Temperatur im Tagesverlauf

Der Temperaturverlauf ist kein Zufall, sondern das Zusammenspiel mehrerer pjhysikalischer Faktoren, wie Sonneneinstrahlung, Infrarotabstrahlung- und -Absorption, Wärmeleitung in und aus dem Boden, sowie Verdunstung/Kondensation von Wasser. Auf dieser Seite erfährst du, wie der typische Tagesgang der Temperatur, abhängig von der Energiebilanzen zustanden kommt.

• Sonneneinstrahlung 

• Konstante langwellige Abstrahlung des Erdbodens 

• Erwärmung der unteren Luftschichten 

• Energie für die Verdunstung von Wasser (latente Energie) 

• Wärmeleitung in den Untergrund 

• Tagesgang der Temperatur 

Sonneneinstrahlung

Bei all unseren Betrachtungen steht die Sonne immer am Anfang, denn ohne sie als Energiequelle wäre die Atmosphäre der Erde bitterkalt. Der Wärmefluss aus dem Innern der Erde, der ebenfalls noch etwas Wärme liefert, ist im Vergleich dazu praktisch vernachlässigbar. Alles beginnt letztendlich also mit der Sonneneinstrahlung, mit der Sonne als primäre Energiequelle. Sie sendet elektromagnetische Strahlung zu uns, dessen Wellenlänge u.a. dem Bereich des sichtbaren Licht entspricht.

letztendlich beginnt die Energiebilanz unseres Wetters mit der Sonne

Sichtbares Licht ist im Grunde, wie UV-Strahlung oder Radiowellen, elekromagnetische Strahlung. Elektromagnetische Strahlung gibt es in verschiedenen Wellenlängen (Wellenlänge = Distanz zwischen den Wellenbergen bzw. Wellentäler). Anhand der Wellenlänge lässt sich die elektromagnetische Strahlung unterteilen. Das sichtbare Licht ist dabei nur ein kleiner Teil vom gesamten Spektrum.

Spektrum der elektromagnetischen Strahlung: Der schmale Ausschnitt des sichtbaren Lichtes ist etwas genauer hervorgehoben

(Quelle: Horst Frank / Phrood / Anony - Horst Frank, Jailbird and Phrood, CC BY-SA 3.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=3726606)

Wie du auf der Grafik oben bereits sieht, liegt das für uns Menschen sichtbare Licht ungefähr bei Wellenlängen zwischen 400 und 700 Nanometer (0.4 bis 0.7 μm; μm = Mikrometer). Davon entsprechen bestimmte Wellenlängen bestimmten Farben. Am unteren Ende liegen violett und blau, gefolgt von grün, gelb und schliesslich am oberen Ende rot. Mischt man alle Farben sichtbaren Lichtes zusammen, ergibt dies für unsere Augen die Mischfarbe weiss.

Bei der elektromagnetischen Strahlung, welche die Sonne aussendet handelt es sich um sogenannte Schwarzkörperstrahlung. Jeder Körper, der eine Temperatur über dem absoluten Nullpunkt aufweist, strahlt elektromagnetische Strahlung ab, egal ob Sterne wie die Sonne, Planeten wie die Erde, Gegenstände wie ein Buch, Pflanzen oder auch der menschliche Körper.

In welcher Intensität die Strahlung und das genaue Spektrum der Wellenlängen ist dabei von der Temperatur an der Oberfläche abhängig. Generell gilt:

• Je höher die Temperatur, desto mehr elektromagnetische Strahlung wird emittiert

• Je höher die Temperatur, desto geringer sind die Wellenlängen des Strahlungsmaximums

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Mit einer Temperatur von ca. 5500°C an der Sonnenoberfläche liegt das Spektrum der Sonnenstrahlung vor allem im Bereich des sichtbaren Lichtes (das wir Sinnesorgane für eben diesen Bereich entwickelt haben, ist also kein Zufall), wobei auch noch ein grosser Anteil Infrarotstrahlung (ca. 47%) und ein kleiner Anteil an UV-Strahlung (ca. 7%) dabei ist. Dieses Strahlungsspektrum wird auch die «kurzwellige Strahlung» genannt. Die Leistung der gesamten kurzwelligen Strahlung der Sonne beträgt beim Eintritt in die Atmosphäre der Erde, übers Jahr und über die gesamte Erdoberfläche gemittelt ca. 340 W/m2 («Solarkonstante»).

