STRALING

Posted on

INLEIDING

Het leven op aarde kan alleen bestaan bij gratie van de aanwezigheid van de zon. De zon voorziet de aarde van energie. Zonder deze energie zou de gehele, steeds in beweging zijnde atmosfeer, tot stilstand komen. Kortom de zon werkt als motor voor het systeem aarde-atmosfeer.

ELECTROMAGNETISCHE STRALING

De zon zendt in alle richtingen energie uit in de vorm van straling. De aarde ontvangt van de totale energie slechts ongeveer 1/2.300.000.000 deel, nl. het gedeelte dat vervat is in de ruimtehoek waarin de aarde van de zon uit wordt gezien. Maar de verwarmende werking van deze stralingshoeveelheid is klaarblijkelijk voldoende om de aarde voor een merkbare afkoeling te bewaren en alle levensprocessen aan haar oppervlak voortgang te doen vinden.

De overdracht van energie van de zon naar de aarde vindt plaats zonder tussenkomst van materie, doch in de vorm van elektromagnetische trillingen in een grote verscheidenheid van golflengten. Afhankelijk van de golflengte hebben deze trillingen zeer verschillende eigenschappen, die in onderstaand overzicht zijn weergegeven. De golflengte is zoals gebruikelijk uitgedrukt in microns (1 micron = 1μm = 10-6 m). De voortplantingssnelheid is echter voor alle golflengten hetzelfde, nl. 3 x 108 m sec-1.

Het elektromagnetische spectrum.

Figuur 01:
Het elektromagnetische spectrum.

 

De zonnestraling omvat de golflengten tussen 10-3 μm en 102 μm. Hiervan zijn de ultraviolette straling (golflengte < 0,38 μm) en infrarode straling ( > 0,75 μm) voor het menselijk oog niet zichtbaar. In het (zichtbare) licht kan men nog een onderverdeling maken naar de zeven hoofdkleuren van de regenboog:

0,390 violet 0,455 blauw 0,505 groen 0,575 geel 0,585 oranje 0,620 rood 0,760

In het algemeen omvat het infrarode gebied eveneens straling met een langere golflengte (tot 1000 μm). Zonnestraling bevat naar verhouding slechts een klein deel van het gehele infrarood nl. 0,8 μm – 5 μm. De langere golflengte van dit gebied duidt men vaak aan met de naam warmtestraling.

INTENSITEIT VAN DE ZONNESTRALING

De intensiteit van de zonnestraling die op een horizontaal vlak van 1 m2 op de aarde invalt hangt in de eerste plaats af van de hoogte van de zon boven de kim. Valt een stralenbundel nl. bijna loodrecht op een vlak (oppervlak A in figuur 02) dan wordt de energie van deze straling over een kleiner oppervlak verdeeld dan bij schevere inval (oppervlak B). Per m2 ontvangt het oppervlak A derhalve een grotere hoeveelheid stralingsenergie dan het oppervlak B.

Door de zon beschenen oppervlak bij verschillende zonshoogtes.

Figuur 02:
Door de zon beschenen oppervlak bij verschillende zonshoogtes.

 

Het is gemakkelijk in te zien dat deze hoeveelheid evenredig is met sin α, als α de hoek tussen de bundel en het vlak voorstelt. Bij loodrechte inval is α = 90º en de hoeveelheid stralingsenergie per oppervlakte-eenheid is maximaal. Deze neemt af tot nul bij α = 00º, in welk geval de stralen langs het vlak scheren, waarbij geen energie aan het vlak wordt afgegeven.

De hoeveelheid straling die het horizontale vlak gedurende de dag ontvangt wordt verder bepaald door de lengte van de dag. Daar de daglengte en de middaghoogte van de zon in de loop van het jaar variëren, vertoont de dagelijkse bestraling op elke plaats op aarde een jaarlijkse gang. Tevens varieert deze bestraling met de breedte (figuur 03), gestippelde lijnen).

Figuur 03: Hoeveelheid ontvangen straling aan de rand van de atmosfeer (gestreepte lijnen) en aan het aardoppervlak (getrokken lijnen).

Figuur 03:
Hoeveelheid ontvangen straling aan de rand van de atmosfeer (gestreepte lijnen) en aan het aardoppervlak (getrokken lijnen).

 

ENIGE STRALINGSWETTEN

In het algemeen zal een lichaam van de straling die op het oppervlak invalt een gedeelte absorberen, een gedeelte reflecteren en soms ook een gedeelte doorlaten. Bij absorptie neemt het lichaam energie in zich op, hetgeen zich in een temperatuurstijging uit. Een lichaam dat straling van een bepaalde golflengte in haar geheel absorbeert wordt voor deze straling een zwart lichaam genoemd. Een oppervlak kan op verschillende soorten straling verschillend reageren. Zo reflecteert een sneeuwoppervlak het zichtbare licht bijna volkomen, ten aanzien van de langgolvige warmtestraling gedraagt het zich echter als een zwart lichaam: deze straling wordt praktisch geheel geabsorbeerd (95%).

