In dit hoofdstuk staat de luchttemperatuur centraal, d.w.z. de temperatuur van de lucht zoals die op 1,2 m boven het grondoppervlak wordt waargenomen. De luchttemperatuur is van invloed op veel aspecten van het menselijk leven, van de kleding die we dragen tot de brandstofkosten die we betalen. De luchttemperatuur en de luchttemperatuurcycli zijn ook bepalend voor de selectie van planten en dieren die het biologische landschap van een regio vormen. En de luchttemperatuur is, samen met de neerslag, een belangrijke bepalende factor voor het klimaat, waarop wij in hoofdstuk 7 dieper zullen ingaan.

Vijf belangrijke factoren beïnvloeden de luchttemperatuur:

1. Breedtegraad. De dagelijkse en jaarlijkse cycli van de insolatie variëren systematisch met de breedtegraad, waardoor ook de luchttemperatuur en de luchttemperatuurcycli variëren. De jaarlijkse insolatie neemt af naar de polen toe, zodat er minder energie beschikbaar is om de lucht te verwarmen. Maar omdat de seizoensgebonden insolatiecyclus sterker wordt naarmate de breedtegraad toeneemt, vertonen hoge breedtegraden een veel grotere variatie in luchttemperaturen door het jaar heen.
2. Type oppervlak. De luchttemperaturen in steden zijn over het algemeen hoger dan op het platteland. Stedelijke oppervlaktematerialen – asfalt, dakspanen, steen, baksteen – houden weinig water vast in vergelijking met de vochtige grondoppervlakken van het platteland en bossen, zodat er weinig afkoeling door verdamping is. Stedelijke materialen zijn ook donkerder en absorberen een groter deel van de energie van de zon dan met vegetatie bedekte oppervlakken. Hetzelfde geldt voor gebieden met dorre of rotsachtige grondoppervlakken, zoals die van woestijnen.
3. Kust- of binnenlandligging. Locaties in de buurt van de oceaan ervaren een kleiner bereik van luchttemperaturen dan locaties in continentale binnenlanden. Omdat water langzamer opwarmt en afkoelt dan land, zijn luchttemperaturen boven water minder extreem dan temperaturen boven land. Wanneer lucht van water naar land stroomt, zal een kustplaats de invloed van het aangrenzende water voelen.
4. Hoogteligging. De temperatuur daalt met de hoogte. Op grote hoogte is er minder atmosfeer boven het oppervlak, en broeikasgassen vormen een minder effectieve isolerende deken. Meer oppervlaktewarmte gaat verloren naar de ruimte. Op hoge toppen hoopt de sneeuw zich op en blijft langer liggen. Het verminderde broeikaseffect leidt ook tot grotere dagelijkse temperatuurschommelingen.
5. Atmosferische en oceanische circulaties. Plaatselijke temperaturen kunnen snel stijgen of dalen wanneer lucht van de ene regio naar de andere wordt gebracht. Temperaturen van kustgebieden kunnen worden beïnvloed door warme of koude kuststromingen. (Wij zullen deze factor in hoofdstuk 5 nader onderzoeken.)

SURFACE TEMPERATURE

Temperatuur is een bekend begrip. Het is een maat voor de kinetische energie van de atomen in een stof, ongeacht of deze een gas, een vloeistof of een vaste stof is. Wanneer een stof een stroom stralingsenergie ontvangt, zoals zonlicht, stijgt de temperatuur. Evenzo, als een stof energie verliest, daalt zijn temperatuur. Deze energiestroom beweegt zich in en uit een vaste of vloeibare stof aan het oppervlak – bijvoorbeeld de zeer dunne grondlaag die kortgolvige zonnestraling absorbeert en langgolvige straling naar de ruimte uitstraalt.

De temperatuur van een oppervlak wordt bepaald door het evenwicht tussen de verschillende energiestromen die erdoorheen bewegen. Netto straling – het evenwicht tussen inkomende kortgolvige straling en uitgaande langgolvige straling – levert een stralingsenergiestroom op die een oppervlak kan verwarmen of afkoelen. Overdag is de inkomende zonnestraling gewoonlijk groter dan de uitgaande langgolvige straling, zodat de nettostralingsbalans positief is en het oppervlak opwarmt. De energie stroomt via het oppervlak naar de koelere bodem eronder. s Nachts is de netto stralingsbalans negatief en verliest de bodem energie doordat de oppervlaktetemperatuur daalt en het oppervlak langgolvige energie naar de ruimte uitstraalt.

