Steden & klimaat

In steden is het op warme dagen een aantal graden hoger dan op het platte land. Dit noemen we het Urban Heat Island effect (UHI).

Straling

De zon zend drie soorten EM-straling uit die er toe doen voor het klimaat: zichtbaar licht, IR-straling en UV-straling. Als er straling op een voorwerp valt:

• Transmissie (t): een deel gaat door het voorwerp heen.
• Reflectie (r): een deel wordt teruggekaatst.
• Absorptie (a): een deel wordt opgenomen.

Samen moeten de transmissie, reflectie en absorptie op 100% van de straling uitkomen (we werken in factoren):

\[t + r + a = 1\]

Alle voorwerpen met een temperatuur boven het absolute nulpunt zenden warmte-straling (IR) uit. Dat noemen we emissie. Als de absorptie even groot is als de emissie blijft het object dus dezelfde temperatuur. Dan is er een stralingsevenwicht.

Zwarte straler

Een zwarte straler is een theoretisch object dat alle EM-straling die het ontvangt absorbeert. Daardoor stijgt de temperatuur snel, en er is dus maximale emissie. Alle sterren zijn zwarte stralers.

Het vermogen van een zwarte straler bereken je zo:

\[P = A \sigma T^4\]

Waarin \(A\) het oppervlakte van de straler is, \(T\) zijn temperatuur in K en \(\sigma\) de constante van Stefan Boltzman (zie Binas 7A).

De uitgezonden straling is verdeeld over het hele EM-spectrum, maar er is afhankelijk van \(T\) een piek. Waar dat maximum zich bevindt kan je bepalen aan de hand van Planckkrommen:

Het verband uit de bovenstaande figuur is vastgelegd door de Wet van Wien:

\[T = k_{w} / \lambda_{max}\]

In deze formule is \(\lambda_{max}\) de golflengte van de de piek en \(T\) de temperatuur waarbij de piek op die golflengte ligt. De constante van Wien (\(k_w\)) vindt je in Binas 7A.

Zonnestraling

De intensiteit van de zon aan de rand van de atmosfeer noemen we de zonneconstante. Die berekenen we aan de hand van de oppervlaktevergroting van een puntbron (waarbij \(r\) de afstand tussen de aarde en zon is):

\[I = \frac{P_{zon}}{4\pi r^2}\]

De intensiteit van de straling op het aardoppervlakte hangt af van de zonnehoogte/zonnehoek (tussen de 0° en 90°), die afhangt van de breedtegraad van de locatie (aka hoe noordelijk het is):

De intensiteit van de straling is te zien aan de onderlinge afstand tussen de stralen. Hoe groter de zonnehoek, hoe meer de straling wordt verspreidt over het aardoppervlak, dus hoe lager de intensiteit.

De afstand tussen de stralen op het aardoppervlak is in dit geval \(r/\sin(30^{\circ}) = 2\)x zo groot. Dat betekent dat de intensiteit 2x zo klein is. Daaruit volgt (waarbij \(I_0\) de zonneconstante is):

\[I_{grond} = I_{0} \cdot \sin(\alpha) \implies I_{grond} = \frac{P_{zon}}{4 \pi \cdot s_{zon}^2} \sin(\alpha) \]

Lang- en kortgolvige straling

• Kortgolvige straling (\(\lambda < 300 \text{ nm}\)) bevat veel energie en wordt door de zon uitgezonden.
• Langgolvige straling (\(\lambda > 300 \text{ nm}\)) bevat minder energie en wordt door oa. de atmosfeer van de aarde uitgezonden.

Directe straling komt direct vanaf de zon op het aardoppervlak. Diffuse straling is eerst in de atmosfeer verstrooid en daarom minder geconcentreerd. Samen vormen ze de inkomende kortgolvige straling (\(K_{in} \text{ in } \text{W}/\text{m}^2\)).

