Aardrijkskunde voor de tweede fase LEERKATERN HAVO. Aarde

Aardrijkskunde voor de tweede fase LEERKATERN HAVO Aarde

Aardrijkskunde voor de tweede fase LEERKATERN HAVO Auteurs: Wout Lentjes Hans Palings Theo Savelkouls Maarten Terlingen Peter Teune Brigitte Weidema Martin de Wolf Redactie: Maarten Terlingen Derde druk Malmberg s-hertogenbosch domein Aarde

Voorwoord Als je via televisie, krant of het internet geïnformeerd wordt over het dagelijks nieuws, heb je te maken met aardrijkskunde. Er gebeurt altijd wel iets in de wereld of in je directe omgeving dat je enkel met aardrijkskundige kennis kunt begrijpen en verklaren. Wereldwijs geeft je hiervoor een basis. Satellieten bespieden continu de wereld en aarde en zorgen voor snelle stromingen van beelden en boodschappen. Er is zo een overvloed aan informatie. Om deze op hun waarde te schatten en te kunnen begrijpen heb je een kader nodig. Je moet weten hoe de wereld economisch, sociaal-cultureel of politiek in elkaar zit. Ook moet je weten hoe de aarde volgens geologische en biologische wetten functioneert. De thema s Wereld en Aarde geven je in de bovenbouw een basis waarmee je de verschillen tussen landen en gebieden en allerlei actuele processen kunt begrijpen. Bij de andere domeinen wordt de kennis verder verdiept. Met Wereldwijs kun je actief en zelfstandig aan de slag. Hoe gaat dat in zijn werk? Je gebruikt bij aardrijkskunde een leerkatern of handboek (HB) en een werkboek (WB). Leerkatern of handboek In het leerkatern of handboek vind je de theoretische basiskennis die nodig is voor het examen. Deze basiskennis staat in korte blokjes tekst. Soms wordt de basiskennis verdiept of verbreed. Dat gebeurt in de Clips. Aan het eind van elk hoofdstuk moet de kennis worden toegepast in de CaseQuests en de Examentrainer. In de CaseQuests krijg je een vraag over een gebied of een thema. Je moet alleen of met een groepje met behulp van bronnen een probleem oplossen, situaties vergelijken of scenario s kiezen en bedenken. De Examentrainer bestaat uit een dossier van bronnen aan de hand waarvan in het werkboek via vragen in examenstijl je kennis kan worden geoefend. Bij het begin van ieder hoofdstuk vind je Kaart in beeld. Op een dubbelpagina vind je hier als introductie allerlei kaartbronnen die een eerste indruk geven van het gebied of thema. Aan het einde van elk domein (bijvoorbeeld Wereld of Aarde) vind je een Praktische opdracht die geschikt is voor onderzoek in je eigen omgeving. Om een beeld te krijgen van het soort onderzoek dat je gaat doen is er een dossier met bronnen en een interview met een geograaf die in zijn dagelijkse beroep bezig is met hetzelfde type onderzoek. Werkboek We leven in een samenleving die bol staat van informatie. Daarmee moet je leren omgaan. Het lezen en interpreteren van uiteenlopende bronnen zoals kaarten, foto s, grafieken, tabellen en computerbestanden zijn belangrijke vaardigheden die je in Wereldwijs via het werkboek gaat oefenen. In het werkboek staat actief en zelfontdekkend leren centraal. Je doorloopt per hoofdstuk vier fasen: Fase 1: Verkenning Deze geeft een oriëntatie op het gebied of het thema. Hierbij wordt gebruikgemaakt van de kaartbronnen in Kaart in beeld. Soms maak je via Google Earth een virtuele reis naar een stukje gebied. Fase 2: Analyse In deze fase ga je informatie verwerven en verwerken. Via vragen verdiep je kennis die je op tal van situaties uit de praktijk moet toepassen. Je moet steeds de bronnen in handboek, werkboek en atlas lezen, interpreteren en combineren. Meestal komen ook een of meerdere CaseQuests aan de orde. Fase 3: Reflectie Dit vormt de afsluiting van de basisstof met aandacht voor samenhang en standpuntbepaling. Ook hier komen een of meer CaseQuests aan de orde. Fase 4: Toepassing De verworven kennis ga je op twee manieren met elkaar in verband brengen en toepassen. Bij de Examentrainer krijg je aan de hand van de bronnen in het handboek een oefenexamen. De Examenhulp is gericht op het samenvatten van de leerstof. Je kunt de leerstof een of twee jaar later nodig hebben voor het examen. Goede samenvattingen zijn dan een goede hulp. In het werkboek vind je schema s die je hierbij behulpzaam zijn. Antwoordenboek Er zijn antwoordenboeken in de vorm van ingevulde werkboeken. Daarmee kun je zelf de antwoorden nakijken zodat je de hulp van je docent alleen nodig hebt bij de onduidelijkheden die nog overblijven. epack Het epack is een onmisbaar onderdeel van Wereldwijs. Na elk hoofdstuk kun je jezelf toetsen met behulp van interactieve zelftoetsen. Scores, feedback en tips helpen je verder op weg bij het zelfstandig leren. Een prima middel om je bijvoorbeeld voor te bereiden op een toets, maar ook om zelf te controleren of je het domein begrijpt en in de vingers hebt. Met behulp van de Samenvatter kun je zelf een samenvatting maken van de leerstof. Succes met Wereldwijs! De samenstellers

Inhoud LEERKATERN Aarde Hoofdstuk 1 Opbouw en afbraak van het reliëf op aarde (ce) 6 Hoofdstuk 2 Klimaat en landschapszones op aarde (ce) 50 Hoofdstuk 3 Natuurlijke processen en landschappen in het Middellandse- Zeegebied (se) 92 Hoofdstuk 4 Natuurlijke gevaren in de VS (se) 128 Praktische opdracht 166 Begrippen 169 Register 175

domein Aarde

hoofdstuk 2 ce Klimaat en landschapszones op aarde

Kaart in beeld 52 Inleiding 54 1 De zon als motor van het klimaatsysteem 55 1.1 Weer en klimaat 55 1.2 Wie verwarmt onze luchtlaag: de zon of de aarde? 55 1.3 Het energiehuishoudboekje van de aarde: de stralingsbalans 56 2 Water als energietransporteur 58 2.1 De zeestromen 59 2.2 Energietransport door de hydrologische kringloop 60 3 Lucht als energietransporteur 62 3.1 Het ontstaan van luchtdrukverschillen 62 3.2 Drie circulatiecellen per halfrond 62 3.3 De eigenschappen van hoge- en lagedrukgebieden 63 3.4 De luchtcirculatie op lage breedten 64 4 De klimaatgebieden op aarde 67 4.1 Klimaatindeling 67 4.2 De klimaatindeling volgens Köppen 67 5 Landschapszones en klimaat 69 5.1 Het landschap: een samenhangende combinatie van geofactoren 69 5.2 Een ordening in landschapszones 69 5.3 Klimaat en bodemvocht bepalen de plantengroei 70 5.4 De landschapszones in het geologische verleden 71 6 Landschapszones en de mens 72 6.1 Landdegradatie en landschapszone 72 6.2 Landdegradatie in de aride en semi-aride landschapszone 72 6.3 Landdegradatie in de subtropische en gematigde landschapszone 75 6.4 Landdegradatie in de boreale en polaire landschapszone 76 7 De landschapszones in de toekomst 78 7.1 De landschapszones en de opwarming van de aarde 78 7.2 Hazard management en duurzaam landgebruik 79 CaseQuest 80 1 Zeilvaart over de oceaan en het klimaatsysteem 80 2 Klimaatverandering en de landschapszones in het hooggebergte 84 Examentrainer ce 88