Energie kan ook op andere manieren naar of van een oppervlak stromen. Conductie beschrijft de stroom van voelbare warmte van een warmere substantie naar een koudere door direct contact. Wanneer overdag warmte van het warme oppervlak naar de bodem stroomt, gebeurt dit door geleiding. s Nachts wordt de warmte teruggeleid naar het koudere bodemoppervlak. Latente warmteoverdracht is ook belangrijk. Wanneer water aan een oppervlak verdampt, onttrekt het de warmte die is opgeslagen in de verandering van toestand van vloeistof naar damp, waardoor het oppervlak afkoelt. Wanneer water aan een oppervlak condenseert, komt latente warmte vrij, waardoor het oppervlak wordt opgewarmd.

Een andere vorm van energieoverdracht is convectie, waarbij warmte in een vloeistof wordt verdeeld door menging. Als het oppervlak in contact staat met een vloeistof, zoals een bodemoppervlak met lucht erboven, kunnen op- en neerwaartse stromingen werken om het oppervlak op te warmen of af te koelen.

LuchttemPERATUUR

In tegenstelling tot de oppervlaktetemperatuur is de luchttemperatuur, die wordt gemeten op een standaardhoogte van 1,2 m (4,0 ft) boven het grondoppervlak. De luchttemperatuur kan sterk verschillen van de oppervlaktetemperatuur. Wanneer u op een heldere zomerdag over een parkeerplaats loopt, zult u merken dat het trottoir veel warmer is dan de lucht tegen uw bovenlichaam. In het algemeen weerspiegelen de luchttemperaturen boven een oppervlak dezelfde tendensen als de oppervlaktetemperaturen aan de grond, maar de grondtemperaturen zijn waarschijnlijk extremer.

In de Verenigde Staten wordt de temperatuur nog steeds op grote schaal gemeten en gerapporteerd met behulp van de schaal van Fahrenheit. In dit boek gebruiken we de temperatuurschaal van Celsius, die de internationale standaard is. Op de schaal van Celsius ligt het vriespunt van water bij 0°C en het kookpunt bij 100°C. Omrekeningsformules tussen deze twee schalen worden gegeven in figuur 3.4.

Metingen van de luchttemperatuur worden routinematig verricht op weerstations. Hoewel sommige weerstations de temperaturen elk uur rapporteren, rapporteren de meeste alleen de hoogste en laagste temperaturen die in een periode van 24 uur zijn geregistreerd. Dit zijn de belangrijkste waarden voor het waarnemen van langetermijntendensen in temperatuur.

Temperatuurmetingen worden gerapporteerd aan overheidsinstanties die belast zijn met weersvoorspellingen, zoals de U.S. Weather Service of de Meteorological Service of Canada. Deze instanties stellen gewoonlijk dagelijkse, maandelijkse en jaarlijkse temperatuurstatistieken voor elk station ter beschikking met behulp van de dagelijkse maximum-, minimum- en gemiddelde temperatuur. De gemiddelde dagtemperatuur wordt gedefinieerd als het gemiddelde van de maximum- en minimumdagwaarden. De gemiddelde maandtemperatuur is het gemiddelde van de gemiddelde dagtemperaturen in een maand. Deze statistieken worden, samen met andere zoals de dagelijkse neerslag, gebruikt om het klimaat van het station en de omgeving te beschrijven.

TEMPERATUREN OP EEN PAS VAN DE GROND

Bodem-, oppervlakte-, en luchttemperaturen op enkele meters van de grond veranderen gedurende de dag (figuur 3.6). De dagelijkse temperatuurvariatie is het grootst vlak boven het oppervlak. De luchttemperatuur op standaardhoogte is veel minder variabel. In de bodem wordt de dagelijkse cyclus geleidelijk minder uitgesproken met de diepte, tot we een punt bereiken waar de dagelijkse temperatuurschommelingen aan de oppervlakte helemaal geen verandering meer veroorzaken.

ENVIRONMENTAL CONTRASTS: URBAN EN RURAL TEMPERATURES

Op een warme dag zal een landelijke omgeving koeler aanvoelen dan een stedelijke omgeving. Op het platteland wordt water opgenomen door plantenwortels en verplaatst het zich naar de bladeren in een proces dat transpiratie wordt genoemd. Dit water verdampt, waardoor bladoppervlakken afkoelen, die op hun beurt de nabijgelegen lucht afkoelen. Bodemoppervlakken zijn vochtig omdat er tijdens regenbuien water in de bodem sijpelt. Het wordt naar boven gezogen en verdampt wanneer het zonlicht het oppervlak opwarmt, waardoor opnieuw afkoeling ontstaat. De gecombineerde effecten van transpiratie en verdamping noemen we evapotranspiratie.

