Loe raamatut: «Satellitenmeteorologie», lehekülg 6
2.2.2 Die Wellenlänge maximaler Strahlung und das Rayleigh-Jeans-Gesetz
Aus dem Planckschen Gesetz lässt sich die Wellenlänge mit maximaler Emission ableiten. Es ergibt sich der einfache Zusammenhang, dass das Produkt von dieser Wellenlänge und der Temperatur konstant ist, die Wellenlänge maximaler Emission also umgekehrt proportional zur Temperatur ist.
Hierbei wird die Wellenlänge in Meter und die Temperatur absolut in Kelvin angegeben.
Es gilt also, dass sich das Maximum der Strahlung mit abnehmender Temperatur zu längeren Wellenlängen verschiebt oder umgekehrt mit steigender Temperatur zu kürzeren Wellenlängen, wie in Abbildung 2.10 als schräge rote Linie eingetragen. Da dieses Gesetz schon vor Planck von Wilhelm Wien gefunden wurde, heißt es „Wiensches Verschiebungsgesetz“.
Als anschauliches Beispiel für diese Tatsache wurde schon das Erhitzen von Eisen angeführt. Im kalten Zustand sendet es keine vom menschlichen Organismus wahrzunehmende Strahlung aus. Aber mit zunehmender Temperatur verschiebt sich das Maximum der Strahlung zu immer kürzeren Wellenlängen bis in den sichtbaren Bereich. Für solare Strahlung liegt das Maximum bei 0,5 μm, also in einem Bereich, wo das menschliche Auge besonders empfindlich ist. Für die Erdoberfläche, mit einer Temperatur von 15 °C oder 288 K, ergibt sich das Strahlungsmaximum bei rund 10 μm.
Ein weiteres schon vor Planck bekanntes Gesetz ist der lineare Zusammenhang zwischen der Temperatur des Strahlers und der spektralen Strahlung bei großen Wellenlängen. Es wurde von John William Strutt, dem späteren Lord Rayleigh, zusammen mit J. H. Jeans entdeckt und heißt dementsprechend „Rayleigh-Jeans-Strahlungsgesetz“. Dieser lineare Zusammenhang ist aber natürlich auch durch das Plancksche Gesetz abgedeckt und lässt sich aus diesem ableiten, indem für exp(x) = 1 + x gesetzt wird, was für sehr kleine x und damit für große Wellenlängen gilt.
Bei vorgegebener Wellenlänge ist unter diesen Bedingungen die Strahlungsflussdichte und damit auch jede zu messende Strahldichte direkt proportional zu der Temperatur des Strahlers. Für die Satellitenmeteorologie ist das Gesetz von praktischer Bedeutung, da es bei Mikrowellen und irdischen Temperaturen das Plancksche Gesetz mit einem Fehler von kleiner als 1 ‰ wiedergibt. Bei der Fernerkundung mit Mikrowellen wird das gemessene Signal deshalb üblicherweise gar nicht als Strahldichte, sondern gleich als Temperatur angegeben, der „Strahlungstemperatur“. Eine andere Bezeichnung ist „Helligkeitstemperatur“ (Brightness Temperature).
2.2.3 Stefan-Boltzmann-Gesetz
Für meteorologische Fragestellungen, speziell wenn es um die Strahlungsenergie geht, ist häufig nicht die spektrale Strahlung von Interesse, sondern die gesamte emittierte Strahlung. Durch Integration über die Wellenlänge kann aus dem Planckschen Gesetz die Beziehung zwischen dieser Strahlungsleistung und der Temperatur des Strahlers abgeleitet werden.
Das Ergebnis ist
Hier ist σ = 5,669 • 10–8 W m–2 K–4 die Stefan-Boltzmann-Konstante, die nicht mit der Boltzmann-Konstante κ aus Gleichung 2.7 verwechselt werden darf.
Auch dieses Gesetz wurde schon vor dem Planckschen Gesetz durch die Physiker J. Stefan und L. Boltzmann gefunden. Es trägt deshalb deren Namen: „Stefan-Boltzmann-Gesetz.“ Das Gesetz dokumentiert, dass die emittierte Strahlung mit steigender Temperatur sehr schnell zunimmt, eben mit deren vierter Potenz. Dabei muss aber bedacht werden, dass die Temperaturangabe im Stefan-Boltzmann-Gesetz wieder die absolute Temperatur ist. Eine Erhöhung der Temperatur von 1 °C auf 10 °C erhöht die Strahlung also nicht um einen Faktor 10000, sondern nur um den Faktor 1,14.