Strahlungsintensität des Sonnenlichtes nach Wellenlänge. Das Maximum liegt im Bereich des sichtbaren Lichts, wobei auch ein grosser Anteil an Infrasrotstrahlung dabei ist. Die Absorptionsbanden werden weiter unten im Text erläutert.

(Quelle: bearbeitet aus «Der ursprünglich hochladende Benutzer war Degreen in der Wikipedia auf DeutschImproved Baba66 (opt Perhelion) on request;En. translation LocustaFr. translation Eric BajartNl. translation BoH - Übertragen aus de.wikipedia nach Commons.;, CC BY-SA 2.0 de, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=10287551»)

Auch Gase, wie die Luft in der Atmosphäre, emittieren elektromagnetische Strahlung, doch deren Strahlungsverhalten ist etwas anders als bei Körper. Gemeinsam haben sie, dass die abgestrahlte Energiemenge von der Temperatur abhängig ist. Unterschiedlich ist das Strahlungsspektrum, denn dieses ist bei Gasen auf einzelne Bereiche (sog. Absorptionsbanden) begrenzt, die wiederum auch je nach Molekül unterschiedlich sind. Ausserdem ist die Strahlungsintensität gegenüber Körpern bei gleicher Temperatur etwa 30% geringer.

Körper und Gase (d.h. u.a. die Erdoberfläche, Wolkentröpfchen, Aersosole und Atmosphärengase) emittieren nicht nur Strahlung, sie nehmen auch Strahlung auf und erwärmen sich dabei. Körper können sowohl sichtbares Licht, als auch Infrarotstrahlung aufnehmen. Bei Gasen sind es nur diese Wellenlängenbereiche, bei denen sich auch emittieren und diese sind bei unseren Atmosphärengasen v.a. im Infrarotbereich.

Ein Teil des direkten Sonnenlichtes wird bereits in der Atmosphäre reflektiert oder absorbiert ehe es die Erdoberfläche erreicht (siehe obige Grafik). So wird etwa ein Viertel der gesamten kurzwelligen Strahlung (sowohl sichtbares Licht, als auch Infrarot) in der Atmosphäre (v.a. durch Reflexion an den Wolken) ins Weltall zurückgestrahlt. Ein weiterer Viertel wird in der Atmosphäre (an den Wolken, Aerosole oder Gase) absorbiert. Dabei handelt sich nicht nur um Strahlung, die direkt aus dem Weltall stammt, sondern auch um den Anteil der Strahlung, welcher an der Erdoberfläche reflektiert wurde. In der obigen Grafik sind die Absorptionsbanden der einzelnen Gase in der Atmosphäre sichtbar. Gut zu sehen ist, dass sich diese v.a. im Bereich der Infrarotstrahlung befinden und dort v.a. der Wasserdampf wirksam ist. Im Bereich des sichtbaren Lichtes findet an den Luftmolekülen jedoch wellenlängenabhängige Lichtstreuung statt, was zur blauen Färbung des Himmels führt (mehr dazu hier).

Bei der UV-Strahlung wird ebenfalls ein Grossteil (v.a. UV-C und UV-B) der Atmosphäre absorbiert und zwar in der Stratosphäre in 15 bis 50km Höhe, wodurch sich die Luft in dieser Höhe stark erwärmt und die Ozonschicht bildet. Auf die Temperatur auf der Erdoberfläche hat dies jedoch keinen grossen Einfluss.