Er zijn nog andere redenen waarom stedelijke oppervlakken warmer zijn dan die op het platteland. Veel stedelijke oppervlakken zijn donker en absorberen zonne-energie in plaats van deze te reflecteren. Asfaltbestrating absorbeert zelfs meer dan twee keer zoveel zonne-energie als vegetatie. Regen stroomt van de daken, trottoirs en straten af naar rioolstelsels. Omdat de oppervlakken van de stad droog zijn, is er weinig verdamping om de temperaturen te helpen verlagen. Een andere belangrijke factor is afvalwarmte. In de zomer wordt de temperatuur van de stadslucht verhoogd door airconditioning, die warmte uit gebouwen pompt en aan de lucht afgeeft.

In de winter wordt warmte uit gebouwen en bouwwerken rechtstreeks naar de stedelijke omgeving geleid.

HET URBAN HEAT ISLAND

Als gevolg van deze effecten is de luchttemperatuur in het centrale deel van een stad doorgaans enkele graden warmer dan die in de omringende buitenwijken en op het platteland, zoals te zien is in figuur 3.8. De schets van een temperatuurprofiel over een stedelijk gebied in de late namiddag toont dit effect. We noemen het centrale gebied een stedelijk hitte-eiland, omdat het een sterk verhoogde temperatuur heeft. Overdag wordt zo’n grote hoeveelheid warmte in de bodem opgeslagen, dat het hitte-eiland ook ’s nachts warmer blijft dan de omgeving. Het thermische infraroodbeeld van het centrale zakendistrict van Atlanta bij nacht toont het hitte-eilandeffect.

Het stedelijke hitte-eilandeffect heeft belangrijke economische gevolgen. Hogere temperaturen vereisen in de zomer meer airconditioning en meer elektrische energie. De fossiele brandstoffen die worden verbrand om deze stroom op te wekken, brengen CO2 en luchtverontreinigende stoffen in de lucht. De verhoogde temperaturen kunnen leiden tot smogvorming, wat ongezond is en schadelijk voor materialen. Om deze effecten te verminderen, planten veel steden meer vegetatie en gebruiken ze meer reflecterende oppervlakken, zoals beton of heldere dakbedekkingsmaterialen, om de zonne-energie terug naar de ruimte te weerkaatsen.

Het hitte-eilandeffect is niet noodzakelijk van toepassing op steden in woestijnklimaten. In de woestijn kan de evapotranspiratie van de geïrrigeerde vegetatie van de stad de stad juist koeler houden dan het omringende dorre gebied.

Hoge-bergen-omgevingen

We hebben gezien dat het grondoppervlak van invloed is op de temperatuur van de lucht er direct boven. Maar wat gebeurt er als je naar grotere hoogten reist? Als u bijvoorbeeld hoger klimt op een berg, kunt u kortademig worden en merkt u dat u gemakkelijker verbrandt. Je voelt ook dat de temperatuur daalt, naarmate je hoger klimt. Als u kampeert, zult u merken dat de nachttemperatuur lager wordt dan u zou verwachten, ook al zijn de temperaturen over het algemeen koeler naarmate u hoger klimt.

Wat veroorzaakt deze effecten? Op grote hoogte is er aanzienlijk minder lucht boven je, dus de luchtdruk is laag. Het wordt moeilijker om op adem te komen door de verminderde zuurstofdruk in je longen. En met minder moleculen om het licht van de zon te verstrooien en te absorberen, zullen de zonnestralen sterker aanvoelen. Er is minder kooldioxide en waterdamp, en dus wordt het broeikaseffect verminderd. Met minder opwarming zullen de temperaturen ’s nachts nog lager worden. Later in dit hoofdstuk zullen we zien hoe dit patroon van dalende luchttemperatuur zich uitbreidt tot hoog in de atmosfeer.

Figuur 3.10 toont temperatuurgrafieken voor vijf stations op verschillende hoogten in het Andesgebergte in Peru. De gemiddelde temperatuur daalt duidelijk met de hoogte, van 16°C (61°F) op zeeniveau tot 1°C (30°F) op 4380 m (14,370 ft). Het verschil tussen maximum- en minimumtemperatuur neemt ook toe met de hoogte, behalve in Qosqo. De temperaturen in deze grote stad dalen niet zo laag als je zou verwachten vanwege het stedelijke hitte-eiland.

