Samenvatting Hiermee haal je het tentamen van Systeem Aarde
49 views 7 purchases
Course
Systeem Aarde: kennis voor klimaat (NB1302)
Institution
Open Universiteit (OU)
Book
Climate System Dynamics and Modelling
Nederlandse samenvatting van het boek Climate System Dynamics and Modelling, aan de hand van de weektaken van het vak Systeem Aarde van OU. Inclusief een aantal belangrijke afbeeldingen. Antwoorden op de testvragen in het boek staan in blauw aangegeven (zijn vaak tentamenvragen). Ook de extra info ...
(Taak 1)
CH2 - Energiebalans, hydrologische- en koolstofcyclus
2.1 Energiebudget van de aarde
• 2.1.1 Balans radioactieve straling aan de top van de atmosfeer; globaal overzicht
Vrijwel alle energie in het klimaatsysteem komt van de zon in de vorm van kortgolvige elektromagnetische
straling.
Bovenaan de atmosfeer komt de total solar irradiance (TSI) aan.
Voor bijna de helft zichtbaar licht, verder grootste deel infrarood en een klein deel ultraviolet.
Op ieder moment ontvangt altijd maar een deel van de aarde (direct) zonlicht
Vanwege nachtkant en invalshoek is de gemiddelde energiestroom van de zon (over dag en nacht en alle
breedtegraden gemiddeld): zonneflux S/4 in Wm -2
Het deel dat door de atmosfeer (voornamelijk door wolken) en het aardoppervlak direct terug naar de ruimte
wordt gereflecteerd = albedo (0,3).
Aarde ontvangt continu energie van de zon dus er moet ook energie terug de ruimte ingestuurd worden.
Anders zou de aarde alleen maar opwarmen (Wet van behoud van energie).
Om balans te bereiken moet de inkomende energie van de zon gecompenseerd worden door een even groot
verlies aan energie.
In het geval van de aarde wordt dit (volgens Wien’s law) grotendeels bereikt door het uitstralen van
langgolvige infraroodstralen.
Zwarte stralers zijn objecten die alle ontvangen energie absorberen, niets reflecteren, en dus maximaal
uitstralen.
Door de aarde als een zwarte straler te benaderen kan de hoeveelheid uitgestraalde energie per m 2 per
tijdseenheid berekend worden met behulp van de wet van Stefan-Boltzmann: A = T4
De ‘longwafe flux’ in Watt per m2 is een functie van de Stefan-Boltzmann-constante maal de door de aarde
uitgestraalde temperatuur tot de vierde macht.
De wet van Stefan-Boltzmann geeft aan hoe de intensiteit of lichtkracht van een voorwerp afhangt van de
temperatuur en de grootte van het oppervlak van een voorwerp. Het blijkt dat de intensiteit niet recht
evenredig van de temperatuur afhangt maar tot de 4e macht. Temperatuur heeft dus een extreem grote rol.
Het totaal aan door de aarde uitgestraalde energie per tijdseenheid is A maal de oppervlakte van de aarde.
Wanneer de uitgestraalde energie (A) gelijk wordt gesteld aan ¼ van de hoeveelheid geabsorbeerde energie
(ivm dag en nacht en invalshoek) komt T uit op -18°C. Deze temperatuur is de ‘zwarte-straler-temperatuur’, de
temp wanneer in- en uitgaande energie in balans zouden zijn, wanneer er geen atmosfeer was en de
temperatuur overal op aarde gelijk.
Er is balans tussen de inkomende zonnestraling en de emissie van de aarde bij een temperatuur van -18°C.
Geobserveerde temperatuur is 15°C. Het verschil van 33°C wordt veroorzaakt door de atmosfeer die het
grootste gedeelte absorbeert en terug straalt. Groote atmosferische absorptie van de straling die de aarde
uitzendt door de broeikasgassen waterdamp, CO2, CH4, N2O en O3.
• 2.1.2 Het broeikaseffect
De atmosfeer is vrijwel transparant voor zichtbaar licht, ongeveer 20% van de inkomende zonnestraling wordt
geabsorbeerd, de meeste absorptie vindt plaats op het aardoppervlak.
De atmosfeer is vrijwel ondoorlatend voor infraroodstraling, dus een groot deel van de door de aarde
uitgezonden straling wordt geabsorbeerd en weer teruggestuurd, wat opwarming oplevert.