Schliesslich erreicht etwas mehr als die Hälfte der Sonnenstrahlung die Erdoberfläche, und zwar entweder als direktes Sonnenlicht oder Streulicht. Der grösste Teil wird von ihr absorbiert, der Rest direkt wieder reflektiert. Dieser Anteil wird auch die «Albedo» genannt und ist abhängig von der Beschaffenheit der einzelnen Oberfläche. Auf frischem Schnee (ca. 85%) ist sie sehr hoch, auf dunklem Asphalt (ca. 15%) sehr tief. Es gilt: Je höher die Albedo, desto heller nehmen wir die Oberfläche wahr (weil damit von dort aus mehr Licht unser Auge erreicht). Die gemittelte Albedo der Erdoberfläche beträgt übrigens ca. 30% (mehr zu den Albedos unterschiedlicher Oberflächen im Kapitel Temperaturverlauf auf verschiedenen Flächen). Ein Teil des an der Erdoberfläche reflektierten Lichtes wird übrigens wiederum in der Atmosphäre absorbiert oder wird von dort wieder zur Erdoberfläche zurückgesendet, weshalb von den 30% nur ca. 7% effektiv in den Weltraum zurückgeschickt werden.

Energiebilanz von Erdoberfläche und Atmosphäre über die gesamte Erde und über das gesamte Jahr gemittelt (übrigens: Je nach Quelle sind die Angaben etwas unterschiedlich)

Quelle: NASA, translated by IqRS, redrawn by Christoph S. - Trenberth, Fasullo and Kiehl (2009): Earth’s global energy budget. In: Bulletin of the American Meteorological Society, preprint Kiehl and Trenberth 2009, based on Kiehl and Trenberth 1997, Gemeinfrei, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=5896758

Die obigen Werte gelten übrigens für die gesamte Erde und dies das ganze Jahr durch gemittelt. Es versteht sich von selbst, dass die Sonneneinstrahlung nur am Tag wirksam ist und in der Nacht vollständig zum Erliegen kommt (d.h. 0 W/m2 beträgt). Aber auch tagsüber ist die Intensität abhängig vom Einfallswinkel der Sonne (also je nach Uhrzeit, Jahreszeit und Breitengrad verschieden). Je flacher der Sonneneinfall, desto weniger Energie erreicht eine bestimmte Fläche des Erdbodens. Dies hat einerseits geometrische Gründe, andererseits auch damit zu tun, dass der Weg durch die Atmosphäre länger wird, mit entsprechend erhöhter Strahlungsabsorption. Weiter nimmt der Anteil an reflektierter Strahlung mit dem Einfallswinkel zu (ist v.a. bei Wasser sehr ausgeprägt). Zusätzlich hat auch die Bewölkung einen grossen Einfluss auf die an der Erdoberfläche ankommenden Sonnenstrahlung.

An kalten Tagen, wo eigentlich tiefe Temperaturen herrschen, kann es sich in der Sonne manchmal erstaunlich warm anfühlen (Windstille vorausgesetzt). Dies hat damit zu tun, dass unser Körper intensiv vom Sonnenlicht erwärmt wird, was den Wärmeverlust an die eigentlich kalte Umgebung teilweise kompensiert. Dieser Umstand ist vor allem dadurch ersichtlich, dass es an diesen Tagen schlagartig kalt anfühlt, sobald die Sonne verschwindet.

Konstante langwellige Abstrahlung des Erdbodens

Wie bereits erwähnt, emittiert nicht nur die Sonne elektromagnetische Strahlung, sondern auch alle anderen Körper, wie die Erde oder Teilchen in der Atmosphäre. Mit einer Temperatur von ca. 14.5°C (globales Mittel), liegt das Strahlungsmaximum der Erde bei einer Wellenlänge von ca. 10 Mikrometer, d.h. im langwelligen Infrarotbereich. Dieses Spektrum wird auch «langwellige Strahlung» genannt und überschneidet sich mit der «kurzwelligen Strahlung» der Sonne kaum.