TEMPERATUURINVERSIE

Tot dusver lijkt de luchttemperatuur te dalen met de hoogte. Maar is dat altijd zo? Denk aan wat er gebeurt in een heldere, kalme nacht. Het grondoppervlak straalt langgolvenergie uit naar de hemel, en de netto straling wordt negatief. Het oppervlak koelt af. Dit betekent dat de lucht nabij het oppervlak ook afkoelt, zoals we zagen in figuur 3.6. Als het oppervlak koud blijft, zal zich boven de grond een laag koelere lucht opbouwen onder een laag warmere lucht, zoals te zien is in figuur 3.11. Dit is een temperatuurinversie.

In een temperatuurinversie kan de temperatuur van de lucht nabij de grond dalen tot onder het vriespunt. Deze temperatuurtoestand wordt “dodende vorst” genoemd – ook al is er geen sprake van echte vorst – vanwege het effect ervan op gevoelige planten tijdens het groeiseizoen.

Telers van fruitbomen of andere gewassen gebruiken verschillende methoden om een inversie te doorbreken. Grote ventilatoren kunnen worden gebruikt om de koele lucht aan de oppervlakte te mengen met de warmere lucht erboven, en olieverbranders worden soms gebruikt om de luchtlaag aan de oppervlakte op te warmen.

TEMPERATUURINDEXEN

De temperatuur kan ook worden gebruikt in combinatie met andere weer- en klimaatgegevens om temperatuurindexen te produceren – indicatoren van de invloed van de temperatuur op het milieu en de menselijke omstandigheden. Twee van de meer bekende indexen zijn de gevoelstemperatuurindex en de hitte-index.

De gevoelstemperatuurindex wordt gebruikt om te bepalen hoe koud temperaturen voor ons aanvoelen, niet alleen op basis van de werkelijke temperatuur maar ook op basis van de windsnelheid. Lucht is eigenlijk een zeer goede isolator, dus wanneer de lucht stil is, kan onze huidtemperatuur zeer verschillend zijn van de temperatuur van de omringende omgeving. Maar als de lucht over onze huid beweegt, verwijdert hij voelbare en latente warmte en voert die weg van ons lichaam. In de zomer houdt dit proces ons koel omdat het zweet verdampt en zo onze huidtemperatuur verlaagt. In de winter verwijdert het de warmte die nodig is om ons lichaam warm te houden, waardoor onze huid afkoelt en de omstandigheden veel kouder aanvoelen dan de werkelijke gemeten temperatuur.

De gevoelstemperatuurindex, die in de Verenigde Staten wordt gebruikt en wordt gemeten in °F, kan sterk afwijken van de werkelijke temperatuur (figuur 3.12). Bijvoorbeeld, een werkelijke temperatuur van 30°F (?1°C) en een windsnelheid van 30 mi/hr (13.45 m/s) produceren een gevoelstemperatuur van 15°F (?26°C).

De warmte-index geeft een indicatie van hoe warm we ons voelen op basis van de werkelijke temperatuur en de relatieve vochtigheid. De relatieve vochtigheid is de vochtigheid die in de meeste weerberichten wordt vermeld en geeft aan hoeveel waterdamp zich in de atmosfeer bevindt als een percentage van de maximaal mogelijke hoeveelheid. Een lage relatieve vochtigheid wijst op relatief droge atmosferische omstandigheden, terwijl een hoge relatieve vochtigheid wijst op relatief vochtige atmosferische omstandigheden.

Waarom beïnvloedt de relatieve vochtigheid hoe warm de temperatuur aanvoelt? Een van de manieren waarop ons lichaam overtollige warmte afvoert, is door de verdamping van zweet van onze huid. Deze verdamping verwijdert latente warmte, waardoor ons lichaam afkoelt. Wanneer de relatieve vochtigheid echter hoog is, vindt er minder verdamping plaats omdat de omringende atmosfeer al relatief vochtig is, en wordt het koelingseffect verminderd.

De warmte-index wordt aangegeven in °F, en kan, net als de gevoelstemperatuur, sterk verschillen van de werkelijke temperatuur (figuur 3.13). Als de werkelijke temperatuur bijvoorbeeld 32°C is en de relatieve vochtigheid 90%, dan geeft de hitte-index aan dat de temperatuur aanvoelt als 50°C – een verschil van 18°C!