Elk lichaam zendt straling uit, daarbij geeft het energie af hetgeen een verlaging van de temperatuur met zich mee brengt. Tussen het absorberen en uitzenden van straling bestaat een eenvoudig verband: de golflengten die het lichaam bij voorkeur absorbeert, worden bij dezelfde temperatuur ook het sterkst uitgezonden. Deze eigenschap, betrokken op de waterdamp in de atmosfeer, is van groot belang ten aanzien van de te bespreken “broeikaswerking” van de atmosfeer. Voor de uitstraling van zwarte lichamen gelden voorts enige eenvoudige wetten. Ten eerste blijkt de totale energie E, welke per eenheid van oppervlak (m2) en per sec. door straling wordt uitgezonden, evenredig te zijn met de vierde macht van de absolute temperatuur T van het lichaam, in formule:

Dit is de Wet van Stefan-Boltzmann.

Deze energie is niet gelijktijdig over alle golflengten verdeeld: bij elke temperatuur blijkt de uitgestraalde energie bij een bepaalde golflengte maximaal te zijn. De zgn. Verschuivingswet van Wien geeft de betrekking tussen deze golflengte λmax en de temperatuur weer:

Hete lichamen zenden dus de sterkste straling uit in de korte golflengten, koude lichamen in de lange. De zon is als een zwart lichaam op te vatten met een oppervlakte temperatuur van rond 5500 K. De zonnestraling heeft dan ook de grootste energie in het kortgolvige bereik en wel in het violette deel van het zichtbare licht (rond 0,5 μm). Het aardoppervlak met zijn gemiddelde temperatuur van 288 K (15°C) zendt hoofdzakelijk een langgolvige warmtestraling uit (in het infrarood met de grootste energie in de buurt van 11 μm). Men spreekt zodoende van de kortgolvige zonnestraling en de langgolvige aardse straling. Zonnestraling en aardse straling hebben dan ook zeer verschillende eigenschappen (figuur 04).

Figuur 04: Door de zon en aarde uitgezonden straling en absorptiebanden van in de atmosfeer voorkomende gassen.

Figuur 04:
Door de zon en aarde uitgezonden straling en absorptiebanden van in de atmosfeer voorkomende gassen.

 

DE INVLOED VAN DE ATMOSFEER

De door de zon uitgestraalde energie bereikt niet onbelemmerd het aardoppervlak. Eerst moeten de stralen een weg afleggen door de atmosfeer. Wanneer men aan het aardoppervlak de intensiteit van de zonnestraling meet op een vlak loodrecht op de straling, vindt men een waarde die belangrijk kleiner is dan die welke men aan de rand van de atmosfeer zou mogen verwachten. Oorzaak hiervan is de aanzienlijke verzwakking welke de straling ondergaat tijdens haar weg door de atmosfeer. Men noemt dit verschijnsel extinctie. Het is een gevolg van absorptie, verstrooiing en reflectie, terwijl ook buiging en breking tot de extinctieverschijnselen wordt gerekend. Naar gelang de stralen een langere of kortere weg door de atmosfeer afleggen en naar gelang de atmosfeer een zeker gebied meer of minder “troebel” is, wordt de straling meer of minder verzwakt. Duidelijk komt in figuur 03 de verzwakking van de straling bij het passeren van de atmosfeer tot uiting. Zo zou, indien er geen atmosfeer was, een plaats aan de pool in de zomer meer stralingsenergie in een dag ontvangen dan een plaats op de equator (invloed van de verdubbeling van de daglengte!). In werkelijkheid ontvangt de pool minder straling ten gevolge van de langere weg, die de zomerstralen door de atmosferische schil naar een plaats op hogere breedte moeten afleggen (figuur 05).

Figuur 05: Weglengte van het zonlicht door de atmosfeer.

Figuur 05:
Weglengte van het zonlicht door de atmosfeer.

 

ABSORPTIE

Van de normale bestanddelen van de atmosfeer absorberen alleen waterdamp, kooldioxide en ozon straling van bepaalde golflengten.
Waterdamp is de belangrijkste absorber en wel vnl. in het infrarode gedeelte van het spectrum. Gemiddeld wordt ongeveer 14% van de door de zon naar de aarde uitgestraalde energie door het water in de atmosfeer (damp, water en ijs) geabsorbeerd. De verwarming die de atmosfeer daarbij ondergaat vindt hoofdzakelijk plaats in de vochtige luchtlagen van de troposfeer.
Kooldioxide absorbeert hoofdzakelijk in het infrarode gebied.
Ozon absorbeert het grootste gedeelte van de in het zonlicht voorkomende ultraviolette straling en vooral die met de kleinste golflengten. Deze absorptie vindt in hoofdzaak plaats op een hoogte van circa 15-40 km.

VERSTROOING

Wanneer straling door een medium als een vloeistof of een damp reist waarin zich zwevende deeltjes bevinden, zal de straling verstrooid (verspreid) worden. Het type verstrooiing is afhankelijk van de afmeting van de verstrooiende deeltjes ten opzichte van de golflengte.

Als de deeltjes erg klein zijn ten opzichte van de golflengte van de straling treedt zogenaamde Raleigh-verstrooiing op. Bij dit type verstrooiing wordt de straling met een korte golflengte veel sterker verstrooid dan straling met een langere golflengte. In de atmosfeer veroorzaken de luchtmoleculen en uiterst fijne, zwevende stofdeeltjes een verstrooiing van het blauw en violet uit het directe zonlicht. De directe stralenbundel is daardoor voornamelijk in deze kleuren verzwakt. Het verstrooide licht wordt door een steeds verder gaande verstrooiing over de gehele hemel verspreid en voortgeleid; het veroorzaakt de blauwe kleur van de hemel. De roodkleuring van zon en wolken bij een laagstaande zon, dus bij zonsondergang en zonsopkomst, wordt veroorzaakt doordat de zonnestraling dan een langere weg door de atmosfeer moet afleggen voordat zij het aardoppervlak bereiken; de verstrooiing is dan dus groot en de langere golflengten oranje/rood gaan overheersen.

