Energiebalans van de aarde

Bovendien gaat onze gedachte allereerst uit naar het klimaat van de plaats waar wij leven, het aardoppervlak. Temperatuur, neerslag en zonnestraling aan het aardoppervlak zijn echter slechts onderdelen van het gehele klimaatsysteem. Om dat klimaatsysteem beter te kunnen begrijpen is het noodzakelijk om ook, en eigenlijk zelfs in eerste instantie, de uitwisseling van energie tussen het aardoppervlak, de atmosfeer en de ruimte te bepalen. 

Uitwisseling van energie tussen de aarde en de ruimte vindt uitsluitend plaats via straling, dat is energieoverdracht via golven zonder dat er sprake is van direct contact (zonlicht is een voorbeeld; we gaan hier nog op in). De inkomende straling, afkomstig van de zon, stuurt het klimaatsysteem aan, denk aan de seizoenen en de verschillen tussen de tropen en de poolgebieden. De uitgaande straling wordt mede bepaald door belangrijke elementen van het klimaatsysteem zoals temperatuur, vocht en wolken. Daarom vertellen metingen van de uitgaande straling veel over deze elementen. Door uitwisseling van straling met de ruimte warmt de aarde op de ene plek op en koelt zij op andere plekken af. Deze temperatuurverschillen veroorzaken op hun beurt stromingen in de atmosfeer en de oceaan. Kortom, de uitwisseling van straling met de ruimte is een fundamenteel proces binnen het aardse klimaatsysteem.

De uitwisseling van straling met de ruimte wordt nauwkeurig gemeten vanuit satellieten. We zullen eerst wat kennis over deze straling en de satellietmetingen ervan bespreken. Daarna kijken we naar de jaargemiddelde energiebalans van de gehele aarde. Ten slotte zullen we met behulp van een aantal kaartjes nader ingaan op de ruimtelijke verdeling van de stralingshuishouding.

Verschillende soorten straling en de satellietmetingen

Voor een goed begrip van straling en het klimaat van de aarde is het noodzakelijk om twee soorten straling te onderscheiden. De aan de top van de atmosfeer inkomende straling is uitsluitend afkomstig van de zon. Het grootste deel van deze straling heeft, ten gevolge van de hoge temperatuur van de fotosfeer van de zon (ongeveer 5500°C), golflengtes tussen de 0.2 en de 3 micrometer (figuur 1) en noemen we kortgolvige straling. De meeste kortgolvige straling wordt door het aardoppervlak en de atmosfeer geabsorbeerd maar tegelijk wordt een aanzienlijk deel door bijvoorbeeld wolken en sneeuw weerkaatst. Hierbij verandert de golflengte van de straling niet. Tegenover de kortgolvige straling staat de langgolvige straling. Dat is straling, die door het aardoppervlak en de atmosfeer zelf uitgezonden wordt. Omdat het aardoppervlak en de atmosfeer veel kouder zijn dan de fotosfeer van de zon (-20°C is een representatieve temperatuur) heeft het grootste deel van deze aardse straling langere golflengtes, namelijk tussen 3 en 50 micrometer. De meeste langgolvige straling wordt door de atmosfeer zelf geabsorbeerd en weer uitgezonden. Ten slotte ontsnapt een deel naar de ruimte. Dankzij het verschil in golflengte kunnen de door de aarde weerkaatste kortgolvige straling en de aan de aarde ontsnappende langgolvige straling gescheiden gemeten worden door satellietsensoren. Dat gebeurt dan ook en levert meer informatie op dan alleen een meting van de totale straling. 

Drie types satellietsensoren hebben sinds 1984 de uitgaande straling gemeten (zie tabel 1). Deze hebben ieder hun eigen sterke punten. De meetreeksen van de ERBE-sensoren zijn het langst en gaan het verst terug in de tijd en zijn daarom zeer waardevol voor de analyse van trends in de metingen. De ERBE-sensoren bevonden zich op polaire satellieten, waardoor de meeste plaatsen op aarde slechts twee maal per dag afgetast werden. CERES volgde ERBE op, maar is nauwkeuriger dan zijn voorganger. De GERB-sensoren ten slotte bevinden zich op de METEOSAT satellieten, die in een vaste, zogeheten geostationaire, positie (ongeveer op 0°W boven de evenaar) staan. Hierdoor kan GERB continu data verzamelen van het voor de sensor zichtbare gebied, dat Afrika, grote delen van Europa en de aan deze werelddelen grenzende zeeën en oceanen omvat.