,Deze absorptie vindt plaats door wolken, waterdamp, CO2, CH4, N2O en O3. Waterdamp draagt het meeste bij,
is verantwoordelijk voor ruim 50% van de absorptie (wolken 25% en CO 2 20%).
In een broeikas werkt het glas op eenzelfde manier door zichtbaar licht door te laten en infraroodstraling tegen
te houden. Echter is daar ook het ontbreken van een luchtstroom verantwoordelijk voor de opwarming en is het
systeem van absorptie en terugstraling in de atmosfeer veel gelaagder dan bij 1 laag glas.
Het broeikaseffect kan worden weergegeven in een eenvoudig model waarin de atmosfeer 1 laag is; volledig
transparant voor zonnestraling en volledig ondoorlatend voor de infraroodstraling van de aarde.
In dit simpele model komt de temperatuur op het aardoppervlak uit op 30°C. In werkelijkheid is de
geobserveerde temperatuur 15°C.
Het model is te verbeteren door mee te nemen dat de atmosfeer geen perfecte zwarte straler is. Weergegeven
als de emissiviteit , de ratio energie uitgestraald door een object ten opzichte van een zwarte straler ( =1).
De emissiviteit is gelijk aan de fractie energie die wordt geabsorbeerd. Het deel dat wordt uitgestraald is 1-.
De gebruikelijke waarde van = 0,97 voor de atmosfeer levert een temperatuur van 28°C, nog steeds niet gelijk
aan de geobserveerde temperatuur van 15°C. Voor een preciezere uitkomst moet de impact van de verticale
structuur van de atmosfeer meegenomen worden; de absorptie in verschillende lagen en uitstraling met een
lagere intensiteit doordat de temperatuur afneemt met de hoogte.
Ook zijn de broeikasgassen niet homogeen verdeeld over atmosfeer, in bepaalde regionen/frequenties
(banden) is sterke absorptie en in sommige delen juist veel minder. Naast straling moet ook de bijdrage van
uitwisselingen in de energiebalans aan het oppervlak meegenomen worden (2.1.6).
De oppervlaktetemperatuur is hoger dan de emissie-temperatuur door de aanwezigheid van elementen die
infraroodstraling absorberen.
• 2.1.3 Huidige mate van isolatie aan de top van de atmosfeer
Straling per tijdseenheid en oppervlakte-eenheid op een horizontaal vlak aan de top van de atmosfeer (of op
het aardoppervlak als we de atmosfeer negeren) hangt af van de geografische positie op aarde en de positie
van de aarde ten opzichte van de zon.
- 2.1.3.1 De baan van de aarde rond de zon
Eerste wet van Kepler; de baan van de aarde is een ellips om de zon. Het punt op de baan het dichts bij de zon
is de perihelion, het punt dat het verste weg ligt de aphelion.
De vorm van een ellips wordt gekarakteriseerd door zijn excentriciteit, ecc = o is een cirkel. De parameters van
de baan van aarde veranderen in de tijd, op dit moment is ecc = 0,0167.
Hiermee wordt Sr berekend; de invallende zonnestraling op een vlak loodrecht op de stralen.
- 2.1.3.2 Berekening van de Zenith afstand
Met Sr kan Sh berekend worden; de hoeveelheid zonne-energie per tijdseenheid per oppervlakte-eenheid van
een horizontaal vlak.
Sh is proportioneel afhankelijk van de hoek tussen de zonnestralen en de normaal van het aardoppervlak.
Wanneer de hoek schuiner wordt, wordt per tijd en oppervlakte kleiner omdat de energie over een grote
oppervlakte verdeeld moet worden.
De baan van de aarde rond de zon (die de ecliptic plane vormt) staat onder hoek van ca 23° ten opzichte van de
baan die de evenaar beschrijft (celestial equatorial plane, loodrecht op de roterende as van de aarde). De hoek
tussen deze twee vlakken is de obliquity.
De snijpunten van de vlakken worden gebruikt om de seizoenen te definiëren. De vernal equinox; overgang
van austraal naar boreaal, lente op het noordelijk halfrond, herfst op het zuidelijk.
,De dagelijkse absorptie is hoger in het zomerseizoen vanwege de kortere zenith (zon hoger boven de horizon)
en de toenemende lengte van de dag. Grotendeels veroorzaakt door de schuine stand van de rotatie-as van de
aarde de ervoor zorgt dat een verschillend half rond naar de zon gericht staat in de verschillende helften van de
orbit.