Als de golflengte van de straling van dezelfde ordegrootte is als de afmeting van de verstrooiende deeltjes treedt zogenaamde Mie-verstrooiing op. Dit type verstrooiing, dat ook wel diffuse reflectie wordt genoemd vindt plaats aan wolkendruppels en vrij grote stofdeeltjes. De op het deeltje vallende straling wordt hierbij voor een deel gereflecteerd. Deze terugkaatsing wordt diffuus genoemd, omdat de straling hierbij in allerlei richtingen wordt weerkaatst. Er treedt ook geen voorkeur voor een bepaalde golflengte op zoals bij Raleigh-verstrooiing dus het verstrooide zonlicht is wit. Het ontbreken van een voorkeursrichting bij de reflectie is goed waar te nemen in een dikke wolken- of mistlaag; van alle zijden is de belichting even sterk. Naarmate de lucht meer verontreiniging bevat zal meer licht met een grotere golflengte verstrooid worden en de hemel van blauw naar wit gaan verkleuren. De blauwkleuring van de hemel is dus een maat voor de zuiverheid van de atmosfeer (alleen kleine deeltjes).
Een bekend voorbeeld van de genoemde processen levert de sigarettenrook. De van een brandende sigaret opstijgende rook bestaat uit uiterste fijne asdeeltjes; het aan deze deeltjes sterk verstrooide licht geeft de lucht een blauwe kleur.
Daartegen is de uitgeblazen rook wit van kleur; deze bevat kleine waterdruppeltjes waaraan het licht diffuus wordt gereflecteerd. Ongeveer een kwart van de naar de aarde uitgezonden zonnestraling wordt in de atmosfeer verstrooid. Dit gedeelte vormt de diffuse hemelstraling, waarvan het licht verantwoordelijk is voor de belichting van ruimten die in de schaduw van het directe zonlicht liggen. Zonder dit verstrooide licht zou een blik in de ruimte vanaf het aardoppervlak een heel ander beeld geven dan nu; nl. zwart behalve direct in de zon kijkend. Door verstrooiing van zonnestraling gaat ongeveer een kwart voor de aarde verloren door uitstraling naar het hemelruim.

Figuur 06: Reflectie, absorptie en transmissie van zonlicht door wolkenlagen.

Figuur 06:
Reflectie, absorptie en transmissie van zonlicht door wolkenlagen.

 

REFLEXTIE

Een volgende extinctie-coëfficient is reflectie tegen wolken. Deze vormt één der belangrijkste factoren voor de verzwakking van de zonnestraling in de atmosfeer. Deze reflectie is sterk afhankelijk van de dikte van de wolkenlaag, het aantal en de grootte der druppels en verder van de zonshoogte. Figuur 06 geeft een idee van de mogelijke grootte van het effect aan de hand van gemiddelde waarden van de absorptie, reflectie en transmissie voor wolken van verschillende dikte. Naarmate de laag dikker is wordt een geringer percentage straling doorgelaten, een groter percentage gereflecteerd (tot 70 à 80%), terwijl de absorptie naar verhouding slechts een gering aandeel in de extinctie blijft behouden. Verder geldt in het algemeen dat naarmate de wolkenlaag zich op een hoger niveau bevindt, de verzwakking van de directe straling erdoor geringer is. De verhouding tussen gereflecteerd en opvallend zonlicht noemt men de albedo. Het aardse albedo is ongeveer 28.

Tabel 04: Albedo’s voor zonnestraling boven diverse oppervlakken.

Tabel 01:
Albedo’s voor zonnestraling boven diverse oppervlakken.

 

ZONNESTRALING OP HET AARDOPPERVLAK

Hoe groot is nu eigenlijk de energie die de aarde van de zon krijgt toegezonden? Deze vraag is niet met een directe meting te beantwoorden, immers aan het aardoppervlak meet men slechts een straling die in de atmosfeer op velerlei wijze is verzwakt. Hoewel een directe meting buiten de dampkring van deze energie pas mogelijk was met behulp van satellieten, is men er in geslaagd met behulp van nauwgezette metingen bij verschillende zonshoogte, wanneer de zonnestralen dus verschillende weglengten door de atmosferische schil afleggen, door extrapolatie tot aan de grens van de atmosfeer een nauwkeurige waarde voor deze energie te vinden. De hoeveelheid energie van de zonnestraling die loodrecht op de rand van de atmosfeer, bedraagt gemiddeld 1375 W m-2 sec-1. Dit bedrag blijkt in de loop van de tijd slechts zeer weinig te variëren en wordt daarom de zonneconstante (I0) genoemd. De lichte variatie wordt veroorzaakt door de seizoenen: in juli, wanneer de afstand zon-aarde het grootst is (152 x 106 km), bedraagt de zonconstante 1340 W m-2 sec-1, in december, bij een minimale afstand zon-aarde (147 x 106 km) heeft de zonconstante een waarde van 1424 W m-2 sec-1.Verder is gebleken dat deze variatie geen invloed heeft op de temperatuur aan het aardoppervlak.

