Strahlungsgleichgewicht und atmosphärische Strahlung. 137 
1. Mai. Reihe 10 und 11 geben die Sonnenstrahlung für den 
tiefsten Sonnenstand, den 21. Dezember; Reihe 12 die Gegen- 
strahlung der Atmosphäre für den kältesten Monat, den Januar. 
(Die kleinen Polarkalotten, deren Schneebedeckung durch 
Schmelz und Gefrierprozesse die Wärmebilanz außerordentlich 
beeinflußt, bleiben unberücksichtigt; die Rechnung bis zum 
60. Breitekreis gibt genügenden Überblick.) 
Betrachten wir erst die mittleren jährlichen Verhältnisse. 
Selbst in äquatorealen Gebieten ist die Gegenstrahlung der 
Atmosphäre nur um 20 — 10°/o kleiner wie der Zufluß an Strah- 
lung auf ihre obere Grenze. Da der Gehalt der Atmosphäre 
an Wasserdampf in diesen Regionen sicher größer ist wie der 
angenommene mittlere Gehalt, wird ihre Gegenstrahlung noch 
größer sein. (Sie kann, da wir B ~ 0,84 • sTl ansetzten, noch 
immer um 16°/o größer werden.) Bereits zwischen 50“ und 
60“ werden beide Strahlungen einander gleich. Von der be- 
rechneten Sonnenstrahlung geht aber ein beträchtlicher Teil 
durch Reflexion an Wolken und diffuse Reflexion für die Be- 
strahlung der Erdoberfläche verloren. Setzen wir den diffus 
reflektierten Teil, wie üblich zu 19“/o an, so wird bereits hier- 
durch die Sonnenstrahlung unter die atmosphärische Strahlung 
herabgedrückt. Wir haben also den Satz: 
Die jährliche Gegenstrahlung der Atmosphäre ist 
nur wenig kleiner als die jährliche Sonnenstrahlung, 
welche die Atmosphäre an ihrer äußeren Begrenzung 
trifft, und größer als die jährliche Sonnenstrahlung, 
welche den festen Erdboden erreicht. 
Reduzieren wir die angegebenen Werte der Sonnenstrah- 
lung um 37 “/o, den Mittelwert der Albedo, so erhalten wir 
zwischen 0“ und 30“, also für die halbe Erdoberfläche, etwa 
840-0,63 = 530 Kal.; für die angenommene polytrope Atmo- 
sphäre wäre die Ausstrahlung der Erde plus Atmosphäre ziem- 
lich genau gleich den angegebenen Werten der Gegenstrah- 
lung; denn wir fanden S. 130 für den Gradienten 0,49°/ioo m 
i^ = o,84i;, Z=o,83a;o. 
