Hoofdstuk 7: Straling


7.1 inleiding
De zon levert met zijn zonnestraling alle energie die de luchtstromingen op aarde op gang houden. Minder bekend is dat ook de aarde warmte uitstraalt; daarbij koelt het aardoppervlak af. Binnenvallende zonnestraling en uitgaande aardse straling regelen samen met factoren als de wind, bewolking en vochtigheid de temperatuur van lucht en aardoppervlak dus ook van een wegdek. In dit hoofdstuk wordt die samenhang uitgelegd.

7.2 zonnestraling
De zon straalt haar energie uit bij een oppervlaktetemperatuur van ongeveer 6000 graden C. Een klein deel van de uitgezonden energie valt op de aarde en daarvan bereikt slechts ongeveer de helft het aardoppervlak. De andere helft wordt teruggekaatst de ruimte in of geabsorbeerd en in warmte omgezet door wolken en door gassen in de atmosfeer als waterdamp, koolzuurgas en ozon. De geabsorbeerde energie wordt echter ook weer door de dampkring zelf uitgestraald de ruimte in, zodat er daardoor nauwelijks temperatuurveranderingen in de atmosfeer optreden. In figuur 1 is een en ander schematisch weergegeven.
De zonnestraling die het aardoppervlak bereikt, wordt er gedeeltelijk geabsorbeerd en omgezet in warmte. De mate van absorptie hangt sterk af van de aard van het aardoppervlak. Begroeide en donkere delen, zoals bossen en asfalt, absorberen de straling; witte delen, zoals sneeuw- en ijsvlakten, kaatsen haar terug. Van de straling die door het oppervlak geabsorbeerd wordt, verdwijnt een klein gedeelte de bodem in; die straling warmt zo diepere lagen in de bodem langzaam op. De rest van de door de bodem opgenomen straling levert de energie om bodemvocht te verdampen en om de lucht vlak boven het aardoppervlak op te warmen.
De hoeveelheid zonnestraling die we aan het aardoppervlak op een vierkante meter ontvangen, hangt af van de afstand van de aarde tot de zon en van de zonshoogte, zoals in figuur 2 is geschetst. Deze hoeveelheid straling varieert dus in de loop van de dag en ook in de loop van het jaar.
De meeste zonnestraling gedurende een etmaal wordt rond de middag ontvangen, als de zon op haar hoogst staat. Evenzo valt er 's zomers, als de zon hoog aan de hemel staat, meer zonnestraling in dan 's winters.


Zonnestraling en aardse straling.

Verdeling van de zonnestraling.

Zonshoogte en hoeveelheid opgevangen energie per m2.

 

7.3 aardse straling
Het aardoppervlak en de atmosfeer zenden zelf ook onafgebroken straling uit. Als de zon onder is, wordt geen zonnestraling meer ontvangen. Het aardoppervlak gaat echter gewoon door met het uitstralen van warmte; ook blijft het nog straling opvangen van de atmosfeer. Die straling is echter onvoldoende om de afkoeling van het aardoppervlak tegen te houden. Doordat de aard van het aardoppervlak van plaats tot plaats sterk varieert, zullen de uitstraling en daardoor de nachtelijke afkoeling eveneens sterk wisselen van plaats tot plaats. De nachtelijke afkoeling wordt echter niet alleen bepaald door uitstraling vanaf het aardoppervlak; ook wind en eventueel aanwezige bewolking spelen een grote rol.

7.4 de rol van de wind
De wind bepaalt heel sterk hoe de warmte van het aardoppervlak aan de lucht wordt afgegeven. Lucht is zelf een goede isolator, zodat de warmte vrijwel niet door geleiding overgedragen wordt; de wind brengt echter uitwisseling met de bodem op gang van zowel warmte als vocht. Naarmate er meer wind is, is die uitwisseling effectiever. Overdag, als de zon het aardoppervlak sterk opwarmt, voert de wind de warmte af en draagt hij die over aan de lucht. Dat leidt er toe dat de onderste luchtlagen gedurende de dag sterk opgewarmd worden. Op dezelfde wijze bevordert de wind de verdamping vanuit een vochtige bodem; dit proces is vergelijkbaar met droogwapperen van wasgoed in de wind.
Na zonsondergang verandert de situatie. Het aardoppervlak koelt door uitstraling af, maar de lucht erboven nauwelijks. Als het helder weer is met weinig wind, zal de temperatuur van het aardoppervlak snel dalen. In het winterhalfjaar komt de temperatuur van het aardoppervlak dan gemakkelijk onder het vriespunt. De lucht erboven koelt echter niet zo sterk af. De temperatuur op enkele meters hoogte is onder dergelijke omstandigheden in het algemeen wel vijf graden of meer hoger dan de temperatuur vlak bij de grond.
Is de lucht erg vochtig, dan kan vlak bij de grond gemakkelijk condensatie optreden doordat de lucht afkoelt tot het dauwpunt. Afhankelijk van de windsnelheid leidt dit tot mist of tot dauwvorming. Is de temperatuur van de bodem of van het wegdek dan al beneden het dauwpunt, dan zal het teveel aan vocht veelal neerslaan als dauw. Het optreden van mist of dauw heeft echter een sterk remmende invloed op de afkoeling; bij condensatie van waterdamp komt namelijk veel warmte vrij, wat verdere afkoeling van de lucht tegen gaat. Is er iets wind, dan zal die ervoor zorgen dat de lucht in de onderste meters gemengd wordt, waardoor de mist zich gemakkelijk naar boven uitbreidt. Is het windstil, dan gebeurt dat niet.
De rol van de wind is echter wat gecompliceerder dan tot nog toe werd beschreven. Als de temperatuur van het aardoppervlak door de afkoeling lager is geworden dan de luchttemperatuur, zal de wind er juist toe bijdragen dat er warmte van de lucht naar het aardoppervlak toe gevoerd wordt. De wind werkt dan dus afkoeling tegen. Hoe meer wind er staat, des te meer wordt de afkoeling tegengewerkt.
Bij een kouder aardoppervlak is echter de turbulentie van de zwaardere lucht minder. De windsnelheid neemt daardoor af, wat juist verdere afkoeling in de hand werkt!
Wind kan echter ook nog warmte van andere gebieden aanvoeren; we spreken dan van advectie van warmte. Ook dan wordt de afkoeling tegengewerkt. Dit effect doet zich bijvoorbeeld 's nachts voor in de winter, als er wind van zee waait. De lucht boven zee is warmer, waardoor de afkoeling vermindert of stopt. Vooral in de kustgebieden is dit goed merkbaar. De temperaturen liggen er enkele graden hoger dan meer landinwaarts.