Kaart in beeld BRON K1 De ontwikkeling van de temperatuur op aarde in de periode 1976 tot 2000. BRON K2 De ontwikkeling van de neerslag op aarde in de periode 1900 tot 2000. BRON K3 Het effect van klimaatverandering in de periode 1995-2050 op de plantensoorten in Europa. 505707_H2.indd Sec2:52 03-04-2008 14:59:13

hoofdstuk 2 Klimaat en landschapszones op aarde 53 BRON K4 Jaarlijkse temperatuur en neerslag en de plantengroei op aarde. BRON K5 Geografische breedte- en hoogteligging en de plantengroei op aarde.

Inleiding BRON BRON 1b Woestijnlandschap. 2 Don Quichote Sancho Panza. BRON 1a Landschap van het tropisch regenwoud. Bron 1 Hoogspanning in een belangrijk financieel centrum. BRON 1c Toendralandschap. Klimaat en Klimaat is een vreemd iets. Het is om je heen, maar je kunt het niet zien. Je landschap ervaart het aan zaken als warmte en koude, neerslag en droogte, wind en zonneschijn. Indirect zijn er in een gebied over de aard van het klimaat veel aanwijzingen. Het klimaat heeft invloed op het plantendek en daarmee op het landschap. Wie van de evenaar naar de pool reist, ziet het landschap veranderen. Rond de evenaar vinden we bijvoorbeeld een landschapszone met weelderig tropisch regenwoud. Op wat hogere breedte komen we woestijn tegen en in de omgeving van de pool vinden we een landschapszone met een natte, boomloze toendra (bron 1). Dit hoofdstuk gaat zowel over klimaat als landschap. Het legt allereerst uit hoe het complexe klimaatsysteem van de aarde werkt en welke klimaatgebieden er op aarde zijn. Dit vormt de basis voor een ordening in landschapszones, die elk voor de mens eigen kansen en mogelijkheden bieden.

hoofdstuk 2 Klimaat en landschapszones op aarde 55 BRON 2 De energieafgifte en golflengte van de straling van zon en aarde. BRON 3 De ontwikkeling van het wereldklimaat sinds het precambrium. 1 / De zon als motor van het klimaatsysteem 1.1 Weer en klimaat In Nederland weten we er alles van: er is niets veranderlijker dan het weer. Met WEER bedoelen we dan de toestand van de atmosfeer of dampkring, zoals deze op een bepaalde plaats op een bepaald moment aanwezig is. Over een langere periode bezien kent ieder gebied op aarde een bepaald patroon in de gedragingen van het weer. Dit gemiddelde van de weersverschijnselen in een gebied over een langere periode (meestal dertig jaar) noemen we het KLIMAAT. Om het klimaat te karakteriseren letten we vooral op het verloop van temperatuur en neerslag gedurende de seizoenen. Ook de regelmaat in optreden van wind vanuit een bepaalde windrichting is belangrijk. Het klimaat is geen constant gegeven. Het kan in de loop der tijd veranderen. Uit bron 3 blijkt heel duidelijk dat de huidige temperatuur op aarde een uitzondering is in de lange aardgeschiedenis. 1.2 Wie verwarmt onze luchtlaag: de zon of de aarde? Voor het leven op aarde is de temperatuur van de luchtlaag boven de aarde van groot belang. We zijn geneigd de zon hiervan als directe verwarmer te zien. Het is echter de aarde zelf die zorgt voor opwarming. Om dit te begrijpen, moeten we meer weten over de instraling van de zon en de uitstraling van de aarde. De inkomende straling van de zon De zon is de motor van het aardse klimaatsysteem. Door zijn hoge oppervlaktetemperatuur stuurt de zon veel KORTGOLVIGE STRALING naar de aarde toe (bron 2 en 4). Deze vorm van straling kun je gedeeltelijk zien in de vorm van zichtbaar licht. De atmosfeer laat de binnenkomende kortgolvige straling maar gedeeltelijk passeren. Ruwweg 20% van de straling wordt door stoffen in de atmosfeer geabsorbeerd. Hieronder valt de ABSORPTIE van een deel van de gevaarlijke ultraviolette straling door de OZONLAAG op 25-35 km hoogte (Clip 1). Ongeveer 25% van de kortgolvige straling wordt door wolken en allerlei vaste deeltjes (ijsdeeltjes en stofdeeltjes) die in de lucht zitten, teruggekaatst naar de hemelruimte. Zo n REFLECTIE vindt ook op het aardoppervlak zelf plaats. De REFLECTIE is vooral groot bij een lage invalshoek van de zon en bij een lichte kleur van het aardoppervlak (bijvoorbeeld bij sneeuw en wit zand) en bedraagt gemiddeld 5% van de kortgolvige straling. Uiteindelijk wordt

56 domein Aarde BRON 4 Stralingsbalans van inkomende kortgolvige straling van de zon en uitgaande langgolvige straling van de aarde. gemiddeld 50% van de straling van de zon door het aardoppervlak geabsorbeerd. Opwarming van het aardoppervlak is hier het gevolg van. De uitgaande straling van de aarde Straling gaat ook weg van de opgewarmde aarde. Door de betrekkelijk lage temperatuur van het aardoppervlak betreft het LANG- GOLVIGE STRALING die je niet kunt zien. Slechts 10% van deze straling verdwijnt naar de wereldruimte. De atmosfeer absorbeert 90% van de straling van de aarde. De atmosfeer wordt erdoor verwarmd. Bij de opwarming speelt de absorptie door gassen als waterdamp (H 2 O) en kooldioxide (CO 2 ) een belangrijke rol. Ook gassen als methaan (CH 4 ), stikstofdioxyde (N 2 O) en CFK s absorberen straling en warmen op. Men noemt dit natuurlijke verschijnsel van opwarming van de atmosfeer door absorptie het BROEIKASEFFECT. Net als bij een broeikas met glas kan de zonnestraling wel ongestoord binnenkomen, maar de warmte kan er vervolgens moeilijk weer uit. De atmosfeer laat de kortgolvige straling van de zon goed door, maar houdt de langgolvige straling van de opgewarmde aarde door absorptie vast. De opgewarmde atmosfeer straalt een belangrijk deel van de warmte weer terug naar de aarde (atmosferische tegenstraling). Dankzij het broeikaseffect hebben we een leefbare temperatuur op aarde, namelijk gemiddeld ongeveer 10 0 C in plaats van 18 0 C. 1.3 Het energiehuishoudboekje van de aarde: de stralingsbalans De inkomende straling van de zon en de uitgaande straling van de aarde bepalen samen het energiehuishoudboekje van het aardoppervlak en de atmosfeer. Het saldo van alle inkomende en uitgaande straling op een bepaalde plaats noem je de STRALINGSBALANS. Dit saldo kan positief (stralingsoverschot) of negatief (stralingstekort) zijn en verschilt per plaats op aarde (bron 7). Verschillen in stralingsdichtheid op aarde Er bestaan tussen evenaar en pool duidelijke verschillen in instraling van de zon. Vooral de invalshoek van de zon speelt hierbij een belangrijke rol (bron 6). Deze invalshoek bepaalt de hoeveelheid zonnestraling per oppervlakte-eenheid: de STRALINGSDICHT- HEID. Op lage breedten (de tropen) leidt de hoge stand van de zon tot een stralingsdichtheid die het hele jaar hoog is. Op hoge breedten ligt de stralingsdichtheid gemiddeld duidelijk lager. Alleen in het zomerseizoen kan de langere lengte van de dag de lage stralingsdichtheid wat compenseren. Stralingsoverschot en stralingstekort Bron 7 toont het resultaat van de inkomende en uitgaande straling op aarde. Globaal bezien is er op jaarbasis tussen 40 0 NB en 40 0 ZB een stralingsoverschot en op hogere breedten een stralingstekort. Eigenlijk zouden dus de tropische gebieden steeds maar warmer moeten worden en de gebieden op hogere breedten steeds kouder. Dat dit niet zo is, komt door een energie-uitwisseling. Om de energiebalans van de aarde in evenwicht te houden wordt er energie van de overschotgebieden in de tropen afgevoerd naar de tekortgebieden op hogere breedten. Hierbij spelen de zeestromen (paragraaf 2.1), de kringloop van het water (paragraaf 2.2) en de luchtbewegingen op aarde (paragraaf 3) een rol.