Het aardoppervlakte weerkaatst een deel van de straling weer (\(K_r\)). Hoeveel er gereflecteerd wordt hangt af van het albedo van de ondergrond. Een grondsoort met een hoog albedo (zoals sneeuw) reflecteerd veel straling:

\[A = K_r / K_{in}\] \[\Delta K = K_{in} - K_r = K_{in} (1 - A)\]

De planeet als geheel heeft ook een albedo: het planitair albedo. Dat is hoger dan het albedo van de ondergrond alleen, omdat de wolken en atmosfeer ook veel straling reflecteren.

Kortgolvige straling komt dus van de zon. Langgolvige straling komt van:

• Warmtestraling uit het aardoppervlak (\(L_{uit}\)). Een deel van die straling wordt weer geabsorbeerd door de atmosfeer. (Op een bewolkte dag zelfs 100%)
• Doordat de atmosfeer opwarmt (door het absorberen van \(L_{uit}\)-straling), zend die ook warmtestraling terug (\(L_{in}\)).

\[\Delta L = L_{in} - L_{uit}\]

\(\Delta L\) is afhankelijk van: temperatuur, bewolking, luchtvochtigheid.

• Op een bewolkte dag: \(\Delta L \simeq 0 \implies\) er is een balans tussen in- en uitgaande straling.
• Op een heldere dag: \(\Delta L \le 0 \implies\) de aarde zendt meer langgolvige straling uit dan hij ontvangt (uit de atmosfeer).

In steden is (de naar beneden-gerichte component van) de langgolvige straling van hoge gebouwen en bomen ook een factor. Hoe minder van de hemel zichtbaar is, hoe meer langgolvige straling er dus is. Je kan dit zien met een fisheye-lens.

Stralingsbalans

De stralingsbalans is het evenwicht tussen in- en uitgaande straling aan het aardoppervlak:

\[\Delta Q = \Delta K + \Delta L = K_{in} - K_r + L_{in} - L_{uit}\]

• Overdag is de stralingsbalans positief, omdat \(K_{in}\) dan groot is. Dat betekent dat het aardoppervlak opwarmt.

• Gedurende de nacht is de stralingsbalans negatief. Er is dan geen kortgolvige straling (want de zon schijnt niet), en \(\Delta L\) is meestal negatief. Als het erg bewolkt is (\(\Delta L \simeq 0\)), koelt het minder snel af.

Energiebalans

De energie van het aardoppervlak wordt gebruikt voor drie warmtestromen (in \(\text{W}/\text{m}^2\)):

• Opwarming lucht (H), dit noemen we de voelbare warmtestroom.
• Verdamping (L_vE), dit noemen we de latente warmtestroom.
• Opwarming bodem (G), dit noemen we de bodem warmtestroom.

Er geldt de volgende formule:

\[\Delta Q = H + L_v E + G\]

Bowen-verhouding

De Bowen-verhouding (\(\beta\)) is \(H / L_v E\) en hangt af van de vochtigheid van de grond. Hoe droger de grond, hoe hoger \(\beta\), en hoe meer energie er zal gaan naar het opwarmen van de lucht (in plaats van het verdampen van water).

Je moet maar een beetje gokken welke waarde je moet hebben want NLT is een kutvak volledig gebaseerd op emperische bullshit.

Urban Canyon

In een stad komt inkomende (kortgolvige) straling niet direct op de grond, maar wordt eerst tussen de zijkanten van gebouwen weerkaatst. De gebouwen absorberen een deel van de straling en reflecteren de rest. In de situatie hierboven wordt de straling 14x weerkaatst tussen de gebouwen voordat deze terug de atmosfeer in gaat.

De grond en gebouwen absorberen telkens 60% van de straling. Dat betekent dat \(0.4^{14} \cdot 100 \% = 0.0002 \%\) van de straling uiteindelijk wordt gereflecteerd. De Urban Canyon als geheel absorbeert dus bijna alle straling; veel meer straling dan de losse muren.