7.5 de rol van bewolking
Naast de wind speelt ook de bewolking een grote rol bij de nachtelijke afkoeling. In wolken zitten waterdruppeltjes en ijskristallen. Water in vaste of vloeibare vorm gedraagt zich als een bijna ideale straler. Daardoor absorberen wolken vrijwel alle straling die door het aardoppervlak wordt uitgezonden. Afhankelijk van de temperatuur van de wolken, - en dus van de hoogte waarop ze zich bevinden, - zal de bewolking een groot deel van de straling weer terugstralen naar het aardoppervlak. Dit verklaart het verschil in temperatuur na een heldere en na een bewolkte nacht. In een heldere nacht kan de aardse straling ongehinderd naar de wereldruimte verdwijnen, waardoor sterke afkoeling optreedt. Is het daarentegen bewolkt, dan wordt die straling onderschept en in meerder of minderde mate teruggestraald. Daarbij moet nog in rekening gebracht worden dat de atmosfeer zelf ook warmte uitstraalt, gedeeltelijk ook naar het aardoppervlak toe, zoals in de figuur uiterst boven weergegeven.
Ook kan het zijn dat nog een gedeelte van de straling die het aardoppervlak bereikt, gereflecteerd wordt. Dat hangt sterk van de aard van het oppervlak af. De hoeveelheid door de aarde uitgezonden straling is ongeveer even groot als de door de atmosfeer naar het aardoppervlak gezonden hoeveelheid. De straling uitgezonden door de wolken ligt in de orde van een tiental procenten van deze waarden. Wolken spelen dan ook een grote rol bij de nachtelijke afkoeling. Of er uiteindelijk meer energie uitgestraald wordt door het aardoppervlak dan er ontvangen wordt, hangt sterk van de bewolking af. Een geringe hoeveelheid bewolking is al voldoende om de balans te laten doorslaan naar ontvangst door het aardoppervlak, zodat de nachtelijke afkoeling sterk vermindert of stopt.
Het zal duidelijk zijn dat hierbij ook de wind weer een rol speelt; die bepaalt mede of er net meer warmte wordt toegevoerd of wordt afgevoerd. Verder speelt de terreininvloed ook weer mee. Het geheel is dus een tamelijk ingewikkeld en vooral subtiel proces. Kleine veranderingen of verschillen hebben grote invloed. Dat blijkt ook uit vergelijking van plaatsen waar mist en/of gladheid ontstaat. Er treden vaak grote verschillen op over kleine afstanden.

Weerwaarnemingen Hoogeveen. Tussen 22 en 23 uur raakt het bewolkt en komt de nachtelijke afkoeling tot stilstand, waarna de temperatuur weer oploopt.

7.6 gladheidssituaties door straling
In veel gevallen is de lucht droog genoeg om geen problemen met mist of gladheid te veroorzaken gedurende winteravonden en stralingsnachten. Uit onderzoek bleek echter dat gladheid en stralingsmist veelal optreden als er een westelijke of noordelijke luchtcirculatie boven Nederland en omgeving staat. Tijdens dergelijke circulaties wordt er lucht via de Noordzee aangevoerd. Deze lucht is in de onderste lagen erg vochtig. Is het onder dergelijke omstandigheden gedurende de avond en nacht helder en valt als gevolg van de dagelijkse gang van de windsnelheid tevens de wind weg, dan vindt sterke afkoeling door uitstraling plaats. De lucht koelt af tot het dauwpunt en er ontstaat, afhankelijk van de windsnelheid, mist of dauw. Vaak ook zal een wegdek sterker afkoelen, tot onder het dauwpunt, waardoor het vocht op het wegdek neerslaat. Verdere afkoeling tot temperaturen rond of onder het vriespunt kan in dit soort situaties leiden tot gladheid, al of niet in combinatie met mist. Lokale effecten spelen hierbij wel een heel grote rol. Er treden daardoor in die situaties altijd aanzienlijke verschillen op tussen de ene plaats en de andere.