Bij het bepalen van de stralingsintensiteit dient men onderscheid te maken tussen de intensiteit op een vlak loodrecht op de stralenbundel en die op een horizontaal vlak (het aardoppervlak).

Stralingsintensiteit op een vlak loodrecht op de stralenbundel. De invloed van de mate van extinctie op de lengte van de door het zonlicht door de atmosfeer doorlopen weg op de stralingsintensiteit aan het aardoppervlak loodrecht op de stralenbundel, wordt weergegeven met de formule:

Aan de hand van de formule zou men verwachten dat de stralingsintensiteit sterk afhangt van de geografische breedte Ø. Immers, op twee plaatsen gelegen op dezelfde meridiaan, maar op verschillende breedte is op hetzelfde tijdstip de zonshoogte h verschillend. Wanneer bijv. Ø = 30º, moet het zonlicht een andermaal maal zo lange weg door de atmosfeer afleggen als wanneer de zon in het zenit staat (figuur 05). Uit tabel 02, waarin de gemiddelde jaarlijkse intensiteit en de gemiddelde intensiteit in het midden van enkele maanden (in W m-2; voor 12 uur zonnetijd; op wolkloze dagen) is gegeven voor een vlak loodrecht op de zonnestraling, blijkt echter dat Is weinig afhankelijk is van de geografische breedte.

Tabel 02: Is in Wm-2 om 12 uur TST zonder bewolking.

Tabel 02:
Is in W m-2 om 12 uur TST zonder bewolking.

 

Dit wordt veroorzaakt door het feit dat op lagere breedte het waterdampgehalte en dus de absorptie groter is dan op hogere breedte. Hierdoor neemt k toe met afnemende breedte. Verder spelen uiteraard plaatselijke omstandigheden een belangrijke rol (ligging t.o.v. zee, hoogte, aanwezigheid van industrie enz.). Zo is bijv. in Londen de gemiddelde jaarintensiteit slechts 642 W m-2.

Stralingsintensiteit op een horizontaal vlak. M.b.v. figuur 07 kan men afleiden dat als een stralenbundel een oppervlak A, loodrecht op de bundel, verwarmt, een zelfde stralenbundel bij een zonshoogte h een horizontaal vlak B verwarmt volgens:

Figuur 07.

Figuur 07.

 

De stralingsintensiteit (I) per oppervlakte-eenheid op een horizontaal vlak (I_) kan dus afgeleid worden uit de stralingsintensiteit per oppervlakte-eenheid op een vlak loodrecht op de bundel (I) met de formule:

Voor de stralingsintensiteit op een horizontaal vlak aan het aardoppervlak geldt dus:

Oftewel: de energie die een horizontaal vlak op het aardoppervlak ontvangt, wordt kleiner naarmate de extinctie en de door het zonlicht afgelegde weg groter zijn en de zonshoogte kleiner is. Ter illustratie vermeldt tabel 03 voor een onbewolkte atmosfeer voor een aantal geografische breedten de, over een jaar gemiddelde, dagelijks aan de rand van de atmosfeer op een horizontaal vlak binnenkomende energie, de extinctie in de atmosfeer en de hoeveelheid zonnestraling die het aardoppervlak direct of via verstrooiing bereikt. De getallen zijn uitgedrukt in Joule x 106 m-2 dag-1.

Tabel 03: Jaargemiddelde energie in Joule x 10-6 m-2 dag-1.

Tabel 03:
Jaargemiddelde energie in Joule x 106 m-2 dag-1.

 

Uit deze tabel blijkt dat in het algemeen iets meer dan de helft van de zonnestraling door een onbewolkte atmosfeer wordt doorgelaten. Alleen op hogere breedte is dit iets minder dan de helft. Iets meer dan 10% bereikt het aardoppervlak als verstrooid zonlicht.

Invloed van de bewolking. Het gemiddelde albedo van wolken is 0,55 hetgeen dus betekent, dat iets meer dan de helft van de op de bewolking vallende zonnestraling wordt teruggekaatst. Ongeveer 7% wordt verstrooid, terwijl de rest wordt verstrooid en op deze wijze het aardoppervlak bereikt (figuur 06). Deze verschijnselen spelen uiteraard de grootste rol in die gebieden, waar gemiddeld de meeste bewolking aanwezig is. Zo zal de hoeveelheid directe zonnestraling maximaal zijn op 30°-40° t.g.v. de geringe bedekkingsgraad in de subtropische hoogdrukgordel. Zowel t.g.v. de lange weg die de zonnestraling op hoge breedte door de atmosfeer moet afleggen als door de gemiddeld grote bedekkinggraad is tussen 60° en 90º de hoeveelheid zonnestraling die direct het aardoppervlak bereikt gedurende een groot deel van het jaar kleiner dan de hoeveelheid verstrooid licht.

STRALING VAN AARDE EN ATMOSFEER

Ongeveer de helft van de kortgolvige zonnestraling wordt, gemiddeld genomen, ongehinderd door de atmosfeer doorgelaten en door het aardoppervlak praktisch geheel geabsorbeerd. Alleen een sneeuwoppervlak en een golvend wateroppervlak kaatsen de zonnestraling voor een belangrijk deel terug. Tabel 05 geeft enkele gemiddelde waarden van de absorptiecoëfficiënt voor het zichtbare en infrarode deel van het spectrum.