Hoe dieper de canyon, hoe meer warmte er geabsorbeerd wordt.

Wind

Hoe dichter bij de grond, hoe meer wrijving van de grond de wind ondervindt. Daardoor waait het op grotere hoogte harder. Daarbij maakt de soort ondergrond natuurlijk ook uit; we drukken dit uit met de ruwheidslengte (\(z_0\)).

Voor de windsnelheid (\(U\)) op hoogte \(z\), gebruiken we het windprofiel:
(de tweede formule is met letters die ik logischer vind)

\[U = \frac{u_*}{k} \ln(\frac{z}{z_0}) \ \ \text{ of } \ \ v_{wind} = \frac{v_w}{k} \ln(\frac{h}{l_r})\]

In de formule, is de Von Karman constante (\(k\)) \(\simeq 0.4\). De wrijvingssnelheid (\(u_*\)) is een maat voor de turbulentie en hangt af van de wrijvingskracht van de wind. De formule geldt niet tussen bomen of gebouwen.

Luchtvochtigheid

Water bevindt zich in de vorm van een waterdamp (g) in de lucht. Waterdamp is een gas en oefent dus een druk uit op de omgeving. Dit noemen we de dampdruk (\(e\)). Hoe meer water er in de lucht zit, hoe hoger de dampdruk.

Er is een limiet aan de hoeveelheid water die zich in de lucht kan bevinden. Als de maximale hoeveelheid water is verdampt, noemen we de lucht verzadigd. Als er meer water verdampt, condenseert het gelijk. De dampdruk bij deze maximale hoeveelheid waterdamp noemen we de verzadigingsdampdruk (\(e_s\)).

De relatieve luchtvochtigheid (\(RV\)) geeft aan hoeveel water er zich in de lucht bevindt, tenopzichte van de maximale hoeveelheid:

\[RV = \frac{e}{e_s} \cdot 100 \%\]

Bij een hogere temperatuur, wordt de verzadigingsdampdruk hoger. Er kan dan dus meer waterdamp in de lucht zitten.

Gevoelstemperatuur

De gevoelstemperatuur is hoe het klimaat aanvoelt. Dit verschilt van de “echte” (lucht)temperatuur vanwege warmtestromen.

Onze lichaamstemperatuur is zo’n 37 graden. Als we verder opwarmen moeten we die extra warmte afvoeren, en als het koud is moeten we onszelf op temperatuur houden. De hoeveelheid warmte die we daarbij afstaan aan de omgeving bepaalt de gevoelstemperatuur.

Er zijn drie belangrijke warmtestromen:

• Warmtetransport naar de lucht rondom het lichaam
• Verdamping via zweet
• Uitstraling via langgolvige straling

Deze hangen af van:

• (Lucht)temperatuur
• Luchtvochtigheid
• Windsnelheid
• Inkomende (kortgolvige) straling

Koudestress of wind chill

Als het koud is geeft de gevoelstemperatuur aan hoeveel energie het lichaam kwijtraakt aan de omgeving. Daarop hebben vooral de (lucht)temperatuur en windsnelheid invloed:

• Hoe kouder het is, hoe sneller het lichaam energie verliest, omdat de \(\Delta T\) de grootte van de warmtestroom bepaalt.
• Als het hard waait wordt de opgewarmde lucht rondom het lichaam constant weggeblazen. Daardoor is er geen isolerende luchtlaag.

Verdamping via zweet en langgolvige straling zijn beide irrelevant, omdat het lichaam volledig bedekt is met kleding.

(In de module staat een formule om de gevoelstemperatuur aan de hand van de wind chill te berekenen.)

