|
14.1 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 wind, bewolking en vochtigheid
de temperatuur van lucht en
aardoppervlak. In dit hoofdstuk
wordt die samenhang uitgelegd.
4.2 Zonnestraling
De zon straalt zijn energie
uit bij een
oppervlaktetemperatuur van
ongeveer 6000 graden C. Een
klein deel van de
uitgezonden energie
valt op de buitenste rand
van de dampkring en van dat
kleine gedeelte bereikt
slechts ongeveer de helft
het aardoppervlak (zie
figuur).
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 de
figuur 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. 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
zijn hoogst staat. Evenzo
valt er 's zomers, als de
zon hoog aan de hemel staat,
meer zonnestraling in dan 's
winters. |
 |
|
Invloed van de
zonshoogte op de
hoeveelheid
opgevangen
zonnestraling per
vierkante meter |
|
4.3 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.
4.4 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
droog wapperen van wasgoed
in de wind.
Na zonsondergang verandert
de situatie. Het
aardoppervlak koelt af door
uitstraling, maar de lucht
erboven nog 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 een 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 in de hoogte
uitbreidt.
Is het windstil,
dan gebeurt dat niet.
Grondmist, ontstaan na
nachtelijke afkoeling. (zie
onderstaande foto's ) |
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 in 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 afkoelingtegengewerkt. Dit effect doet zich bijvoorbeeld 's
nachts voor in de
winter, als er wind van zee
waait. De lucht boven zee is
warmer, waardoor deafkoeling vermindert of stopt. Vooral in de kustgebieden is dit dus goed
merkbaar.
De temperaturen
liggen er enkele graden
hoger dan meer landinwaarts. |
4.5 De rol van
bewolking
Naast de wind speelt ook de
bewolking een grote rol bij
de nachtelijke afkoeling. In
wolken zitten
waterdruppeltjes
en
ijskristallen. Het water in
die wolken, zowel in vaste
als in vloeibare vorm,
absorbeert
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
meerdere of minderde mate
teruggestraald. Daarbij moet
nog in rekening gebracht
worden dat de atmosfeer zelf
ook warmte uitstraalt,
gedeeltelijk ook naar het
aardoppervlak toe.
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 straling.
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 een situatie waarbij
het aardoppervlak meer
straling ontvangt dan kwijt
raakt, waarbij de
nachtelijke afkoeling sterk
vermindert of stopt. Een
voorbeeld van een gedurende
de nacht oplopende
temperatuur bij het
binnendringen van bewolking
geeft de figuur rechts.
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.
4.6
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.
In 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
zogenoemde dagelijkse gang
van de windsnelheid tevens
de wind weg, dan vindt
sterke afkoeling door
uitstraling plaats.
De lucht
koelt af tot het dauwpunt.
Het dauwpunt is die
temperatuur waarbij
waterdamp begint te
condenseren door afkoeling
van de lucht zonder dat er
vocht wordt toegevoerd of
afgevoerd (zie verder
hoofdstuk 6). Er ontstaat,
afhankelijk van de
windsnelheid, mist of dauw. |
|
 |
Weerwaarnemingen
Hoogeveen. Tussen 22
en 23 uur raakt het
bewolkt
en komtde nachtelijke afkoeling tot stilstand, waarna de temperatuur
weer oploopt. |
|
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.
4.7 Temperatuur
In het voorgaande is het
begrip 'temperatuur' vele
malen genoemd. In deze
paragraaf lichten we de
verschillende temperaturen
die in de meteorologie
gebruikt worden nader toe.
De meest voorkomende
temperatuur is de
'luchttemperatuur'. Deze
wordt gemeten op en hoogte
van 1,5 m boven het
aardoppervlak. De
meetopstelling (zie figuur)
is zodanig dat
stralingseffecten de
temperatuurmeting niet
kunnen beïnvloeden. Er mag
geen direct zonlicht op de
temperatuursensor vallen om
te voorkomen dat de
thermometer te hoge waarden
aanwijst. Ook mag de
thermometer zelf niet
uitstralen en daardoor te
lage waarden aangeven.