Tabel 05: Enige absorptiecoëfficienten.

Tabel 05:
Enige absorptiecoëfficienten.

 

Het aardoppervlak ontvangt eveneens ongeveer driekwart van de straling, die de atmosfeer zelf uitzendt, de zgn. eigenstraling van de atmosfeer die, zoals we weten, langgolvige infrarode straling is. Voor deze straling gedraagt de aarde zich praktisch als een zwart lichaam, d.w.z. zij wordt geheel opgenomen en met de geabsorbeerde zonne-energie omgezet in warmte.

Zelf zendt het aardoppervlak eveneens een langgolvige warmtestraling uit; de energie hiervan bedraagt per tijds en oppervlakte-eenheid ongeveer 1/5 à 1/3 van de zonneconstante. Deze warmte gaat echter voor een groot deel niet voor de aarde verloren.

De aardse uitstraling wordt nl. grotendeels (circa 90%) weer opgenomen door de atmosfeer en komt door de eigenstraling van de damp weer aan de aarde ten goede. Uit figuur 04 blijkt dat voornamelijk waterdamp en CO2 hiervoor verantwoordelijk zijn. Ozon absorbeert ook langgolvige straling en een deel van het temperatuurverloop in de stratosfeer vindt hier zijn oorsprong (zie: OZON IN DE ATMOSFEER). De atmosfeer werkt zodoende als een “broeikas” voor de aarde. Plaatselijk kan deze “broeikaswerking” worden versterkt door de aanwezigheid van een min of meer gesloten wolkendek: tegen de onderzijde ervan treedt reflectie van de aardse straling op, waardoor de luchtlaag onder het wolkendek slechts weinig aan warmte verliest. In heldere nachten gaat echter een deel van de aardse uitstraling naar het hemelruim verloren. Het aardoppervlak koelt dan af en wel vooral boven die gronden die sterk uitstralen.

DE STRALINGSBALANS

De straling is niet gelijkelijk over de aarde verdeeld. Wanneer men op een groot aantal plaatsen de hoeveelheid in- en uitgaande straling meet en berekent, blijkt dat tussen ongeveer 38º NB en 38º ZB de instraling groter is dan de uitstraling terwijl buiten dat gebied de uitstraling juist overheerst (figuur 07).

Figuur 07: Inkomende en uitgaande straling in W m-2.

Figuur 07:
Inkomende en uitgaande straling in W m-2.

 

Aangezien de tropische en subtropische gebieden niet warmer worden en de gematigde en poolstreken niet kouder, moet er langs het aardoppervlak of in de bovenlucht een compenserende warmtestroom zijn van de evenaar naar de beide polen. Dit warmtetransport vindt plaats door de atmosferische circulatie en wordt besproken bij ALGEMENE LUCHTCIRCULATIE.

Het is bekend dat de aarde als geheel niet kouder of warmer wordt. Hetzelfde geldt voor de atmosfeer en dus ook voor het gehele stelsel aarde-atmosfeer. De hoeveelheid energie die dit stelsel ontvangt van de zon moet dus precies gelijk zijn aan de energie die het afstaat, d.w.z. dat voor een heel jaar de stralingsbalans voor de aarde en/of atmosfeer in evenwicht is. Dit evenwicht bestaat niet indien men zich beperkt tot een gedeelte van de aarde of tot een gedeelte van het jaar.

De stralingsbalans volgens Haltiner en Martin is vereenvoudig en schematisch weergegeven in figuur 08. Hierbij is onderscheid gemaakt tussen straling met korte en die met lange golflengte, terwijl tevens warmtetransport t.g.v. turbulentie en convectie en t.g.v. verdamping in beschouwing is genomen.

Figuur 08: Jaarlijks gemiddelde warmtehuishouding van aarde en atmosfeer.

Figuur 08:
Jaarlijks gemiddelde warmtehuishouding van aarde en atmosfeer.

De stralingsbalans S aan het aardoppervlak heeft als componenten de globale straling (G↑), de gereflecteerde globale straling (G↓), de invallende infrarode straling (I↓) en de uitgaande infrarode straling (I↑). Uiteraard moet gelden, dat:

S = G↓ – G↑ + I↓ – I↑

De stralingsbalans is positief als de invallende straling groter is dan de uitgaande.

Onder de globale straling wordt verstaan de straling afkomstig van de zon, die rechtstreeks (de zogenaamde directe straling) of via verstrooiing (de zogenaamde hemelof diffuse straling) tot het aardoppervlak doordringt. Gemiddeld over het jaar is deze term voor de gehele aarde 53% van de zonnestraling aan de rand van de atmosfeer.

Met de gereflecteerde globale straling wordt bedoeld de door het aardoppervlakteruggekaatste straling. Het gemiddelde albedo van het aardoppervlak op 10% stellend, bedraagt deze term ongeveer 5% van de zonnestraling aan de rand van de atmosfeer.