hoofdstuk 2 Klimaat en landschapszones op aarde 57 BRON 5 Reflectievermogen van verschillende soorten aardoppervlak in %. Soort oppervlakte Refl ectie in % vers sneeuwdek of ijs 80-90 oud sneeuwdek 40-60 dicht wolkendek 70-80 verspreide wolken 25-50 woestijnzand 30-50 steppe 20-30 loofbos 15-20 naaldbos 10-15 toendra 15-35 water (lage zon) 50-80 water (hoge zon) 5-10 BRON 7 Binnenkomende en uitgaande straling per jaar verdeeld over de aarde. BRON 6 Met de invalshoek van de zon verschilt op aarde de stralingsdichtheid (zonnestraling per oppervlakte-eenheid).

BRON 8a Het verticale temperatuurverloop in de atmosfeer. BRON 8b Toevoer en afvoer van ozon in de atmosfeer. hoeveelheid ozon in de lucht = toevoer ozon afvoer ozon aanmaak onder invloed van zonlicht afbraak onder invloed van zonlicht toestroming via lucht wegstroming via lucht verhitting lucht door verkeer en industrie afbraak, bijvoorbeeld chloor Clip 1 De ozonlaag: onze beschermende paraplu tegen de zon De vorming van de ozonlaag Hoog boven het aardoppervlak, op 15-40 kilometer hoogte, bevindt zich in de zogenaamde stratosfeer een belangrijke laag. Het gaat om een luchtlaag met veel ozon, die het leven op aarde beschermt tegen de schadelijke invloed van een deel van de kortgolvige straling van de zon. De OZONLAAG vormt een soort beschermende paraplu, die voor mensen en dieren de schadelijke ultraviolette straling uit het zon-licht Āltert en het optreden van huidkanker en oogaandoeningen voorkomt. Het ultraviolette zonlicht zorgt voor de AAN- MAAK van de ozon in de lucht. Het activeert de splitsing van zuurstofmoleculen (O 2 ) in losse zuurstofatomen (O). Deze kunnen zich vervolgens met andere zuurstofmoleculen verbinden tot ozon (O 3 ). Bij dit proces vindt absorptie van de ultraviolette straling plaats en omzetting hiervan in warmte. De ozonlaag is in de bovenlucht dus ook een relatief warme luchtlaag (bron 8). Door de warmte is er niet veel verticale uitwisseling van ozon met de koudere luchtlagen eronder. Dat is maar goed ook, want het inademen van veel ozon door de mens is slecht voor longen en luchtwegen. De dikte van de ozonlaag Dankzij milieusatellieten die om de aarde cirkelen, weten we tegenwoordig heel veel over de ozonlaag. De dikte ervan wordt continu gemeten en aangegeven in het aantal mm dat de ozon in de lucht zou vormen bij opstapeling als een laagje op het aardoppervlak (bij normale luchtdruk). Het gaat maar om een dun laagje. Als je alle ozon in de atmosfeer zou verzamelen, heb je maar een laagje van 3 mm dikte. De ozonlaag is niet overal even dik boven de aarde en varieert bovendien in dikte per seizoen. De hoeveelheid zonlicht die ozon aanmaakt, is hierbij een bepalende factor. Ook spelen aanvoer of afvoer van ozon via luchtstromingen een rol. Bij de polen zou de hoeveelheid ozon zonder de toestroming van lucht die ozon aanvoert, laag zijn. Vanuit de tropen wordt door luchtstromen hoog in de lucht veel ozon aangevoerd. Het Montreal Protocol De mens heeft door het in de lucht brengen van stoffen die ozon afbreken invloed op de dikte van de ozonlaag. Vooral chloor dat onder meer gebruikt werd als drijfgas in spuitbussen en koelvloeistof in koelkasten breekt ozon sterk af. Sinds 1 januari 1989 is een wereldwijd milieuverdrag van kracht: het Montreal Protocol. Dit verdrag verbiedt het gebruik van ozonafbrekende stoffen. De meeste chloorhoudende stoffen (CFK s) worden nauwelijks meer gebruikt en hun aanwezigheid in de lucht neemt langzaam af.

hoofdstuk 2 Klimaat en landschapszones op aarde 59 BRON 9 Zeestromen en afzinkingsgebieden op aarde (in de Atlantische Oceaan). 2 / Water als energietransporteur 2.1 De zeestromen De geleding van het zeewater: bovenstromen en onderstromen Bij het transport van warmte op aarde spelen de oceaanstromen een belangrijke rol. Het patroon ervan wordt hierbij in hoofdlijnen gestuurd door het vaste windsysteem in de tropen (zie paragraaf 3.4) en door de ligging van de continenten. Globaal bezien stroomt er vanaf de tropen opgewarmd zeewater richting de polen en stroomt er vanaf de poolgebieden afgekoeld koud water retour. Bij het warmtetransport speelt het optreden van een gelaagdheid in het zeewater een belangrijke rol. Er bestaat een patroon van bovenstromen en onderstromen op basis van dichtheidsverschillen. Omdat temperatuur (thermo) en zoutgehalte (haline) hierop invloed hebben, wordt gesproken over THERMOHALINE STROMING: 1 De verhitting door de zon leidt in het zeewater tot verschillen in temperatuur. De zonnestralen dringen niet diep door in het zeewater. Er vindt tot maximaal 100 meter diepte opwarming plaats. Het verwarmde zeewater zet uit en wordt minder dicht. Dit leidt in een oceaan tot een bovenlaag van licht warm water, waaraan door de zon vooral in de tropen veel energie is toegevoegd. Onder de warme bovenlaag bevindt zich een onderlaag van koud water, die door de lagere temperatuur een grotere dichtheid heeft en dus zwaarder is. 2 Het zoutgehalte kan de dichtheid van het zeewater en de stromingen beïnvloeden. Bij een hoger zoutgehalte is zeewater dichter en zwaarder en bij een lager zoutgehalte minder dicht en lichter. Verdamping, verdunning en de vorming van zee-ijs door bevriezing hebben hierop invloed. Bij verdamping verdampt het water en blijft er relatief meer zout achter. Extra verdamping verhoogt dus het zoutgehalte. Bevriezing van zeewater en vorming van zee-ijs hebben ongeveer hetzelfde effect. Alleen het water bevriest en er blijft relatief meer zout in het vloeibare zeewater over. Extra toestroming van zoet rivierwater of smeltwater van ijs leidt tot een verdunning en een lager zoutgehalte van het zeewater. Circulatiecellen met afzinkgebieden Warme bovenstromen en koude onderstromen werken mee aan de verdeling van energie op aarde. Noodzakelijk hierbij is het voorkomen van afzinkgebieden met dalend zeewater, die deze stromen met elkaar verbinden en zo zorgen voor een circulatie. De afzinkgebieden fungeren hierbij als een soort DIEPWATERPOMP. Voor het klimaat van West-Europa zijn de afzinkgebieden van de Golfstroom in het noorden van de Atlantische Oceaan van belang (bron 9 en