Verder wordt de
meetopstelling goed
geventileerd, zodat de
sensor zo indringend
mogelijk in aanraking is met
de lucht waarvan we de
temperatuur willen weten.
De luchttemperatuur vertoont
een dagelijkse gang; in het
volgende hoofdstuk gaan we
daar verder op in. Nu
volstaan we met op te merken
dat de temperatuur in de
middag haar hoogste waarde
bereikt: de
maximumtemperatuur en kort
na zonsopkomst de laagste:
de minimumtemperatuur.
Het vermelden van de
waarnemingshoogte bij de
meetprocedure voor de
luchttemperatuur is
belangrijk. Dichter bij het
aardoppervlak is de invloed
van in- en uitgaande
straling groter. |
|
Meetopstelling. De thermometer voor de luchttemperatuur staat op 1,5 m hoogte en is afgeschermd tegen zonnestraling. |
De temperatuur heeft er
daardoor een grotere
dagelijkse gang, vooral bij
helder weer. In de middag is
het dichter bij de grond
warmer, rond zonsopkomst
kouder dan op 1,5m. Vooral
die lage temperaturen zijn
belangrijk voor bijvoorbeeld
de landbouw; daarom wordt er
ook op 10 cm hoogte gemeten
en per tijdvak van
6 uur
wordt de laagste in die
periode gemeten waarde
bepaald: de
grasminimumtemperatuur.
Wegbeheerders en
weggebruikers zijn vaak
geïnteresseerd in de
temperatuur van het wegdek;
als deze onder nul is en het
wegdek bovendien nat is of
er neerslag verwacht wordt,
kan gladheid optreden.
's Zomers wordt in de
weerberichten vaak de
zeewatertemperatuur
opgenomen. Omdat de
doelgroep uit badgasten
bestaat wordt de temperatuur
opgegeven van het
Noordzeewater vlak onder de
kust. Verder uit de kust
heeft het zeewater
gewoonlijk een andere
temperatuur (zie figuur wat
verder naar boven rechts).
Belangrijk is ook de
gevoelstemperatuur. Deze
temperatuur geeft beter aan
dan de gewone
luchttemperatuur
of we het
warm of koud vinden.
Als er wind staat
bijvoorbeeld, voelt het bij
lage temperaturen nog veel
kouder aan.
Als het heet is,
voelt het in vochtige lucht
benauwder aan dan in droge
lucht. De gevoelstemperatuur
geeft een waarde voor de
temperatuur die rekening
houdt met windsnelheid en
luchtvochtigheid.
Als de luchttemperatuur laag
is en er veel wind staat, is
de gevoelstemperatuur dan
ook lager dan de
luchttemperatuur; ls het
warm is en vochtig, is de
gevoelstemperatuur hoger dan
de luchttemperatuur.
4.8 De stad als
'warmte-eiland'
De luchttemperaturen die
worden vermeld in
weerrapporten en
weerberichten, worden
gemeten op meteorologische
waarnemingsstations in min
of meer landelijk gebied.
Daardoor zijn ze onderling
goed te vergelijken; vaak
zijn ze echter niet
representatief voor
temperaturen die binnen de
bebouwde kom optreden.
Vooral in grote steden
kunnen
de verschillen
aanzienlijk zijn. |
|
 |
s Zomers wordt in de
weerberichten vaak
de temperatuur
opgegeven
van het
Noordzeewater vlak
onder de kust.
Verder uit de kust
is
heeft het zeewater
gewoonlijk een
lagere temperatuur. |
|
|
Het steen en het beton van
de bebouwing houdt overdag
ontvangen zonnewarmte lang
vast, zodat het 's nachts
maar langzaam afkoelt.
Daarnaast wordt er in
stedelijke gebieden veel
warmte geproduceerd, die
naar buiten toe weglekt en
temperatuurdaling 's nachts
tegengaat. Men zegt wel dat
de stad fungeert als
warmte-eiland (zie figuur
hieronder). |
 |
|
De stad als
warmte-eiland. In
het centrum is het
een stuk warmer dan
in de omgeving
buiten de stad. De getallen hebben
betrekking op een
hete zomerdag. |
|