Übersicht über die kurzwellige Strahlung der Sonne beim Auftreffen der Erdoberfläche (links, rot) und die langwellige Abstrahlung der Erdoberfläche wenn es die Atmosphäre verlässt (rechts, blau). Auch bei der langwelligen Abstrahlung wird ein Teil durch Gase in der Atmosphäre absorbiert.

Quelle:bearbeitet aus CC BY-SA 3.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=49295181

Im Gegensatz zum sichtbaren Licht der Sonne ist diese langwellige Abstrahlung für unser Auge komplett unsichtbar. Sie wird von der Erdoberfläche aus konstant (Tag- und Nacht) abgestrahlt (am Tag leicht mehr, weil es dann generell etwas wärmer ist). Ein Teil der langwelligen Abstrahlung vom Erdboden wird in der Atmosphäre absorbiert und von dort wieder auf die Erde zurückgestrahlt (mehr dazu im Abschnitt «Treibhauseffekt»), doch Netto liegt trotzdem eine Abstrahlung vor. Der Erdoberfläche wird damit konstant Wärme entzogen. Tagsüber ist die Sonneneinstrahlung jedoch deutlich höher, so dass diese sich trotzdem erwärmen kann. In der Nacht, wenn gar keine Sonneneinstrahlung mehr vorhanden ist, liegt jedoch eine Abkühlung der Erdoberfläche vor.

Übers Jahr gemittelt beträgt die Infrarotabstrahlung von der Erdoberfläche ins Weltall ca. 240 W/m2. Wenn man die ca. 100 W/m2 der kurzwelligen Strahlung, welche in der Atmosphäre und von der Erdoberfläche reflektiert wird, dazu addiert, ist ersichtlich, dass die gesamte Abstrahlung ins Weltall (240 W/m2 + 100 W/m2) etwa so gross ist wie die auf die Atmosphäre eintreffende Sonnenstrahlung (Solarkonstante von 340 W/m2).

Erwärmung der unteren Luftschichten

Trifft das Sonnenlicht also auf die Erdoberfläche, wird diese durch die Absorption dieser Strahlung erwärmt. Hat sich der Boden einmal aufgeheizt, führt dies dazu, dass Wärme über Wärmeleitung an die untersten Millimeter der Atmosphäre (der sogenannten «planetaren Grenzschicht») abgegeben werden. Die Erwärmung der Luft durch die Sonneneinstrahlung geht also primär von der Erdoberfläche aus! Die am Boden erwärmten Luftpakete steigen danach auf (warme Luft ist leichter als kalte Luft) und verteilen so die Wärme auch in die höheren Atmosphären-Schichten. Diese Durchmischung (Konvektion) wird durch eine instabil geschichtete Atmosphäre oder Wind erhöht, bzw. einer stabil geschichteten Atmosphäre reduziert (mehr zur Luftschichtung siehe hier). Auch durch turbulente Luftströmungen, die v.a. bei Wind vorhanden sind, findet ein Wärmetransport statt.

Erwärmung der Luft via Strahlungsabsorption der Erdoberfläche schematisch-vereinfacht dargestellt

In der Nacht ist das Gegenteil der Fall: Die kalte Erdoberfläche führt dann zu einer Abkühlung der unteren Luftschichten (Wärmeleitung von der Luft in den Erdboden). Im Gegensatz zur oberflächlichen Erwärmung während des Tages führt dies jedoch zu einer Stabilisierung der Luftschichtung, so dass der vertikale Luftaustausch stark reduziert wird und keine Durchmischung der Luftschichten stattfindet. Aus diesem Grund kommt nur ein kleiner Teil der von der Erdoberfläche in die Atmosphäre abgegebene Wärme des Tages, in der Nacht wieder zurück. Betrachtet man die übers Jahr gemittelte Energiebilanz, dann findet ein Netto-Wärmefluss von ca. 20 W/m2 in die Atmosphäre statt.