Ein Schwarzkörper absorbiert alle auf ihn fallende Strahlung und emittiert Strahlung nur in Abhängigkeit von seiner Temperatur (und der Wellenlänge). Irdische Materie kann das nicht so gut, aber die meisten meteorologisch relevanten Oberflächen emittieren mit mehr als 90 % der Emission eines Schwarzkörpers mit gleicher Temperatur.
Es ist technisch möglich, nahezu perfekte Schwarzkörper zu bauen, etwa um Radiometer kalibrieren zu können. Bei natürlichen Oberflächen bleibt die Strahlungsleistung aber immer mehr oder weniger hinter der eines Schwarzkörpers 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.
Abb. 2.12
Am Oberrand der Erdatmosphäre nach oben gerichtete Strahlungsflussdichten. Die linken Kurven zeigen die solare Strahlung bei 10 % und 25 % Reflexion im System Boden-Atmosphäre, und die rechten Kurven zeigen die terrestrische Strahlung, emittiert von einem Schwarzkörper bei verschiedenen Temperaturen im Variationsbereich der Erde.
Abbildung 2.12 zeigt am Oberrand der Atmosphäre nach oben gerichtete spektrale Werte von solaren und terrestrischen Strahlungsflussdichten. Die Werte bei den kleinen Wellenlängen gelten für Strahlung, die von einer senkrecht stehenden Sonne stammt, berechnet als Schwarzkörper mit einer Temperatur von 5800 K, und die durch die Prozesse am Boden und in der Atmosphäre auf 10 % (untere Kurve) beziehungsweise auf 25 % (obere Kurve) reduziert wurde, also in Größenordnungen, wie sie sich aus den Prozessen in der Atmosphäre ergeben. Die Werte bei den größeren Wellenlängen gelten für die Erde, als Schwarzkörper mit Emissionsvermögen 1, und drei Temperaturen, rund –23 °C (250 K, blau), –3 °C (270 K, grün) und +27 °C (300 K, rot). Es zeigt sich, dass die Bereiche der Strahlung von Sonne und Erde in der Erdatmosphäre deutlich getrennt sind. So ist es möglich, von einem solaren und einem terrestrischen Spektralbereich zu sprechen. Überlappung gibt es nur in einem schmalen Spektralbereich bei rund 4 μm. In diesem Bereich, der seit einiger Zeit auch für die Satellitenmeteorologie genutzt wird, müssen bei der Invertierung Photonen von beiden Quellen berücksichtigt werden.
Trotz des starken Anstiegs der Strahlung mit der Temperatur ist bei Messungen vom Satelliten aus nach unten die Strahlung, die von der heißen Sonne stammt, und die, die von der vergleichsweise kalten Erde emittiert wird, in der gleichen Größenordnung – weil die Sonne so weit weg ist. Damit können solarer und terrestrischer Spektralbereich getrennt gemessen und modelliert werden.
In Abbildung 2.12 ist nicht nur zu erkennen, dass ein solarer und ein terrestrischer Spektralbereich getrennt werden können, sondern weiter, dass die Werte der Strahlung im solaren Bereich durchaus in der Nähe der Werte der Strahlung im terrestrischen Bereich liegen, aber etwas höher sind. Das führt in der Praxis dazu, dass von einem Radiometer mit gleicher Empfangsoptik für beide Spektralbereiche die beobachteten Pixel im terrestrischen Bereich üblicherweise größer gewählt werden als die im solaren Bereich (z. B. Meteosat im Subsatellitenpunkt: VIS 1,0 km, IR 2,5 km), um die spektralen Strahlungsunterschiede auszugleichen und ähnliche Werte der an den Detektoren verfügbaren Energie zu erhalten (Kap. 4.3.2).