De temperatuur op het Noordelijkhalfrond is hoger in juni, juli en augustus omdat de zonnestralen dan dichter
bij het verticaal komen.
De plek op aarde is ook van belang, gemiddeld over een jaar ontvangt de top van de atmosfeer 2x zoveel
zonne-energie als de polen (hoogste breedtegraad).
• 2.1.4 Balans radioactieve straling aan de top van de atmosfeer; globaal overzicht; geografische verdeling
De geografische verdeling van de inkomende zonnestraling (totaal inkomend – gereflecteerd) is afhankelijk van
de verdeling van absorptie zoals bepaald in 2.1.3, regionale variaties in albedo en de aanwezigheid van wolken.
Wolken reflecteren een significante hoeveelheid zonnestraling terug naar de ruimte. Dit is het meest opvallend
in tropische gebieden; de geabsorbeerde solar-flux is hoger in de relatief wolkvrije oostelijke Pacific dan in de
meer bewolkte westelijke Pacific.
Op hoge breedtegraden is de albedo van de oppervlakte hoog vanwege de grotere zenith afstand (zon laag
boven de horizon) en de reflectie door sneeuw en ijs. De geabsorbeerde zonne-flux is daardoor op de polen 5x
kleiner dan op de evenaar.
De flux van de uitstraling is afhankelijk van de temperatuur (Stefan-Boltzman) dus door een verschil van 50°C
tussen de polen en de evenaar komt dit neer op een verschil van ca 50 Wm^-2.
Wolken en waterdamp hebben ook invloed op de straling met lange golflengte vanaf het aardoppervlak, omdat
zij deze (infrarood) straling absorberen en later bij een lagere temperatuur doorgeven aan de atmosfeer, wat
resulteert in een lagere uitgaande flux.
Om deze redenen is de uitgaande flux het grootst boven warme en droge gebieden. De Sahara heeft een netto
negatieve flux vanwege de droge omstandigheden en de hoge albedo van het zand.
• 2.1.5 Warmte-opslag en transport
In een bepaald gebied moet de netto stralingsflux aan de bovenkant van de atmosfeer in balans zijn met de
som van de netto horizontale energie transport, de warmte-uitwisseling met de bodem en de contributie aan
het energiebudget door veranderingen in warmte-opslag in de atmosfeer, oceaan en bodem.
Door de lage warmtegeleiding van de bodem spelen alleen de eerste 10m een rol van belang, op schaal van
seizoenen en decennia.
- 2.1.5.1 Warmte-opslag
Op dagelijkse schaal, en ook op schaal van seizoenen, speelt de warmte-opslag door het klimaatsysteem een
grote rol bij het mitigeren van de invloed van veranderingen in de stralingsflux aan de top van de atmosfeer.
De effectieve warmtecapaciteit van de gehele atmosfeer is gelijk aan slechts de bovenste 2,5m van de oceaan.
De bovenste 50 tot 100m van de oceaan neemt deel aan de seizoens-cyclus waardoor deze dus een vele malen
grotere warmtecapaciteit heeft.
De bodem heeft in principe een even grote capaciteit maar omdat slechts een kleine deel onder invloed staat
van de seizoens-cyclus is de effectieve capaciteit een stuk kleiner.
De oceaan slaat in de zomer veel meer energie op dan de atmosfeer en de bodem, en laat deze energie los in
de winter. Hierdoor wordt het verschil in de seizoens-cyclus van de oceaan getemperd.
De amplitude van de seizoen cyclus kan 50k op land en 5-10K op de oceaan bereiken, dit verschil wordt
veroorzaakt door een verschil in warmteopslag.
, De oceaan heeft dit temperende effect ook op land dat (door de wind) onder invloed staat van de oceaan.
Westenwind die lucht aanvoert die eerder in contact was met de oceaan zorgt in West-Europa voor minder
grote verschillen tussen de seizoenen dan bijvoorbeeld in centraal-Azië.
Energie kan ook opgeslagen worden in de vorm van latente warmte in waterdamp, waar het weer vrijkomt
wanneer het water condenseert. Sneeuw en ijs zijn een negatieve opslag; smelten kost energie (geen rekening
houdend met feedbacks).