Energie für die Verdunstung von Wasser (latente Energie)

Bei der Erwärmung des Bodens wird je nach seinem Feuchtegehalt auch Energie dafür aufgewendet um Wasser zu verdampfen («latente Wärme»). Weil das dabei verdunstete Wasser in die Atmosphäre gelangt, handelt es sich ebenfalls um ein Energieeintrag vom Erdboden in die Atmosphäre, doch diese ist erstmal unsichtbar. Erst wenn die betreffenden Wassermoleküle in der Atmosphäre bei der Bildung von Wolken, Nebel oder Dunst kondensieren, wird die latente Wärme wieder freigesetzt. Was dabei spannend ist: Die Energie aus der Verdunstung von Wasser ist im Schnitt, mit 80 W/m2, 4x höher als die Energie welche durch Wärmeleitung in die Atmosphäre gelangt.

Während am Tag der Fluss latenter Energie vor allem vom Erdboden in die Atmosphäre gerichtet ist, kann das Ganze in der Nacht in die andere Richtung drehen, d.h. Wasserdampf aus der Luft kondensiert an der Erdoberfläche unter Bildung von Tau. Damit das passiert, muss sich die atmosphärische Grenzschicht soweit abkühlen, dass der «Taupunkt» unterschritten wird. Der Taupunkt stellt dabei die Temperatur eines Luftpaketes dar, wo bei weiterer Abkühlung der darin enthaltene Wasserdampf nicht mehr gehalten werden kann (d.h. eine 100% Wassersättigung erreicht wird). Der Überschuss an Wasser kondensiert dann und lagert sich dabei in flüssiger Form am Erdboden ab. Die dabei freiwerdende latente Energie führt schliesslich der Erdoberfläche Wärme zu.

morgentlicher Tau auf einer Grasfläche

Quelle: Dellex - Eigenes Werk, CC BY-SA 3.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=7510698

Je feuchter die Luft und desto stärker die nächtliche Abkühlung, desto höher ist der Taupunkt und somit die Chance auf Taubildung, bzw. desto früher setzt diese ein. An besonders feuchten Tagen kann die Taubildung bereits am Abend beginnen, meist setzt sie jedoch erst am frühen Morgen ein. Hat die Bildung von Tau mal eingesetzt, wird die nächtliche Abkühlung, durch die freiwerdende Wärme vermindert. Die Tiefsttemperatur in der Nacht entspricht als grobe Orientierung in etwa der Taupunkttemperatur, die am vorherigen Nachmittag vorgeherrscht hat oder leicht darunter («Taupunktregel»).

Bei der Kondensation zu Tau bilden sich viele kleine Wasserkügelchen, die auch «Tauperlen» genannt werden. Diese bilden sich vor allem an den feinen Strukturen.

Bei Temperaturen unter dem Gefrierpunkt kondensiert (bzw. «resublimiert») der Wasserdampf direkt zu Eis, man spricht dann von Reif. Dabei bildet sich am Boden ein gleichmässiger weisser Eisüberzug.

Reif entsteht analog zum Tau bei Temperaturen unter dem Gefrierpunkt

Quelle: Membeth - Eigenes Werk, CC0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=53130532

Vom Reif abzugrenzen ist der Raureif, wo am Boden, an Gegenständen oder Ästen ein eher unregelmässiger Eisüberzug entsteht wo die Eispartikel gegen die Windrichtung wachsen. Dabei müssen hohe Luftfeuchtigkeiten (>90%, am besten mit Nebel) und sehr tiefe Temperaturen (< -8°C) sowie ein leichter Wind vorherrschen. Die Eispartikel weisen dabei eine kristalline (6-eckig-nadelförmige) Struktur auf.

