle aufgrund ihrer spektralen Lage spezielle vertikale Wichtungsfunktionen (Abb. 1-12). In diesem Zusammenhang ergeben sich die Wichtungsfunktionen aus der Signalsensitivität gegenüber der Temperaturänderungen einer 50 hpa Schicht in Abhängigkeit vom Druck, also verschiedenen atmosphärischen Bereichen. Sie unterstreichen, dass aufgrund der Kanalkonstellation mit SEVIRI u.a. Informationen über Wolken, Untergrund, Wasserdampf und Ozon gewonnen werden können.

36 Das Instrument SEVIRI 36 transmissivity US standard H 2 O only CO 2 only O 3 only wavelength [µm] 1.0 rel. channel response wavelength [µm] HRV VIS 006 VIS 008 NIR 016 IR 039 IR 062 IR 073 IR 087 IR 097 IR 108 IR 120 IR 134 Abbildung 1-11: oben: Transmissionsspektren für Luft, Wasserdampf, Kohlendioxid und Ozon, nach Strahlungstransportrechnung mit XTRA für US-Standard-Atmosphäre. unten: Spektrale Lage der SEVIRI Kanäle [REUTER M., 5] (nach Daten von EUMETSAT).

37 Das Instrument SEVIRI 37 Channel no. λ cen [µm] Short-term radiometric error performances Short-term radiometric error requirements 1 VIS at 5.3 W/(m² sr µm) 0.53 at 5.3 W/ (m² sr µm) 2 VIS at 3.6 W/(m² sr µm) 0.49 at 3.6 W/(m² sr µm) 3 NIR at 0.75W/(m² sr µm) 0.25 at 0.75 W/(m² sr µm) 4 IR K at 300 K 0.35 K at 300 K 5 IR K at 250 K 0.75 K at 250 K 6 IR K at 250 K 0.75 K at 250 K 7 IR K at 300 K 0.28 K at 300 K 8 IR K at 255 K 1.50 K at 255 K 9 IR K at 300 K 0.25 K at 300 K 10 IR K at 300 K 0.37 K at 300 K 11 IR K at 270 K 1.80 K at 270 K 12 HRV at 1.3 W/(m² sr µm) 1.07 at 1.3 W/(m² sr µm) Tabelle 1-2: SEVIRI-Kanäle und dazugehörige Signal-Rausch-Beziehung [SCHMETZ et al., 4] IR 039 IR 062 IR 073 IR 087 IR 097 IR 108 IR 120 IR 134 normalized channel sensitivity pressure level [hpa] Abbildung 1-12: Wichtungsfunktionen der SEVIRI Infrarotkanäle [REUTER M., 5]. Die Maxima der Wichtungsfunktionen der Kanäle IR6.2 und IR7.3 liegen bei 400 hpa und 600 hpa. Die Maxima der anderen Kanäle liegen an der Oberfläche, d.h. sie sind stark

38 Das Instrument SEVIRI 38 abhängig von der Emission der Oberfläche. Die Eigenschaften und Möglichkeiten der SEVIRI-Kanäle sowie die Verwandtschaft zu Kanälen anderer Instrumente sind [SCHMETZ J. ET AL., 2] entnommen und nachfolgend aufgelistet. VIS0.6 und VIS0.8: bekannt vom Advanced Very High Resolution Radiometer (AVHRR) Erkenntnisse über Wolken, Aerosol, Landoberflächen und Vegetation NIR1.6: bekannt u.a. vom Along Track Scanning Radiometer (ATSR) Unterscheidung Eis-und Wasserwolken; Aerosolinformationen IR3.9: bekannt vom AVHRR Detektion von tiefen Wolken und Nebel, Messungen der Oberflächentemperatur (nachts), Erfassung von low-level Winden IR6.2, IR7.3: verwandt mit dem METEOSAT7-Breitband-Wasserdampfkanal Wasserdampfdetektion in verschiedenen Bereichen der Troposphäre, Höhenerkennung bei semitransparenten Zirren. IR8.7: bekannt vom High Resolution Infrared Sounder (HIRS) Information über dünne Zirren, Unterscheidung zwischen Eis- und Wasserwolken

39 Das Instrument SEVIRI 39 IR9.7: u.a. bekannt vom HIRS Detektion von Ozon, Wind in der unteren Stratosphäre IR10.8, IR12.0: bekannt als Split Window-Kanäle u.a. AVHRR Oberflächentemperaturmessungen von Land, Ozean und Wolken, Detektion von Zirren und Wolken aus vulkanischer Asche IR13.4: bekannt VISSR Atmospheric Sounder Instrument (VAS) Höhenerkennung dünner Zirren, Temperatur in der unteren Troposphäre SEVIRI bietet mit seinen radiometrischen und räumlichen Eigenschaften und aufgrund des geostationären METEOSAT8-Orbits ein gutes Mittel schnell verändernde Phänomene multispektral zu observieren.

40 2 Wolkenfernerkundung Die Herausforderung der Wolkenfernerkundung besteht darin zuverlässige Relationen zwischen boden- oder satellitengestützten Messwerten von Strahldichten und den physikalischen Eigenschaften wie z.b. Flüssigwasserpfad oder Teilchengröße herzustellen. Die häufigsten satellitengestützten Methoden zur Wolkenfernerkundung basieren auf der Absorption solarer Strahlung bzw. der Absorption und Emission infraroter Strahlung. Die meisten Verfahren benutzen die Technik der differentiellen Absorption. Bei dieser Technik wird die spektrale Abhängigkeit der Absorption ausgenutzt. Die Absorption solarer Strahlung, die aus Analysen der reflektierten Strahlung beispielsweise innerhalb der O 2 A -Bande folgt, wird im Rahmen dieser Arbeit nicht betrachtet. Die Kanalkonstellation von SEVIRI und der Wunsch nach Unabhängigkeit von solarer Strahlung begründet die Anwendung der Methode, die auf Absorption und Emission infraroter Strahlung beruht. Eine Vielzahl von Techniken können für die Bestimmung des cloud top pressure (CTP) mit Hilfe von SEVIRI genutzt werden. Für optisch dicke Wolken wird ein Vergleich von gemessenen Strahldichten mit simulierten Strahldichten vergleichbarer Wolken durch Strahlungstransportmodelle zu vertikalen Temperaturprofilen zur Bestimmung des CTP durchgeführt. Für semitransparente Wolken kann die Method genutzt werden. CO 2 -Slicing-Method oder Water Vapor Intercept In diesem Abschnitt soll die sogenannte CO 2 -Slicing-Method und die Verwendung von Radiosondendaten genauer betrachtet werden, nachdem im einleitenden Stephan Brusch, FU Berlin