60 domein Aarde BRON 10 Het principe van energietransport in oceanen (voorbeeld Atlantische Oceaan). BRON 11 De kringloop van het water. 10). Deze afzinkgebieden liggen ten noorden van IJsland en in de Labradorzee. Het warme water van de Golfstroom is op deze plaatsen door warmteafgifte aan de koudere luchtstromen erboven sterk afgekoeld en dichter en zwaarder geworden. Toename van het zoutgehalte zal de werking van de diepwaterpomp versterken. In de zomer kan de extreem hoge verdamping aan de oostkust van Noord-Amerika hiervoor zorgen en in de winter de aangroei van zee-ijs. Een ongewisse factor blijft de omvang van de toestroming van zoet rivierwater van de omringende continenten. Vergroting of verkleining van de toestroming van rivierwater zal door meer of minder verdunning het zoutgehalte van het zeewater verlagen of verhogen. De werking van de diepwaterpomp kan hierdoor worden verzwakt of versterkt. Afzinkgebieden op hoge breedten zijn noodzakelijk voor de handhaving van het huidige klimaat op aarde. Ze garanderen een toestroom van warm zeewater uit de tropen. Blokkering van de werking van de diepwaterpomp zal de verdeling van warmte op aarde verstoren. 2.2 Energietransport door de hydrologische kringloop De kringloop van het water (bron 11) heeft twee kenmerken. 1 Het is een stroming tussen reservoirs De kringloop van het water is geen echte kringloop. Het is niet zo dat er een gesloten circulatie bestaat tussen bijvoorbeeld zee, lucht en wolken en het aangrenzende land. Er is op aarde meer sprake van een continue stroming van water van het ene reservoir

hoofdstuk 2 Klimaat en landschapszones op aarde 61 BRON 12 Het vrijkomen of in opslag gaan van energie bij verandering van toestand (waterdamp, water, ijs) aangegeven in calorieën per gram. BRON 13 De reservoirs van het water op aarde. reservoirs hoeveelheid water in duizenden km3 percentage van de wereldvoorraad Oceanen 1 338 000,00 96,5 Grondwater 23 400,00 1,7 IJskappen en gletsjers 24 064,00 1,74 Antarctica 21 600,00-1,56 Groenland en arctische eilanden 2 423,50-0,17 Berggebieden 40,60 0,003 Permafrost 300,00 0,022 Meren 176,40 0,013 Moerassen 11,47 0,0008 Rivieren 2,12 0,0002 Opgeslagen in biologisch leven 1,12 0,0001 Atmosfeer 12,90 0,001 Totale hoeveelheid water 1 385 984,00 100,00 Totale hoeveelheid zoet water 35 029,00 2,53 Bron: Igor Shiklomanov, World fresh water resources. In: P. Gleick (ed.), 1993, Water in crisis. (bijvoorbeeld van de rivieren, de meren en het grondwater, zie bron 11) naar een ander reservoir (bijvoorbeeld naar de zee, de lucht of levende organismen). De verblijftijd van water in de reservoirs is heel verschillend. In de oceaan gaat het bijvoorbeeld gemiddeld om 37 000 jaar. In de atmosfeer is de gemiddelde verblijfsduur 9,6 dagen. 2 Het is een stroming tussen toestanden (waterdamp, water, ijs) Het water op aarde gaat regelmatig van de ene toestand in de andere over. Bij al die overgangen is er sprake van opslag of het vrijkomen van energie (bron 12). Dit leidt tot een ingewikkeld transport van energie. Via bijvoorbeeld waterdamp kan energie verplaatst worden van gebieden met veel verdamping naar gebieden met veel condensatie. De omzetting van water op het land of in de zee in waterdamp bij verdamping kost energie. Deze energie wordt opgeslagen in de waterdamp in de lucht. De opgeslagen energie komt weer vrij, wanneer de waterdamp door condensatie weer omgezet wordt in waterdruppels in wolken of in neerslag. In het algemeen kunnen we zeggen dat in gebieden waar veel water verdampt, zoals in de zeegebieden in de tropen en subtropen, energie in opslag gaat. In gebieden met veel wolkvorming en neerslag, in bijvoorbeeld de gematigde breedten, komt energie weer vrij.

62 domein Aarde BRON 14 Het ontstaan van een luchtcirculatiecel door verschillen in opwarming.bij verwarming zet lucht uit en bij afkoeling krimpt lucht. Hierdoor ontstaan in een horizontaal vlak luchtdrukverschillen, die lucht laten stromen van hoge druk (H) naar lage druk (L). 3 / Lucht als energietransporteur 3.1 Het ontstaan van luchtdrukverschillen Via de luchtbewegingen wordt op aarde veel energie van warme naar koudere gebieden verplaatst. Voor de luchtbewegingen is het ontstaan van verschillen in temperatuur van het aardoppervlak tussen gebieden nodig. Dit heeft verschillen in opwarming van de luchtmassa s boven het aardoppervlak tot gevolg en leidt tot de vorming van luchtdrukverschillen en circulatiecellen. Bron 14 laat zien hoe tussen een warmer en een kouder gebied een luchtcirculatiecel ontstaat. In het warmere gebied zet de lucht boven het aardoppervlak door de opwarming uit en wordt minder dicht. De lucht stijgt op en vormt in de luchtkolom een soort luchtberg. In het koudere gebied is de lucht dichter door de geringere toevoer van warmte en is er sprake van een soort luchtdal. Op fl inke hoogte zal de lucht nu van het gebied van de luchtberg (met in een horizontaal vlak hoge druk) naar het gebied van het luchtdal (met lage druk) gaan stromen. Het toestromen van bovenlucht boven het koude gebied aan het aardoppervlak heeft tot gevolg dat hier een HOGEDRUKGEBIED of LUCHTDRUKMAXIMUM (H) ontstaat. Het wegstromen van bovenlucht boven het warme gebied aan het aardoppervlak leidt tot het ontstaan van een LAGEDRUKGEBIED of LUCHTDRUKMINIMUM (L). Zo vormt zich uiteindelijk een circulatiecel, met aan het aardoppervlak een luchtbeweging van het hogedrukgebied naar het lagedrukgebied. 3.2 Drie circulatiecellen per halfrond Bij een stilstaande aarde zou de luchtcirculatie op aarde simpel zijn (bron 15). Er zou op beide halfronden één circulatiecel ontstaan tussen de gebieden rond de evenaar met een energieoverschot en de gebieden rond de polen met een energietekort. De warme opstijgende lucht bij de evenaar zou via de bovenlucht energie naar de polen sturen, waar de lucht weer zou dalen. Aan het aardoppervlak zou er op het noordelijk halfrond sprake zijn van een continue koude noordenwind van de hoge druk bij de Noordpool naar de lage druk bij de evenaar. Op het zuidelijk halfrond zou aan het aardoppervlak sprake zijn van een continue zuidenwind vanaf de Zuidpool. De draaiende aarde zorgt voor een meer gecompliceerde werkelijkheid. De aardrotatie leidt ertoe dat de wind niet via een rechte lijn van hoge druk naar lage druk waait. Er is sprake van een soort afbuigende kracht, die de Corioliskracht genoemd wordt. De Nederlander Buys Ballot formuleerde dit in een wet: Met de wind in de rug (dus bezien vanaf een hogedrukgebied) ondervindt een wind op het noordelijk halfrond een afwijking naar rechts en op het zuidelijk halfrond een afwijking naar links. De afwijking van de wind door de Corioliskracht zorgt ervoor dat elk halfrond