De invallende infrarode straling is de uitstraling van de atmosfeer zelf, in zoverre deze het aardoppervlak bereikt. Ook de bewolking geeft, indien aanwezig, een belangrijke bijdrage tot deze component van de stralingsbalans, die gemiddeld over het jaar voor het gehele aardoppervlak 98% van de zonnestraling aan de rand van de atmosfeer bedraagt. De uitgaande infrarode straling is de uitstraling van het aardoppervlak. Het gemiddelde komt overeen met 113% van de zonnestraling aan de rand van de atmosfeer.

De afzonderlijke termen van de balans bij elkaar tellend, blijkt dat de stralingsbalans gemiddeld over het jaar voor het gehele aardoppervlak van de zonnestraling aan de rand van de atmosfeer is.

S = 53 – 5 + 98 – 113 = +33%

Het aardoppervlak ontvangt dus, gemiddeld genomen, meer warmte door straling, dan dat het afstaat. Deze winst wordt gecompenseerd door andere processen, waarbij wel bewegende materie is betrokken.

In de eerste plaats zal warmte van het aardoppervlak worden overgedragen aan de atmosfeer of omgekeerd, al naar het gelang het temperatuurverschil tussen beide positief dan wel negatief is. Deze warmteoverdracht zal over een groot deel van de troposfeer plaatsvinden, wanneer bijvoorbeeld ten gevolge van onstabiliteit luchthoeveelheden verticale bewegingen kunnen uitvoeren, waardoor een uitwisseling plaatsvindt van lucht van hogere en lagere niveaus. Voorst zal door de energie van de zonnestraling verdamping van water plaatsvinden, dat zich op het aardoppervlak bevindt, hetzij in de vorm van meren of oceanen, hetzij in de vegetatie. Deze waterdamp zal met de verticaal bewegende lucht omhoog worden gevoerd en in hogere niveaus weer condenseren en wolken vormen. De energie, die gebruikt is om het water aan het aardoppervlak te verdampen, komt daarbij weer vrij en op deze wijze wordt ook warmte van het aardoppervlak overgebracht naar de atmosfeer. Men spreekt in dit geval van latente warmteoverdracht in tegenstelling tot de rechtstreekse warmteoverdracht, die hiervoor besproken werd en waarbij het gaat om voelbare warmte. Vochtige lucht bevat dan ook een hoeveelheid voelbare warmte –  die evenredig is met de absolute temperatuur – en een hoeveelheid latente warmte –  die evenredig is met de hoeveelheid waterdamp in de lucht. Deze latente warmte kan pas vrijkomen als condensatie optreedt.

De winst aan stralingsenergie aan het aardoppervlak wordt gecompenseerd door de afgifte van latente en voelbare warmte. Het blijkt dus dat de stralingsbalans aan het aardoppervlak niet in evenwicht is; de energiebalans is dit wel. Hetzelfde geldt voor de atmosfeer; hier treedt een verlies aan energie op door straling, welk verlies wordt gecompenseerd door toevoer van voelbare en latente warmte.

DE INVLOED VAN DE MENS

De laatste tientallen jaren is de manier waarop de mens met de aarde en de atmosfeer omgaat steeds meer in de belangstelling komen te staan. Vooral de gevolgen voor het milieu op langere termijn en daarmee ook de gevolgen voor het aardse klimaat zijn onderwerp van onderzoek. Het genoemde “broeikaseffect” en het “gat” in de ozonlaag zijn hierbij de belangrijkste aandachtsgebieden.

DE ATMOSFEER ALS BROEIKAS

De broeikaswerking van de atmosfeer komt voort uit het vermogen van een deel van de in de atmosfeer aanwezige gassen om de door de aarde uitgezonden langgolvige straling te absorberen. De energie van deze straling gaat hierdoor niet verloren naar de ruimte. Zoals gezegd zijn waterdamp, koolzuur, ozon, etc. hiertoe in staat. Deze gassen zijn van nature aanwezig in de atmosfeer en worden wel de “broeikasgassen” genoemd. Het is dus een misvatting dat de broeikasgassen door toedoen van mensen in de atmosfeer terecht zijn gekomen. De verbranding van fossiele brandstoffen zorgt natuurlijk wel voor een toename van de concentratie CO2 in vooral de troposfeer; de mens zorgt derhalve voor een versterkt broeikaseffect. Dat er van nature broeikasgassen in de atmosfeer voorkomen is maar goed ook. Het leven op aarde zou in zijn huidige vorm anders niet kunnen bestaan.

De kortgolvige zonnestraling wordt voor ongeveer de helft door de atmosfeer doorgelaten en deze verwarmt het aardoppervlak. De aarde straalt op zijn beurt in het infrarode spectrum uit, verliest energie en koelt dus af. Zolang de van de zon ontvangen hoeveelheid energie groter is dan wat de aarde door uitstraling verliest zal de temperatuur van de aarde dus stijgen. Het gevolg hiervan is dan weer een toename van de hoeveelheid infrarode straling die de aarde uitzend. Het evenwicht dat bereikt wordt als de inkomende en uitgaande straling elkaar precies opheffen vindt plaats bij een bepaalde gemiddelde oppervlakte temperatuur. Deze is vrij eenvoudig uit te rekenen en zou bij het ongehinderd doorlaten van alle infrarode straling door de atmosfeer ± 255 K ( -18°C) bedragen. De gemiddelde temperatuur op aarde is echter +15°C; de broeikasgassen zorgen dus voor een verhoging van de evenwichtstemperatuur met liefst 33°. Toename van het CO2 gehalte in de atmosfeer leidt tot een hogere evenwichtstemperatuur en daarmee tot meer verdamping en meer wolkenvorming. Dit heeft weer een rem op de temperatuurstijging tot gevolg.Wat de langetermijn-effecten zijn is niet exact bekend en wordt door middel van klimaatmodellen wereldwijd onderzocht. Inmiddels is wel algemeen geaccepteerd dat het resultaat een hogere temperatuur zal zijn en het is natuurlijk verstandig zo weinig mogelijk met het natuurlijk evenwicht te rommelen.

