Straling, warmte en temperatuur.

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 stuk wordt die samenhang uitgelegd.

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.

Invloed van de zonshoogte op de hoeveelheid opgevangen zonnestraling per vierkante meter.	Lichtvlek van zaklamp loodrecht op de muur.	Schuininvallend licht van zaklamp op de muur; dezelfde hoeveelheid licht (energie) wordt verdeeld over een groter oppervlak.	Op de evenaar valt het zonlicht loodrecht in, bij de polen schuin. Daardoor is bij de polen minder energie beschikbaar per vierkante meter.

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.

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.

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 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 (zie figuren hieronder). 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.

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.

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 hiernaast.
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.	'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.

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. 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.

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.
Wat is temperatuur. Het is een natuurkundige maat voor de begrippen warm en koud. De temperatuur is een aanduiding voor de warmtetoestand van een gas, een vloeistof of een vaste stof en wordt gemeten door een thermometer. In de meteorologie is de temperatuurmeting, zoals alle waarnemingen, aan internationale afspraken gebonden.
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 een 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 1,5 m. 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; als het warm is en vochtig, is de gevoelstemperatuur hoger dan de luchttemperatuur.

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. 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.	Stralingshuishouding van de atmosfeer.

Stralingsbalans
Het stelsel aarde-atmosfeer wordt door de eeuwen heen gemiddeld genomen niet warmer of kouder. De temperatuur schommelt maar ongeveer 0,5 graad 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 tengevolge van menselijke activiteiten ontstaat, dit evenwicht ernstig kan verstoren. Dat leidt tot het versterkt broeikaseffct en aanwarming van de aardse atmosfeer.