hoofdstuk 2 Klimaat en landschapszones op aarde 63 BRON 15 De luchtcirculatie aan het aardoppervlak en in de bovenlucht bij een stilstaande aarde. op aarde drie circulatiecellen kent. Om dit te begrijpen gaan we uit van de circulatiecel van de stilstaande aarde op het noordelijk halfrond. De wind die in de bovenlucht bij de evenaar naar de polen wil bewegen, ondervindt een afbuiging naar rechts, waardoor rond de 35 0 de wind niet verder noordelijk komt. Omdat er continu lucht toestroomt, moet de lucht hier gaan dalen en weer terugstromen naar de evenaar (zie bron 16). Er ontstaat dus tussen 0 0 en 35 0 een circulatiecel. Een gelijk verschijnsel kunnen we waarnemen bij een wind die aan het aardoppervlak van de polen naar de evenaar wil stromen. Ook deze luchtbeweging krijgt een afbuiging naar rechts, waardoor rond de 60 0 de wind niet verder zuidelijk komt. De lucht moet stijgen en stroomt hoog in de lucht terug naar de pool. Zo ontstaat ook tussen 60 0 en 90 0 een circulatiecel. Als resultaat van de invloed van de Corioliskracht vinden we op wereldschaal op elk halfrond nu drie circulatiecellen: Een sterk ontwikkelde circulatiecel in de tropen en subtropen, tussen 0 0 en 35 0 breedte: de HADLEYCEL. De lucht stijgt bij 0 0 op door de intensieve verhitting rond de evenaar. Een zwak ontwikkelde circulatiecel op hoge breedten, tussen 60 0 en 90 0 breedte (de Polaire cel). De aanwezigheid van koude polaire lucht bevordert bij 90 0 de daling. Een wat betreft vorm sterk veranderlijke circulatiecel in de gematigde breedten tussen 35 0 en 60 0 breedte (de Ferrelcel). Deze cel moet op wereldschaal het systeem sluiten en wordt gedomineerd door het meer of minder oprukken van warme lucht uit de subtropen en koude lucht vanaf de poolgebieden. Beide luchtsoorten botsen met elkaar, waarbij de warme lucht gedwongen wordt boven de koude lucht op te stijgen (dit leidt tot het ontstaan van depressies). 3.3 De eigenschappen van hogeen lagedrukgebieden Gebieden met lage druk of hoge druk aan het aardoppervlak zijn meestal geen continu doorlopende zones die langs de breedtegraden lopen. Door verschillen in temperatuur tussen zee en land is er vaak sprake van kerngebieden van lage of hoge druk (bron 17 en 18). Hun aanwezigheid in een gebied heeft grote invloed op het weer en het klimaat: Kerngebieden met een lage luchtdruk worden gekenmerkt door het stijgen van de lucht door opwarming. De stijging wordt versterkt door het samenkomen van lucht die van alle kanten naar het lagedrukgebied toestroomt (CONVERGENTIE). Deze lucht kan alleen maar omhoog. De stijgende lucht in het lagedrukgebied koelt af en bereikt op een gegeven moment zijn condensatiepunt. De vorming van wolken en neerslag is het gevolg. Er is bij de luchtcirculatie door de Corioliskracht sprake van een

64 domein Aarde BRON 16 De afwijking van de luchtbeweging door de Corioliskracht op het noordelijk halfrond. Te zien is: de afwijking van een wind die in de bovenlucht van evenaar naar pool wil stromen en de afwijking aan het aardoppervlak van een wind die van pool naar evenaar wil stromen; de luchtbeweging tussen 0 en 35 en 60 en 90 zijn gedeeltelijk in perspectief weergegeven. de luchtbewegingen aan het oppervlak staan in wit weergegeven. BRON 17 De eigenschappen van lage druk en hoge druk aan het aardoppervlak. Lagedrukgebied (L) Hogedrukgebied (H) Opstijgende luchtbeweging Dalende luchtbeweging Wolkvorming Wolkenloze hemel/geen bewolking Neerslag Geen neerslag/droogte Toestroming van lucht uit alle richtingen: convergeren Uitstroming van lucht naar alle richtingen: divergeren Cyclonale beweging = naar binnen draaiend Anticyclonale beweging = naar buiten draaiend Depressie is bijzondere vorm en ontstaat in de gematigde breedten door het botsen van warme en koude luchtsoorten BRON 18 Kern van lage druk met cyclonale beweging en hoge druk met anticyclonale beweging op het noordelijk halfrond (afwijking naar rechts). spiralende luchtbeweging omhoog, die op het noordelijk halfrond tegen de wijzers van de klok in is gericht (cyclonale beweging = naar binnen draaiend). Een DEPRESSIE is een bijzondere vorm van lage druk. De stijging ontstaat hier doordat warme en koude luchtsoorten in de gematigde breedte met elkaar botsen. De warme lucht gaat hierbij boven de koude lucht opstijgen. Kerngebieden met een hoge druk kennen een dalende luchtstroming. De daling wordt versterkt, doordat de lucht aan het aardoppervlak van de hoge druk naar alle richtingen kan wegstromen (DIVERGENTIE). Tijdens de daling wordt de lucht warmer en daardoor kan deze meer waterdamp bevatten. De lucht wordt daardoor steeds droger en een wolkenloze hemel is het gevolg. De luchtcirculatie is op het noordelijk halfrond met de wijzers van de klok mee gericht (anticyclonale beweging = naar buiten draaiend). 3.4 De luchtcirculatie op lage breedten Het lijkt op het eerste gezicht merkwaardig: de overvloedige neerslag in de tropische regenwouden en de permanente droogte in de woestijnen van de subtropen hebben