Raufreif wächst gegen den Wind und weisst gut erkennbare (meist nadelförmige) kristalline Strukturen auf

Quelle: Alexander Z. - Eigenes Werk, CC BY-SA 3.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=27192

Eine ähnliche Erscheinung stellt das Raueis dar. Dieses bildet sich analog zum Raufreif, jedoch nur bei hohen Windgeschwindigkeiten. Statt kristalline Strukturen (werden durch den Wind immer wieder zerstört), entstehen dabei schwammartige Strukturen mit vielen Luftbläschen.

Schaut man sich die Energiebilanz über das Jahr und die gesamte Erde gemittelt an, so ist der Anteil am nächtlichen Tau deutlich geringer als die Verdunstung während des Tages (im Sommer ca. ein Faktor 30!), weshalb beim Transport latenter Energie trotzdem ein hoher Nettofluss von ca. 80 W/m2 in die Atmosphäre resultiert.

Wärmeleitung in den Untergrund

Die durch das Sonnenlicht erwärmte Erdoberfläche leitet nicht nur Wärme nach oben in die Atmosphäre, sondern auch nach unten in den Untergrund.

Am Tag fliesst ein Teil der Wärme aus der Aufheizung der Erdoberfläche in den Untergrund. In der Nacht ist der Wärmestrom umgekehrt, d.h. die Wärme mit der Erdoberfläche zurückgeliefert und reduziert damit dessen Abkühlung.

Die Wärme, welche am Tag in den Untergrund geleitet wird, fliesst in der Nacht zurück an die Erdoberfläche. Dies führt dazu, dass die nächtliche Abkühlung der Erdoberfläche und somit auch der Luft etwas abgebremst wird.

Der Tages- und Nachtschwankungen der Bodentemperatur nehmen mit zunehmender Tiefe ab und verschwinden ab ca. 0.5-1.0 Meter. Der Jahresgang der Temperatur dringt jedoch jedoch deutlich tiefer ein (wenige Meter). Über das Jahr gemittelt ist ausserdem die Bilanz ausgeglichen, d.h. die gesamte Wärme, die in den Boden gelangt, kommt auch wieder an die Erdoberfläche zurück.

Wärmefluss aus dem Erdinnern? Bekanntlich ist es im Innern der Erde sehr heiss, d.h. es muss von dort zwangsläufig einen Wärmefluss an die Erdoberfläche stattfinden. Warum wird dies in den Energiebilanzen nie erwähnt? Der Grund liegt ganz einfach darin, dass dieser Wärmestrom mit lediglich 0.1 W/m2 sehr klein, bzw. praktisch vernachlässigbar ist. Dasselbe gilt übrigens auch für den Teil des Sonnenlichtes, welcher durch die Pflanzen für die Photosynthese absorbiert wird und ebenfalls nur 0.15 W/m2 beträgt.

Tagesgang der Temperatur

Im Energiefluss der Erde sind also zahlreiche Komponenten im Spiel. Dessen Intensitäten schwanken je nach Tages- und Jahreszeit. Dabei wird die Energie stets zwischen verschiedenen Formen hin- und her transformiert. Hier nochmals im Überblick:

• Sonneneinstrahlung: Es ist die primäre Energiequelle und führt zur Erwärmung der Erdoberfläche. Sie ist jedoch nur tagsüber wirksam, bzw. dessen Intensität schwankt je nach Tages- und Jahreszeit.

• Abstrahlung der Erdoberfläche: Diese führt konstant, egal ob Tag oder Nacht, zu einem Wärmeverlust der Erdoberfläche.

• Wärmeleitung in die Atmosphäre: Die von der Sonne aufgeheizte Erdoberfläche erwärmt die untersten Luftschichten bzw. über damit einsetzende Konvektion und Turbulenz gelangt diese Wärme auch in die höheren Luftschichten. Ein Teil dieser Wärme gelangt in der Nacht zurück auf den Erdboden, indem sich die untersten Luftschichten abkühlen.