OZON IN DE ATMOSFEER

Ozon is een gas dat in kleine hoeveelheden voorkomt in de atmosfeer. Het bestaat uit 3 zuurstof atomen (O3) in plaats van de gebruikelijke 2 (O2). Ozon dat zich in de grenslaag bevindt, ook wel troposferisch ozon genoemd, hoort daar niet thuis en is schadelijk voor de gezondheid. Het wordt gevormd door fotochemische reacties tussen NOx en Ch-verbindingen en is dus het resultaat van luchtvervuiling.

Ozon komt ook voor op hoogtes tussen 15 en 40 kilometer en heeft daar een nuttige functie. Het beschermt de aarde tegen de voor levende organismen schadelijke ultraviolette straling. De afbraak van de ozonlaag met ± 4% per decade is dan ook zorgelijk.

Stratosferisch ozon wordt voornamelijk gevormd boven de evenaar en het zomer halfrond; de gebieden waar de straling van de zon het sterkst is. De gevormde ozon stroomt vervolgens uit in de richting van de polen waardoor de hoogste concentraties voorkomen op breedten hoger dan 50°. De concentraties zijn kleiner dan 10-6 kg m-3 en uitgespreid over het aardoppervlak zou alle ozon maar een laagje van 3 mm dikte opleveren. Die kleine hoeveelheid is van eminent belang voor het leven op aarde omdat het in staat is de schadelijke UV-straling te absorberen. De absorptie van straling op die niveaus leidt tot toename met de hoogte van de temperatuur in de stratosfeer.

PROCESSEN

Ozon wordt voornamelijk gevormd op een hoogte van 40 km door foto-dissociatie onder invloed van UV-straling van normaal 2-atomig zuurstof. Onder invloed van het zonlicht wordt O2 omgezet in twee energierijke zuurstofatomen (de zg. aangeslagen toestand), die vervolgens met een O2 molecuul ozon kunnen vormen. Op lagere hoogte zal dit nauwelijks kunnen gebeuren doordat de op grotere hoogte aanwezige ozon het UV-licht al heeft geabsorbeerd. Op grotere hoogte is de dichtheid van zuurstof te klein om het voor de vorming van ozon benodigde aantal botsingen te krijgen. Het gevormde ozon wordt ook weer vernietigd. Dit kan door foto-dissociatie waarbij O3 weer overgaat in O2 en een enkel atoom of door reactie van ozon met een aangeslagen zuurstof atoom.

Andere (natuurlijke) oorzaken voor de afbraak van ozon vindt plaats door reactie met gassen waarvan NO (stikstofmonoxide) de belangrijkste is. Deze stof werkt als katalysator, voor deze wijze van ozon afbraak is dus geen zonlicht nodig. De op deze wijze gevormde en afgebroken ozon zorgt voor een natuurlijk evenwicht in de stratosfeer. Door toedoen van de mens neemt echter de hoeveelheid NO toe (verbrandingsmotoren, mestproductie etc.).

Andere voor ozon eveneens schadelijke stoffen zijn ChloorFluorKoolstof-verbindingen (de zg. CFK’s). Deze komen van nature niet in de troposfeer voor maar zijn er door toedoen van de mens terecht gekomen. Ze komen voor in sommige typen spuitbussen (in veel westerse landen tegenwoordig verboden), koelkasten en bij fabricage van sommige plastics. Hoewel de hoeveelheden die van deze gassen in de atmosfeer terecht komen zeer klein zijn, kunnen ze toch grote schade aanrichten omdat ze als katalysator fungeren in de opgewekte reacties met ozon. Hierdoor kan één enkel CFK molecuul in theorie oneindig veel ozon moleculen vernietigen. Onder invloed van zonnestraling zal iedere CFK op die hoogte een Chloor atoom kwijtraken. Dit losse atoom reageert met ozon:

Cl + O3 → ClO + O2

De gevormde ClO kan weer een reactie geven met de aanwezige vrije zuurstof atomen:

ClO + O → Cl + O2

Cl zet dus ozon om in zuurstof, komt daarbij zelf weer vrij en kan een nieuwe reactie aangaan. Dit proces werkt het verreweg het best op vaste ondergrond zoals bijvoorbeeld ijskristallen van hoog in de stratosfeer voorkomende ijswolken.