hoofdstuk 2 Klimaat en landschapszones op aarde 65 BRON 19 De verschuivingen in de algemene luchtcirculatie in de loop van een jaar en de gevolgen voor de neerslagverdeling op aarde. met elkaar te maken. De verklaring ligt op beide halfronden in de aanwezigheid op lage breedten van een circulatiecel (de Hadleycel), die stijgende lucht en neerslag en dalende lucht en droogte aan elkaar koppelt. Lagedrukgebieden in de tropen en hogedrukgebieden in de subtropen Waar de temperatuur van het aardoppervlak door de instraling van de zon het hoogst is, vinden we een zone van sterk stijgende luchtbewegingen, overvloedige neerslag en wolkenmassa s. Deze zone van lage luchtdruk in de tropen heet de INTER- TROPISCHE CONVERGENTIEZONE (ITCZ). De ITCZ heeft geen constante ligging, maar verschuift in samenhang met het verplaatsen van de loodrechte zonnestand met de seizoenen (bron 19 en 20). Omdat land sneller opwarmt dan zee, is de verschuiving boven landoppervlak het sterkst. De gestegen lucht in de tropen stroomt op beide halfronden hoog in de atmosfeer (circa 14 km) naar hogere breedten. Door de afwijking die de luchtbeweging krijgt door de draaiing van de aarde, komt de lucht niet verder dan 35 0. Hier vinden we een zone met dalende lucht, hoge luchtdruk en droogte. De zone van subtropische hogedrukgebieden volgt de verplaatsing van de ITCZ en verschuift mee. De grote woestijngebieden in de subtropen, zoals de Sahara, liggen permanent in de invloedsfeer van deze hoge druk. Passaten De lucht die in de subtropen is gedaald, stroomt aan het aardoppervlak naar twee kanten weg: enerzijds terug richting evenaar en anderzijds naar hogere breedten. De luchtstroming richting evenaar moet de stijgende lucht bij de ITCZ compenseren. We noemen deze constante winden die van de subtropische hogedrukgebieden naar de ITCZ waaien en hier samenkomen PASSATEN. Op het noordelijke halfrond waaien ze door de afwijking die veroorzaakt wordt door de Corioliskracht veelal uit het noordoosten (noordoostpassaat) en op het zuidelijk halfrond uit het zuidoosten (zuidoostpassaat). In sommige gebieden is er bij de passaten in de zomer en winter sprake van een halfjaarlijkse omkering van de windrichting. We noemen een passaat dan een MOESSON (zie clip 2).

66 domein Aarde BRON 20 De ligging van de intertropische convergentiezone (ITCZ) in januari en juli. ITCZ juli ITCZ januari BRON 21 Het optreden van moessons in Zuid-Azië en Noord-Australië. Clip 2 Moessons in Zuid Azië Passaten met een halfjaarlijkse omkering van de windrichting heten moessons. Moessons treden op als een stuk continent binnen de invloedsfeer van de Hadleycel een groot verschil in temperatuur kent tussen de zomer en de winter. In de zomer leidt de verhitting tot extreem lage druk en in de winter de afko e- ling tot extreem hoge druk. De lage druk heeft toestromende lucht en neerslag tot gevolg (natte moesson). De hoge druk leidt tot wegstromende droge lucht (droge moesson). Een voorbeeld is het optreden van moessons in Zuid Azië (bron 21). In juli vinden we boven Zuid-Azië door de sterke verhitting lage druk (hier ligt dan de ITCZ). De hoge druk van de meest zuidelijke Hadleycel ligt boven Noord-Australië. De hoge druk is hier door de wintersituatie in juli sterk ontwikkeld. In december is de situatie omgekeerd met extreem hoge druk in Zuid- Azië door sterke afkoeling en de lage druk boven Noord-Australië door sterke opwarming (hier ligt nu de ITCZ). Het resultaat in de vorm van een omkering van de windrichting tussen de seizoenen in Zuid-Azië is goed te zien in bron 21. De zuidwestpassaat in juli vormt een natte moesson en de noordoostpassaat in december een droge moesson.

BRON 22 Temperatuur en neerslag bij de hoofdindeling van het klimaatsysteem van Köppen. klimaat eisen aan temperatuur of neerslag A tropische regenklimaten temperatuur in de koudste maand boven 18 0 C (ongeveer de palmgrens) B droge klimaten jaarlijks overtreft de verdampingscapaciteit de neerslag C gematigde maritieme klimaten temperatuur in de koudste maand tussen 18 0 C en -3 0 C temperatuur in de warmste maand boven 10 0 C D continentale klimaten temperatuur in de koudste maand lager dan -3 0 C temperatuur in de warmste maand boven 10 0 C E polaire klimaten temperatuur van de warmste maand beneden 10 0 C (ongeveer de boomgrens) 4 / De klimaatgebieden op aarde 4.1 Klimaatindeling Het klimaat op aarde kan per gebied sterk verschillen. Een classifi catie van klimaten is daarom belangrijk. Heel vaak worden temperatuur GRENSWAARDEN bij indelingen gebruikt. De temperatuurgrenzen kunnen ook gekoppeld worden aan het voorkomen van bepaalde boomsoorten of landbouwgewassen (bijvoorbeeld boomgrens, palmgrens en wijngrens). Ook tal van andere criteria kunnen de basis vormen van een indeling. Denk bijvoorbeeld aan de omvang van neerslag en verdamping of de nabijheid van de zee. Al deze voorbeelden laten zien dat klimaatgrenzen arbitraire lijnen zijn. Geografi sche factoren hebben grote invloed op het verloop van klimaatgrenzen. Factoren als verschillen in geografi sche breedte, de ligging ten opzichte van zee en het voorkomen van gebergtes spelen hierbij een rol. Voor alle indelingen geldt dat klimaatgrenzen meestel geen scherpe grenzen zijn, maar geleidelijke overgangen. Geleidelijk zal er bijvoorbeeld sprake zijn van meer of minder neerslag of een hogere of lagere temperatuur. 4.2 De klimaatindeling volgens Köppen De klimaatindeling van Köppen wordt vaak gebruikt. Köppen is bij de indeling van de wereld in klimaatgebieden uitgegaan van de verschillen in plantengroei in de wereld. Je vindt in de wereld tropisch regenwoud, savanne, woestijn, steppe, gematigd loofwoud, naaldwoud enzovoort. Köppen heeft elk gebied met een bepaalde plantengroei wat betreft klimaat proberen te karakteriseren door dit te koppelen aan drie hoofdkenmerken: de gemiddelde temperatuur (per jaar, van de warmste maand, van de koudste maand), de gemiddelde neerslag (per jaar) en het seizoen waarin de neerslag valt. In de atlas kom je de hoofdindeling als volgt tegen: A (tropische regenklimaten), B (droge klimaten), C (maritieme klimaten van de gematigde zone), D (continentale klimaten) en E (polaire klimaten). De hoofdletters A, C, D en E zijn gekoppeld aan de gemiddelde temperatuur, die van A naar E afneemt (bron 22). De hoofdletter B is gekoppeld aan het voorkomen van droogte. Ten aanzien van de verdeling van de neerslag over de seizoenen kom je bij de A-, C- en D-klimaten de toevoeging f (feucht, neerslag in alle jaargetijden), s (sommertrocken, droge zomer) en w (wintertrocken, droge winter) tegen. De gedachte van Köppen om met behulp van de plantengroei een klimaatindeling te maken is natuurlijk niet zo gek. Elke plant heeft zijn eigen eisen ten aanzien van de hoogte van de temperatuur en de hoeveelheid vocht die aanwezig moet zijn. Nu het klimaatsysteem van Köppen eenmaal bestaat, wordt vaak omgekeerd geredeneerd. We zeggen dat elk klimaatgebied zijn eigen karakteristieke plantengroei heeft.

