|
|
Hoofdstuk 4 -
Straling, warmte en
temperatuur |
|
|
| 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.
|
| |
| De zon straalt zijn energie uit bij een oppervlaktetemperatuur van ongeveer 6000° 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 haar 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 |
|
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 |
| 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 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 dus goed
merkbaar. De temperaturen liggen er enkele graden hoger dan meer
landinwaarts. |
| 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. |
| |
 |
|
| |
| Weerwaarnemingen
Hoogeveen. Tussen 22
en 23 uur raakt het
bewolkt
en komt de
nachtelijke afkoeling tot stilstand, waarna de temperatuur
weer oploopt. |
|
| |
| 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 boven. |
| |
| 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
Gladheids situaties 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.
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. |
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. |
| |
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).
Temperatuur
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. |
|
|
|
| Afbeelding-1 |
|
| |
| 4.8 De stad als
'warmte-eiland' |
|
| |
De luchttemperaturen die worden vermeld in weerrapporten en weerberich ten, 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. |
| |
Het steen en het beton van de bebouwing houdt overdag ontvangen zonne warmte lang vast, zodat het ’s nachts maar langzaam afkoelt.
Daarnaast wordt er in stedelijke gebieden veel warmte geproduceerd, die naar buiten toe weg lekt en temperatuurdaling ’s nachts tegengaat.
Men zegt wel dat de stad fun geert als warmte-eiland (zie figuur onder). |
|
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. |
Het stelsel aarde-atmosfeer wordt door de eeuwen heen gemiddeld genomenniet warmer of kouder. De temperatuur schommelt maar ongeveer 0,5° C.
Er moet dus evenveel energie door de aarde worden uitgestraald als ze van de zon ontvangt. |
| |
Verscheidene onderzoekers hebben een zogeheten stralingsbalans opgesteld, waarin ze uitgerekend hebben, dat de inkomende straling met de uitgaande in evenwicht is.
Het wordt echter steeds duidelijker, dat de toevoer van gassen, zoals CO2 en van andere verontreinigingen in de dampkring, die ten gevolge van menselijke activiteiten ontstaat, dit evenwicht ernstig kan verstoren. Dat leidt tot het versterkt broeikaseffct en aanwarming van de aardse atmosfeer. |
|
|
 |
|
|
|
|
Cursus meteorologie