2.3.1 Strahlung von der Sonne
Die im solaren Spektralbereich zu messende Strahlung stammt von der Sonne; die von der Erde emittierte Strahlung ist demgegenüber zu vernachlässigen. Diese solare Strahlung wird von den Prozessen in der Atmosphäre und am Boden der Erde modifiziert. Das bedeutet, dass zur Interpretation von Fernerkundungsmessungen im solaren Spektralbereich die Werte der am Oberrand der Atmosphäre eintreffenden Strahlung, die „extraterrestrische solare Strahlung“, Berücksichtigung finden müssen. Dies gilt sowohl für den spektralen Aspekt als auch für die absolute Intensität. Die absolute über die Wellenlängen integrierte Intensität der solaren Strahlung am Oberrand der Erdatmosphäre – die „Solarkonstante“ (Total Solar Irradiance, TSI) – beträgt im Mittel rund 1365 W/m2 (Abb. 2.13).
Abb. 2.13
Variation der Solarkonstanten im Laufe der Jahre, bestimmt mittels Satellitenmessungen (nach Kopp, 18.10. 2011).
Im Laufe eines Jahres variiert die solare Bestrahlung der Erde etwas, da die Bahn der Erde um die Sonne kein exakter Kreis ist. Der mittlere Wert, wie er als Solarkonstante angegeben wird, gilt für den 4. April und 5. Oktober. Im Nordsommer vergrößert sich der Abstand zwischen Erde und Sonne, mit der Konsequenz, dass die Bestrahlung der Erde durch die Sonne Anfang Juli 3,3 % kleiner ist als im Mittel. Umgekehrt ist im Nordwinter die solare Strahlung gegenüber dem Mittelwert erhöht, und zwar bis zu +3,3 % Anfang Januar.
Die spektrale Zusammensetzung der Strahlung der Sonne wird durch deren Abstand natürlich nicht modifiziert. Sie entspricht im Mittel der eines Schwarzkörpers von rund 5800 K, mit einem Maximum bei rund 500 nm. Bei genauerer Betrachtung des Spektrums (Abb. 2.11) ist eine feine Struktur zu erkennen, mit stark unterschiedlicher Strahlung in eng benachbarten Wellenlängen. Da sich diese Strukturen in einer Abbildung wie Linien darstellen, werden sie als solche bezeichnet und nach ihrem Entdecker „Fraunhofer-Linien“ genannt. Sie entstehen durch Absorptionsprozesse in der Photosphäre der Sonne. Bei der Modellierung bzw. Interpretation von spektral hoch aufgelösten Messungen müssen diese Linien berücksichtigt werden. Da die Wellenlängen der einzelnen Linien sehr genau bekannt sind, können sie andererseits genutzt werden, um ein gemessenes Spektrum bezüglich der Wellenlänge zu kalibrieren.
Bei genauer Betrachtung der extraterrestrischen solaren Strahlungsflussdichte über einen längeren Zeitraum wird deutlich, dass diese – obwohl sie als Solar-„konstante“ bezeichnet wird – nicht wirklich konstant ist. Abbildung 2.13 zeigt ihre Variation während der letzten 30 Jahre, die aus hochwertigen Messungen mittels Satelliten, und damit ohne störende Einflüsse der Erdatmosphäre, bestimmt wurde. Dabei sind Messungen von verschiedenen Instrumenten zusammengeführt worden, die in der Abbildung durch die Farbe unterschieden werden. Weiter ist die Zahl der Sonnenflecken mit Monatsmittelwerten angegeben. Es ergibt sich der genannte mittlere Wert der Solarkonstanten von rund 1365 W/m2, dem jedoch eine Variation im 11-jährigen Sonnenfleckenzyklus überlagert ist. Weiter sind stärkere, kurzzeitige Schwankungen zu erkennen, die von Tag zu Tag mehr als 2 W/m2 ausmachen können.