Clip 3 Een grote buffervoorraad warmte in zee De oceanen en zeeën hebben grote invloed op de klimaten op aarde. Verwonderlijk is dit niet, want bijna 70% van het oppervlak van de aarde bestaat uit zeewater. Door het grote oppervlak worden in zeewater enorme hoeveelheden zonnestraling opgevangen. Er vormt zich zo een grote buffervoorraad warmte, die gedeeltelijk en geleidelijk, zowel dag als nacht, aan de atmosfeer wordt afgegeven. Zeewater heeft hierdoor een MATIGENDE INVLOED op het klimaat van de omringende gebieden. Belangrijk hierbij is de hoogte van de zeewatertemperatuur in vergelijking met de temperatuur van het aangrenzende land. In de zomer is de opslag van warmte in het zeewater groot. Desondanks heeft het zeewater aan de oppervlakte toch een lagere temperatuur dan land, dat veel sneller opwarmt. De zee heeft hierdoor een verkoelende invloed op de temperatuur van het aangrenzende land. In de winter is er nog steeds veel warmte opgeslagen in het zeewater. De temperatuur van het zeewater is aan de oppervlakte nu hoger dan van het land, dat snel afkoelt. De zee heeft om die reden een verzachtende invloed: de koude op het land wordt getemperd. Zeewater heeft nog op een andere manier invloed op het klimaat. Door het grote wateroppervlak bevordert het de opname van waterdamp in de lucht. Als de vochtige lucht vervolgens moet opstijgen, kan er veel neerslag vallen. In Nederland bevordert het relatief warme zeewater in het najaar en de winter de opstijging. Koude lucht die naar ons land stroomt, wordt boven het zeewater opgewarmd en kan vooral in het kustgebied zorgen voor neerslag. BRON 23 Klimaatverklaring in schema. klimaat belangrijk kenmerk verklaring Af Hele jaar neerslag Hele jaar, onder invloed van lage druk in de ITCZ Aw Droge winter Neerslag in de zomer Soms moessons Neerslag in de zomer als de ITCZ boven het gebied ligt Droogte in de winter als de ITCZ opgeschoven is naar het andere halfrond Bij het moessonklimaat speelt het voorkomen van hoge druk door afkoeling van het continent een rol BW Woestijn, zeer droog Hele jaar onder invloed van subtropische hoge druk BS Steppegrassen, enige neerslag Overgangsklimaat (te droog voor boomgroei) Cs Cf Df Droge zomer Neerslag in de winter Maritiem klimaat Gematigde temperaturen Hele jaar neerslag Veel depressies Continentaal klimaat Groot verschil in temperatuur tussen zomer en winter Hele jaar neerslag, maar minder dan bij Cf Het subtropische hogedrukgebied ligt in de zomer boven dit gebied (door de verplaatsing van de ITCZ) In de winter brengen depressies neerslag. Westenwinden voeren veel depressies aan Nabijheid van de zee zorgt voor gematigde temperatuurverschillen tussen zomer en winter Matigende invloed van de zee ontbreekt Door landinwaartse ligging minder neerslag door depressies Clip 4 Klimaatverklaring: klimaatfactoren goed combineren Het verklaren van de klimaten in het klimaatsysteem van Köppen is een vak apart (bron 23). Je moet goed met de factoren kunnen spelen, die de temperatuur of neerslag in zomer en winter in een gebied bepalen. Bij de TEMPERATUUR spelen de geograāsche breedte, de afstand tot de zee en de hoogteligging een rol. De geograāsche breedte heeft door de invalshoek van de zon en door de daglengte invloed op de temperatuur. De afstand tot de zee is belangrijk, omdat de zee in de winter relatief warm en in de zomer relatief koud is. Echte landklimaten zijn daarom doorgaans in de winter erg koud en in de zomer erg warm, omdat de matigende invloed van de zee ontbreekt. Zeeklimaten zijn in de zomer relatief koel en in de winter relatief mild van temperatuur. D e NEERSLAG wordt vooral bepaald door de ligging en eventuele verplaatsing van lagedrukgebieden (neerslag) of hogedrukgebieden (droogte) tussen zomer en winter (zie bron 19 en 20). Ook reliëf kan ervoor zorgen dat lucht moet opstijgen (veel neerslag aan de loefzijde) of moet dalen (droogte aan de lijzijde). Een paar voorbeelden van klimaatverklaring 1. Het Af-klimaat heeft het hele jaar neerslag, wat alleen veroorzaakt kan worden door lage druk gedurende het hele jaar. Dit komt, omdat het klimaatgebied het hele jaar onder invloed staat van de ITCZ (bron 19). 2. Het BW-klimaat heeft permanente droogte. Dit komt, omdat het klimaatgebied het hele jaar onder invloed staat van het subtropische hogedrukgebied. 3. Het mediterrane klimaat (Cs-klimaat) heeft een droge zomer en dan dus hoge druk. Dit komt, omdat in de zomer het subtropische hogedrukgebied in samenhang met de verschuiving van de ITCZ naar hogere breedte is opgeschoven. Het ligt dan bijvoorbeeld boven het Middellandse-Zeegebied. De winters in het Cs-klimaat zijn neerslagrijk. Dit wordt veroorzaakt door het frequent voorkomen van lage druk (in de vorm van depressies). Het subtropische hogedrukgebied is dan weer naar lagere breedten verplaatst door de verschuiving van de ITCZ. Westenwinden zorgen voor de aanvoer van vochtige lucht van zee.