De concentratie CFK’s in de atmosfeer is na 1970 sterk toegenomen en deze stijging hield gelijke tred met de afname van de gemeten oktober-waarde van ozon boven de zuidpool (figuur 09). De laatste jaren is de toename van de hoeveelheid CFK’s in de atmosfeer afgenomen doordat de productie van CFK’s aan banden is gelegd bij internationale overeenkomst in 1987 in Montreal. De hoeveelheid in de atmosfeer zou moeten gaan afnemen. Helaas zullen de reeds aanwezige CFK’s nog tientallen jaren lang hun vernietigende werk kunnen doen. Tevens zijn het niet de enige door mensen vervaardigde gassen die de ozonlaag kunnen schaden. De hoeveelheden Methylbromide en N2O nemen de laatste jaren toe; gassen die ook als katalysator werken bij het afbreken van ozon. Andere aantastingen van de ozonlaag komen bijvoorbeeld voort uit sulfaathoudend stof dat vrijkomt bij vulkaanuitbarstingen. De grote eruptie van de Pinatubo in juni 1991 en de iets kleinere van Cerro Hudson in augustus werden gevolgd door een 10% lagere hoeveelheid ozon dan normaal boven McMurdo op 78°ZB in Antarctica in september van dat jaar.

Figuur 09: Gemeten oktoberhoeveelheden ozon boven Antarctica (driehoekjes) en de totale hoeveelheid CFK's (getrokken lijn) in de atmosfeer. (* 1 Dobson unit is een hoeveelheid die hoort bij een laagje van 0,01 mm dik als een gas naar MSL gebracht wordt en verdeeld over het gehele aardoppervlak.)

Figuur 09:
Gemeten oktoberhoeveelheden ozon boven Antarctica (driehoekjes) en de totale hoeveelheid CFK’s (getrokken lijn) in de atmosfeer.
(* 1 Dobson unit is een hoeveelheid die hoort bij een laagje van 0,01 mm dik als een gas naar MSL gebracht wordt en verdeeld over het gehele aardoppervlak.)

 

VARIATIES

De hoeveelheid ozon boven Antarctica varieert van dag tot dag onder invloed van het weer. Om deze reden is het aan te raden alleen maandgemiddelden te bekijken. De maandgemiddelden zijn het laagst gedurende de periode oktober – december, de zuidelijke lente, als de zon het poolgebied weer gaat beschijnen en nog ijswolken in de stratosfeer aanwezig zijn. In de voorafgaande winter (JJA) is sprake van een zeer sterke polaire vortex waardoor warme lucht het poolgebied niet kan bereiken. De lucht in die gesloten wervel boven Antarctica kan tijdens de poolnacht dus zeer sterk afkoelen (ca. -100°C). De kleine hoeveelheid waterdamp die zich op die hoogte in de stratosfeer bevindt kan condenseren. De ijskristallen die aldus ontstaan zijn zeer sterk vervuild met chloorstikstof verbindingen. Zoals eerder genoemd werkt het proces van ozonafbraak door chlooratomen het best op een ondergrond als ijskristallen. In de poolwinter ontbreekt echter de voor het proces benodigde zonnestraling zodat dan geen ozon afbraak plaats vindt. Juist in de maanden na de winter, oktober, november, december, als de zon deze ijswolken gaat beschijnen worden de schadelijke verbindingen vrijgemaakt en kan onder invloed van de zon de ozonafbraak plaats vinden. In de zuidelijke zomer (DJF) verdampen de wolken weer en wordt de ozonproductie door de toegenomen zonnestraling ook sterker. Ook is de polaire vortex niet meer zo sterk aanwezig waardoor ook ozontransport van lagere breedte weer mogelijk is. Deze jaarlijkse gang van de hoeveelheid ozon is in 1985 ontdekt en door oudere gegevens (vanaf 1971) opnieuw te beschouwen bleek dit al langer het geval. Vanaf dat moment is het gat in de ozonlaag in grootte steeds toegenomen en steeds langer aanwezig geweest (figuur 10). De waarnemingen aan het aardoppervlak laten zien dat de hoeveelheid UV-straling evenredig toeneemt. In oktober 1993 is voor het eerst in de laag tussen 14 en 19 km zelfs helemaal geen ozon aangetroffen.

Figuur 10: Oppervlakte van het gebied waar minder dan 212 Dobson units ozon aanwezig waren.

Figuur 10:
Oppervlakte van het gebied waar minder dan 212 Dobson units ozon aanwezig waren.

 

Een soortgelijke maar minder sterke jaarlijkse afname van de ozonlaag is boven de noordpool te vinden. Dit gaat gepaard met een toename van de hoeveelheid UV-straling in Canada in het voorjaar. Het verschil in ozongedrag boven de beide polen moet gezocht worden in de sterkere afkoeling in de zuidelijke halfrond winter waardoor de hoeveelheid stratosferische wolken verschilt. Een tweede verschil is de vortex die zich in de winters boven de polen bevindt. Door de gemiddeld veel zonalere stroming op het zuidelijk halfrond is deze boven de zuidpool veel sterker dan boven de noordpool. Hierdoor wordt aanvoer van ozon uit de richting van de evenaar naar de zuidpool veel meer afgesneden dan de aanvoer naar de noordpool.

Figuur 11: Ozonhoeveelheid op het zuidelijk halfrond gemeten in oktober 1980 t/m 1991.

Figuur 11:
Ozonhoeveelheid op het zuidelijk halfrond gemeten in oktober 1980 t/m 1991.

Figuur 12: Ozonhoeveelheid op het zuidelijk halfrond gemeten in oktober 2006.

Figuur 12:
Ozonhoeveelheid op het ZH gemeten in oktober 2006.