Hittestress

Als het warm is geeft de gevoelstemperatuur aan hoe makkelijk het lichaam zijn overtollige warmte kwijt kan aan de omgeving. Daarop heeft vooral de luchtvochtigheid, windsnelheid en inkomende straling invloed:

• Om warmte kwijt te raken is het lichaam afhankelijk van verdamping via zweten. Als de luchtvochtigheid hoog is, kan er minder verdamping plaatsvinden. Daardoor kan het lichaam minder warmte kwijt, en voelt het dus warmer.

• De windsnelheid kan ervoor zorgen dat de (verzadigde) lucht rondom het lichaam sneller wordt afgevoerd, waardoor er meer verdamping kan plaatsvinden. Ook kan het waterdamp van de huid wegblazen.

• In de schaduw is het minder warm, omdat het lichaam niet verder wordt opgewarmd door de zon. Daardoor hoeft het dus minder (extra) warmte af te voeren. (Dit is in de kou een minder grote factor, omdat dan de extra toegevoerde energie relatief weinig is in vergelijking met de (grote) warmtestroom naar de lucht.)

Luchtkwaliteit

De atmosfeer bestaat uit 4 lagen:

Mengverhoudingen

Lucht is een mengsel van gassen. Het volumepercentage bepaalt hoeveel procent van de lucht uit een bepaald gas bestaat. Hierbij worden soms andere mengverhoudingen gebruikt, omdat dat praktischer rekenen is:

(Versterkt) broeikaseffect

Broeikasgassen zijn gassen in de atmosfeer, die langgolvige straling (\(L_{uit}\)) onderscheppen en absorberen. Daardoor koelt de aarde niet razendsnel af, en is leven op aarde mogelijk.

Door menselijke uitstoot bevindt er zich nu een overschot aan broeikasgassen in de atmosfeer, waardoor het klimaat opwarmt. Dat noemen we het versterkt broeikaseffect.

Ozonlaag

Ozon in de stratosfeer vormt een beschermende laag rond de aarde (de ozonlaag), die ioniserende UV-straling absorbeert. UV-fotonen (\(\text{h}\upsilon\)) veroorzaken namelijk de vorming en afbraak van ozon, in een chemisch evenwicht:

\[\ce{2O3 <=>[+ h\upsilon] 3O2}\]

Hierbij komt energie in de vorm van warmte vrij; dat is de reden dat de temperatuur stijgt (tov hoogte) in de stratosfeer.

De uitstoot van CFK’s (chloor,fluor-koolwaterstoffen) zorgde in het verleden ook voor de afbraak van stratoferisch ozon, omdat (door zonlicht vrijgekomen) chloorverbindingen als katalysator werkten voor de afbraak van ozon:

\[\ce{2O3 ->[+ h\upsilon \text{ +}Cl.] 3O2}\]

Daardoor ontstond er een “gat” (verminderde concentratie) in de ozonlaag boven Antartica.

Fijnstof

Fijnstof of aërosolen zijn deeltjes met een diameter kleiner dan 10µm (vandaar de afkorting PM10). Het inademen van fijnstof is schadelijk voor de longen, en kan bij kleine kinderen de ontwikkeling van de longen verstoren.

Er zijn wettelijke normen voor de maximale hoeveelheid fijnstof die zich in de lucht mag bevinden, maar die worden vaak overschreden. In de stad is de fijnstofproblematiek het grootst, omdat er veel uitstoot vanuit het verkeer is, en de deeltjes niet makkelijk kunnen worden weggevoerd door de wind, in verband met hoge gebouwen.

Smog (smoke + fog)

Er zijn twee soorten smog:

• Wintersmog: veroorzaakt door de uitstoot van SO₂ en PM10. De smog vormt een deken over de stad, omdat het in de winter vrijwel windstil is.

• Zomersmog: veroorzaakt door de vorming van troposferische ozon (uit NO_x). Ozon in de troposfeer is schadelijk voor de volksgezondheid (oogirritaties en ademproblemen) en fungeert ook als broeikasgas.

  \[\ce{NO2 + O2 -> NO + O3}\]