Voor variaties op schaal van decennia en eeuwen zijn de eerste 100m (en in regio’s met deep-water formaties
nog dieper) van belang. Op nog grotere schaal, zoals de glaciaal-interglaciaal cyclus, moet rekening gehouden
worden met de gehele diepte van de oceaan (ca 4000m).
De gemiddelde oceaantemperatuur zou in 5000 jaar 1°C gestegen zijn. Wat aangeeft dat veranderingen in de
warmte-opslag van de oceaan zelfs op die schaal een kleine rol spelen.
- 2.1.5.2 Warmtetransport
Meridionaal energietransport van de evenaar naar de polen om balans te bereiken. In de atmosfeer door de
Hadley-circulatie, in de oceaan wind-aangedreven en diep-oceanische circulatie en eddies.
Op deze manier is horizontale warmtetransport verantwoordelijk voor het verkleinen van de verschillen in
temperatuur tussen de polen en de evenaar.
Gemiddeld over een jaar is de inkomende zonne-flux op de evenaar hoger. Dit wordt gecompenseerd door een
warmtetransport door de atmosfeer en oceaan.
Thermohaline circulatie op het noordelijk halfrond met deep-water formaties die alleen voorkomen in de
Noord-Atlantische Oceaan (niet in de Noord-Pacifische).
Deze circulatie heeft tot gevolg dat alle warmtetransport in de Atlantische oceaan noordwaarts gaat. De
grootste invloed is merkbaar in de Barentszzee ten noorden van Noorwegen. Dit verklaart ook de gemiddeld
iets hogere oppervlaktetemperaturen op het noordelijk halfrond en de positie van de Intertropische
Convergentiezone (ITCZ = zone met stijgende luchtbewegingen in de buurt van de evenaar).
De Pacifische en Atlantische Oceaan transporteren niet evenveel warmte noordwaarts. De Atlantische meer
door de ‘deep-water formation’.
Op midden-breedtegraden transporteert de atmosfeer veel meer warmte richting de polen dan de oceaan.
• 2.1.6 Energiebalans aan het oppervlak
Voor het deel van de inkomende zonneflux dat wordt gereflecteerd (30%), vindt dit voor 75% plaats in de
atmosfeer (door wolken en aerosolen) en voor 25% aan het oppervlak plaats. Wat betreft absorptie vindt dit
grotendeels plaats aan het oppervlak, waar tweemaal zoveel energie wordt geabsorbeerd als door de
atmosfeer. Dit toont aan dat de meeste atmosferische opwarming plaatsvindt vanaf de onderkant en niet
door directe absorptie van de zonnestraling.
De netto stralingsbalans van de atmosfeer is negatief, die van het aardoppervlak positief. Atmosfeer en
aardoppervlak wisselen warmte uit door direct contact tussen oppervlak en lucht (sensible heat) als wel door
evaporatie en transpiratie. Bij evaporatie (of sublimatie) wordt latent heat aan het oppervlak onttrokken voor
de faseovergang, wat afkoeling veroorzaakt. Later (bij de vorming van wolken) condenseert de waterdamp
waardoor de latente warmte aan de atmosfeer wordt afgestaan. Dit systeem is een van de grote drijfveren
achter de atmosferische circulatie.
De fluxes van sensible en latent heat worden bepaald als een functie van de windsnelheid en het verschil in
temperatuur (sensible) of vochtigheid (latent) tussen het oppervlak en de lucht.
De latente warmteflux is groter dan de sensible in de oceaan.
The benefits of buying summaries with Stuvia:
Guaranteed quality through customer reviews
Stuvia customers have reviewed more than 700,000 summaries. This how you know that you are buying the best documents.
Quick and easy check-out
You can quickly pay through credit card or Stuvia-credit for the summaries. There is no membership needed.
Focus on what matters
Your fellow students write the study notes themselves, which is why the documents are always reliable and up-to-date. This ensures you quickly get to the core!
Frequently asked questions
What do I get when I buy this document?
You get a PDF, available immediately after your purchase. The purchased document is accessible anytime, anywhere and indefinitely through your profile.
Satisfaction guarantee: how does it work?
Our satisfaction guarantee ensures that you always find a study document that suits you well. You fill out a form, and our customer service team takes care of the rest.
Who am I buying these notes from?
Stuvia is a marketplace, so you are not buying this document from us, but from seller Albedo. Stuvia facilitates payment to the seller.
Will I be stuck with a subscription?
No, you only buy these notes for $5.88. You're not tied to anything after your purchase.