Neuere Untersuchungen, mit Radiometern bei denen das Streulicht im Messgerät noch weiter reduziert wurde, ergeben – wie in Abbildung 2.13 für ACRIM III, TIM und PREMOS ab dem Jahr 2000 zu sehen – einen kleineren Wert der Solarkonstanten von rund 1361 W/m2 (Kopp and Lean, 2011). Diese Reduzierung um rund 4 W/m2 gegenüber dem derzeit gebräuchlichen Wert der Solarkonstanten – der nach der seit 1977 geltenden Referenz-Skala für Sonnenstrahlung (WRR) immer noch gültig ist – hätte gewisse Konsequenzen für die absoluten Werte der Energiebilanz der Erde. Der absolute Wert der Solarkonstanten ist aber weniger relevant für Klimaänderungsuntersuchungen, bei denen es auf die relative zeitliche Variation ankommt. Weiter zeigt sich bei Umrechnung in eine %uale Abweichung, dass die in Abbildung 2.13 gezeigten Unterschiede zwischen der seit 2000 gemessenen solaren Strahlungsflussdichte und dem vorherigen Wert weniger als 0,3 % ausmachen und dass die kurzzeitlichen Schwankungen sogar nur rund 0,1 % der Solarkonstante betragen. Damit können diese Unsicherheiten bei satellitenmeteorologischen Untersuchungen generell vernachlässigt werden.
2.3.2 Strahlung von der Erde
Die Oberfläche der Erde verhält sich weitgehend wie ein Schwarzkörper, mit spektral kontinuierlicher Abstrahlung entsprechend dem Planckschen Gesetz (Gl. 2.7), aber modifiziert durch das materialabhängige spektrale Emissionsvermögen. Da die Temperaturen auf der Erde zwischen rund 240 und 320 K (– 33 bis + 47 °C) liegen, ergibt sich für die terrestrische Strahlung ein Maximum im Bereich von 9 bis 12 μm (Gl. 2.8). Aber auch im Bereich der Mikrowellen emittieren Erde und Atmosphäre Strahlung, die aufgrund der hohen Transparenz von Wolken in diesem Spektralbereich besonders gut für satellitenmeteorologische Fragestellungen mit Fokus auf den Unterrand der Atmosphäre genutzt werden kann. Ein Vorteil dieser beiden Spektralbereiche besteht darin, dass hier Messungen auch nachts Ergebnisse liefern, eben weil die Strahlung unabhängig von der Sonne ist.
Das Emissionsvermögen, das neben der Temperatur die emittierte Strahlung bestimmt, ist eine materialabhängige Größe, die für verschiedene Wellenlängen unterschiedliche Werte haben kann. Für festes Material, wie Erde, Steine, Wasser und Schnee sind so viele Energieübergänge in den beteiligten Molekülen möglich, dass bei jeder Wellenlänge absorbiert und emittiert wird. Damit gilt das Stephan-Boltzmann-Gesetz, und die Strahlung von der Erdoberfläche aber auch von dicken Wolken kann zur Bestimmung ihrer Temperatur genutzt werden. Zur Trennung des Einflusses der Atmosphäre von der Abstrahlung des Bodens können Unterschiede des Emissionsvermögens bei verschiedenen Wellenlängen herangezogen werden (Kap. 5.2.2).
Die gasförmigen Bestandteile der Atmosphäre absorbieren und emittieren hingegen nicht kontinuierlich bei allen Wellenlängen. Die möglichen Energieübergänge in einem Gas, die möglichen Differenzen zwischen der Energie verschiedener Schwingungs- und Rotations-Zustände oder anderen Bewegungen der Moleküle, sind begrenzt und für jede Gasart spezifisch. Die mögliche Absorption, und damit Emission, bei einzelnen Wellenlängen wird wie bei der Strahlung von der Sonne als Linien bezeichnet, eben Absorptions- und Emissionslinien. Da jedes Gas bei bekannten, spezifischen Wellenlängen emittiert und absorbiert, kann die Messung dieser Linien zur Bestimmung von Spurengaskonzentrationen genutzt werden. Umgekehrt kann bei bekannter Gasmenge mittels Fernerkundung der emittierten Strahlung auf dessen Temperatur geschlossen werden und damit auf die Temperatur der Atmosphärenschicht, in der es sich befindet.
Bei spektral weniger hoch aufgelöster Betrachtung eines Spektrums können eng beieinander liegende Linien in vielen Fällen nicht aufgelöst werden und daher als sogenannten „Banden“ zusammengefasst.
J. Fraunhofer begann als Spiegelmacher und Glasschleifer, wurde dann aber Professor und Mitglied der Akademie. Er entdeckte die nach ihm benannten Linien im Sonnenspektrum und ermöglichte die Bestimmung von deren Wellenlängen mittels Beugungsgitter.