Gemiddelde energiebalans van de aarde

De energiestromen in de atmosfeer variëren gigantisch in de ruimte en de tijd. Een voorbeeld is de zonnestraling, die 's nachts afwezig is en overdag aan de top van de atmosfeer op kan lopen tot de maximale waardes van ongeveer 1400 W/m2. Toch is het leerzaam om naar de jaargemiddelde energiebalans van de gehele aarde te kijken, zie figuur 2. De grootte van de verschillende termen in deze figuur is vooral gebaseerd op satellietmetingen, die aangevuld zijn met berekeningen met een klimaatmodel. De aan de top van de atmosfeer inkomende energie bestaat uitsluitend uit de kortgolvige straling afkomstig van de zon (341 W/m2). Daarvan wordt 47% geabsorbeerd door het aardoppervlak (161 W/m2) en 23% door de atmosfeer (78 W/m2). De resterende 30% wordt weerkaatst en verdwijnt dus als uitgaande kortgolvige straling weer de ruimte in. Het aardoppervlak (396 W/m2) en de atmosfeer (532 W/m2) genereren zelf langgolvige straling. Dit is een gecompliceerd proces, dat hier sterk vereenvoudigd is. Het grootste deel (90%) van de uitstraling door het aardoppervlak wordt weer geabsorbeerd door wolken en broeikasgassen in de atmosfeer (356 W/m2), zodat slechts 10% (40 W/m2) rechtstreeks naar de ruimte ontsnapt. De atmosfeer zendt langgolvige straling in alle richtingen uit, waarvan 333 W/m2 het aardoppervlak en 199 W/m2 de ruimte bereikt. Een interessant aspect is de invloed van de hoeveelheid broeikasgassen op de energiehuishouding en de temperatuur van de aarde. Dit wordt uitgelegd in het artikel: "Hoe warmen broeigassen de aarde op", te vinden in het Kennis- en Datacentrum.

Als we alle energiestromen naar de atmosfeer toe en vanuit de atmosfeer bij elkaar optellen, dan is de som ongelijk aan nul (-97 W/m2) oftewel "de stralingsfluxen zijn niet in balans". Hetzelfde geldt voor het aardoppervlak (+98 W/m2). Omdat energie niet zomaar kan verdwijnen, zorgen de drie andere componenten van de energiehuishouding voor balans. De eerste twee daarvan maken deel uit van de energieuitwisseling tussen atmosfeer en aardoppervlak. Zij zijn een gevolg van vertikaal transport door stroming van de lucht. We maken onderscheid tussen transport van voelbare warmte (warmte is een vorm van energie; 17 W/m2) en latente warmte (80 W/m2). Latente warmte wordt aan het aardoppervlak onttrokken bij verdamping en komt later vrij in de atmosfeer als de waterdamp weer omgezet wordt in wolkendruppels en ijskristallen. Gemiddeld verwarmen beide vormen van energieoverdracht de atmosfeer ten koste van het aardoppervlak.

De som van alle energiestromen naar en vanaf het aardoppervlak is 1 W/m2 in neerwaartse richting. Dat is heel weinig vergeleken met alle andere energiestromen, maar deze term is toch van groot belang. Deze energie is namelijk gebruikt voor de opwarming van de aarde, en dan vooral het water in de oceanen, zoals deze gemeten is voor de jaren van 2000 tot 2004. 

Ruimtelijke verdeling van de stralingshuishouding

Ten slotte kijken we naar de ruimtelijke verdeling van de stralingshuishouding aan de top van de atmosfeer, zoals deze volgt uit satellietmetingen. De figuren 3, 4 en 5 tonen de uitgaande kortgolvige stralingsflux, de uitgaande langgolvige stralingsflux en de netto stralingsflux voor de maand juni. Deze kaarten zijn verkregen door 10 jaar (2000-2009) CERES metingen te middelen en vormen dus een klimatologie voor juni.

Om de ruimtelijke verdeling van de uitgaande kortgolvige stralingsflux in Figuur 3 te begrijpen, moeten we deze ontleden als het product van twee factoren, namelijk de inkomende kortgolvige straling afkomstig van de zon en het deel van deze straling dat door de aarde weerkaatst wordt. In juni beweegt de zon zich ongeveer langs de Kreeftskeerkring (23.5°N), waardoor de aarde ten zuiden van de Zuidpoolcirkel niet door de zon beschenen wordt. Daar is de uitgaande kortgolvige stralingsflux dan ook nul. Vanaf de Zuidpoolcirkel neemt de inkomende zonnestraling in noordelijke richting toe tot aan de Kreeftskeerkring. Dit zien we terug in de metingen, maar de kortgolvige uitstraling wordt nu ook bepaald door de weerkaatsing van de instraling. Zo weerkaatsen bijvoorbeeld de wolken in de Intertropische Convergentiezone (5-10°N) en het heldere zand van de Sahara relatief veel van de inkomende zonnestraling. Ten noorden van de Kreeftskeerkring is de instraling in juni vrijwel constant doordat naar het noorden toe de zon enerzijds lager boven de horizon komt te staan maar anderzijds de dagen langer worden. Toch zien we ten noorden van de Kreeftskeerkring een toename van de weerkaatste instraling in noordelijke richting, vooral door een toename van de hoeveelheid wolken en de bedekking met sneeuw en ijs.

De langgolvige uitstraling van de aarde wordt vooral bepaald door de temperatuur van het object dat de straling uitzendt, waarbij de straling sterk toeneemt met de temperatuur. In een onbewolkte atmosfeer is de temperatuur van het aardoppervlak de dominante factor. In een bewolkte atmosfeer echter is de temperatuur van de wolkentop dominant. Deze effecten zien we terug in Figuur 4. De langgolvige uitstraling bereikt een maximum boven de wolkenarme, hete Sahara en het Midden-Oosten. Ook wolkenarme, warme delen van de tropische Stille en Atlantische Oceaan op het zuidelijk halfrond vertonen hoge waardes van de uitstraling. In Antarctica, waar het in juni winter en dus bitterkoud is, bereikt de uitstraling de laagste waardes. In het noordpoolgebied is het 's zomers echter relatief warm, waardoor de uitstraling veel groter is dan in het zuidpoolgebied. Opmerkelijk zijn ook de lage waardes van de uitstraling in de Intertropische Convergentiezone (5-10°N), waar hoge en dus koude wolken de uitstraling bepalen.