• Verdunstung / Kondensation von Wasser: Die Aufheizung der Erdoberfläche führt auch dazu, dass Wasser verdunstet, wodurch v.a. am Tag ebenfalls Wärme entzogen wird. Ein kleiner Teil fliesst in der Nacht durch die Bildung von Tau wieder zurück.

• Wärmefluss in/aus dem Untergrund: Durch die Aufheizung der Erdoberfläche am Tag fliesst ein Teil der Wärme in den Untergrund. Dabei kommt im langfristigen Mittel der gesamte Betrag in der Nacht wieder zurück an die Erdoberfläche.

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Auch dem Zusammenspiel dieser Komponenten, mit ihren tageszeitlich variablen Anteilen, ergibt sich der typische Temperaturtagesgang:

Energieflüsse der verschiedenen Komponenten im Tagesverlauf an der Erdoberfläche. «+» bedeutet ein Fluss zur Erdoberfläche hin und «-» entsprechend davon weg. Das Ganze ist sehr schematisch dargestellt und gilt für einen «Standarttag» in den mittleren Breitengraden (ohne Einfluss Bewölkung / Wind)

Am Tag ist die Sonneneinstrahlung stärker als die langwellige Abstrahlung, d.h. die Erdoberfläche heizt sich auf. Ein Teil davon wird über Wärmeleitung und dem Verdunsten von Wasser an die Atmosphäre abgegeben, wodurch auch die Lufttemperatur zunimmt. Ebenfalls fliesst ein Teil davon in den Untergrund, der sich damit in den obersten Dezimeter ebenfalls erwärmt. Die Intensität der Sonneneinstrahlung nimmt mit immer steilerem Einfallswinkel im Verlaufe des Vormittags konstant zu und erreichts das Maximum mittags. Danach nimmt sie bis Sonnenuntergang konstant wieder ab. Bis am späten Nachmittag ist die Sonneneinstrahlung jedoch immer noch deutlich höher als die langwellige Abstrahlung, so dass sich die Erdoberfläche und die untersten Luftschichten weiter erwärmen können. Die Tageshöchsttemperaturen werden im Sommer um ca. 17 Uhr und im Winter um ca. 14 Uhr gemessen.

Irgendwann ist dann jedoch die Sonneneinstrahlung geringer als die langwellige Abstrahlung, bzw. kommt nach Sonnenuntergang sogar ganz zum Erliegen. Es findet ab jetzt und die ganze Nacht durch eine konstante Abkühlung der Erdoberfläche statt, was in der Folge auch zu einer Abnahme der Lufttemperatur führt. Diese Abkühlung wird jedoch etwas gebremst und zwar indem Wärme vom Untergrund zurück an die Erdoberfläche geleitet wird (die Wärme, welche während des Tages in den Boden geleitet wurde). Je nach Taubildung gelangt auch etwas latente Energie zurück zum Erdboden.

Am Morgen geht dann übrigens die Abkühlung nach Sonnenaufgang noch ein paar Minuten weiter, denn erst danach übersteigt die Sonneneinstrahlung den Betrag der langwelligen Abstrahlung.

Die Lufttemperatur im Tagesverlauf ist nicht nur das Ergebnis von Sonnereinstrahlung, langweilliger Abstrahlung, Wärmleitung in und aus dem Untergrund, usw, sondern ist auch stark von der Bodenbeschaffenheit, der Bwölkung, usw. geprägt und darum geht es im nächsten Abschnitt "Temperaturverhalten je nach Standort und Wetter".

Mehr zum Thema Temperatur und Energie-/Strahlungsbilanz:

• Temperatur im Tagesverlauf

• Temperaturverhalten je nach Standort und Wetter

• Treibhauseffekt

• ​Beurteilung der Temperaturfaktoren