hoofdstuk 2 Klimaat en landschapszones op aarde 69 BRON 24 Rangorde in de mate van beïnvloeding van de geofactoren in een landschap. BRON 25 De landschapszones op aarde. landschapszone klimaat natuurlijke plantengroei polaire zone Et, Ef toendra, permafrost boreale zone Df, Dw naaldbos, permafrost (koud gematigde zone) gematigde zone Cf, Df zomergroen loofbos (koel gematigde zone) subtropische zone Cs altijd groene mediterrane vegetatie (warm gematigde zone) aride en semi-aride zone BW, woestijn, grassteppe BS tropische zone Af, Aw tropisch regenwoud, moessonbos, savanne BRON 26 Klimaat, vegetatie en bodem van noord naar zuid op het noordelijke halfrond. 5 / Landschapszones en klimaat 5.1 Het landschap: een samenhangende combinatie van geofactoren Wie op het land van de evenaar richting pool reist, ziet onderweg heel wat verschillen tussen de gebieden. De plantengroei wordt (in samenhang met het klimaat) anders en de kleur van de bodem verandert van roodachtig in de tropen naar meer bruin, zwart of grijs op hogere breedten. We vinden steeds andere diersoorten en de manier van inrichting door de mens verandert. Ook heeft ieder gebied zijn eigen opbouw van het reliëf en zijn eigen gesteentesoorten. Kortweg kunnen we zeggen dat in ieder gebied het landschap anders is. Met LANDSCHAP bedoelen we dan de totaliteit van een gebied zoals deze ontstaan is door de samenwerking van de GEOFACTOREN: gesteente en reliëf, klimaat, bodem, water, plantengroei (vegetatie), dierenwereld en de mens. De eigen combinatie van geofactoren maakt een landschap uniek. Zo zijn er op aarde heel wat unieke landschappen. Als een geofactor verandert, heeft dit door hun onderlinge samenhang gevolgen voor de andere geofactoren. Er is hierbij wel sprake van een rangorde in de mate van invloed (doorwerking) op de andere geofactoren (bron 24). Het klimaat heeft de hoogste positie in de rangorde. Dit wil zeggen dat een klimaatverandering op de andere geofactoren sterk zal doorwerken. Een droger wordend klimaat kan bijvoorbeeld betekenen dat bepaalde plantensoorten het niet meer redden. Omgekeerd zal een verandering in de plantengroei door toedoen van bijvoorbeeld de mens minder invloed hebben en niet betekenen dat het klimaat verandert. De mens neemt als geofactor een aparte positie in. Vaak beïnvloedt hij de andere geofactoren. De rangorde tussen de geofactoren bepaalt bij zijn ingrepen de mate van schadelijkheid. 5.2 Een ordening in landschapszones Op de schaal van de aarde kunnen we in het voorkomen van landschappen een ordening zien. In samenhang met verschillende geografi sche breedten en klimaat kunnen een aantal landschapszones worden onderscheiden (bron 25 en atlaskaart GB53 195D en 197 (GB52 181D)). De LANDSCHAPS- ZONES zijn aardomvattende natuurlijke gebieden, die wat betreft de opbouw en werking van klimaat, plantengroei, water en bodem een eenheid vormen. In iedere landschapszone zijn globaal bekeken de natuurlijke processen en ook de moge-

70 domein Aarde BRON 27 Kenmerken van een landschapszone. Klimaat (temperatuur, vorst, neerslag, wind) Natuurlijke plantengroei Bodemopbouw en bodemvocht Waterafvoer en stroomwijze rivieren Soort verwering Soort erosie Groeiseizoen landbouwgewassen Soort landbouwgewassen BRON 29 De transpiratie per jaar van plantengroei en landbouwgewassen in mm water (Nederland). gewas transpiratie in mm Gras 540 mm Wintertarwe 380 mm Zomergerst 300 mm Vroege aardappelen 200 mm Late aardappelen 370 mm Bieten 450 mm Akkerland 380-440 mm Loofbos 610 mm Naaldbos 680 mm BRON 28 Neerslag, verdamping en bodemvocht. lijkheden voor de mens gelijk (bron 27). Dit geldt bijvoorbeeld voor de stroming van rivieren, de soort verwering, de erosieprocessen, de bodemopbouw, de lengte van het groeiseizoen en de voedselproductie. De natuurlijke processen in een landschapszone hebben invloed op het ruimtelijke gedrag van mensen. Zo verschilt de behoefte aan bescherming tegen koude, warmte of vocht, wat vaak leidt tot een andere bouwwijze en kleding. Ook de inrichting van de landbouw is in iedere landschapszone anders. De mate van welvaart en de stand van de techniek zijn medebepalend voor hoe de mensen in een landschapszone kunnen omgaan met de natuurlijke processen. Landschapszones worden het meest duidelijk gekarakteriseerd door de plantengroei. Veranderingen in temperatuur, neerslag, vochthoeveelheid en bodem weerspiegelen zich direct zichtbaar in andere soorten planten en landbouwgewassen (bron 26). Omdat zulke veranderingen doorgaans geleidelijk verlopen, zijn landschapszones geen scherp begrensde gebieden. In het veld is er tussen de landschapszones sprake van geleidelijke overgangen. 5.3 Klimaat en bodemvocht bepalen de plantengroei Transpiratie en oppervlakteverdamping Het klimaat heeft grote invloed op de watervoorziening van planten. Voor hun groei hebben planten voedingsstoffen nodig, die ze opgelost in water via hun wortels uit de bodem opnemen. Het water transporteert de voedingstoffen door de plant en verdampt uiteindelijk via de huidmondjes aan de bladeren. Deze vorm van verdamping noemen we TRANSPIRATIE (bron 28). Kortweg kunnen we zeggen dat transpiratie nodig is voor de groei van planten. Gemiddeld transpireren planten tijdens het groeiseizoen ongeveer 400 mm water (bron 29). Hiertegenover moet een watervoorraad in de bodem staan die steeds door neerslag wordt aangevuld. De omvang ervan wordt sterk bepaald door het klimaat. De temperatuur heeft invloed op de omvang van een tweede vorm van verdamping. Het betreft de verdamping van het neerslagwater op het oppervlak van de bodem of de bladeren van planten: OPPERVLAKTE- VERDAMPING (bron 28). Wat na aftrek van de oppervlakteverdamping van de neerslag overblijft (de nuttige neerslag), kan de grond indringen en gebruikt worden voor

hoofdstuk 2 Klimaat en landschapszones op aarde 71 BRON 30 De landschapszones tijdens de laatste ijstijd (Weichselien). de transpiratie van de planten. De omvang ervan verschilt per plant en is vooral tijdens droge en warme perioden hoog. Vaak is tijdens het groeiseizoen in de zomer sprake van een situatie waarin de omvang van de totale verdamping (oppervlakteverdamping en transpiratie) de neerslag overtreft. De planten kunnen dan alleen blijven groeien als er tijdens voorgaande natte perioden een buffervoorraad water in de bodem is opgebouwd. Bij uitputting ervan ontstaat een vochttekort dat alleen door beregening of irrigatie kan worden opgelost. 5.4 De landschapszones in het geologische verleden De ligging van landschapszones is geen constant gegeven. Duidelijke veranderingen in het klimaat zullen de plantengroei en ook de andere geofactoren doen veranderen. Het meest duidelijke voorbeeld in het geologische verleden is het veranderen van de landschapszones tijdens de IJSTIJDEN (glacialen) in het pleistoceen. In Nederland daalde de julitemperatuur dan onder de 10 0 C (soms zelfs onder 5 0 C). Er was vanaf de polen sprake van een forse groei van ijskappen en een opschuiving van de koude klimaten en landschapszones naar de gematigde breedten (bron 30). In Nederland was het landschap vaak te vergelijken met de omstandigheden, zoals we die nu vinden in de boomloze polaire landschapszone met zijn toendraplanten of de boreale landschapszone met zijn naaldbos. Soms was het behalve zeer koud ook zeer droog en was er sprake van een poolwoestijn of steppe. De bodem was tot vele tientallen meters diepte permanent bevroren: permafrost (bron 38). Alleen de bovenlaag dooide in de zomer op. Na een ijstijd kwam in het pleistoceen altijd een TUSSENIJSTIJD of INTERGLACIAAL. De julitemperatuur kwam dan boven de 10 0 C en de polaire en boreale landschapszones schoven weer op richting pool. In Nederland was sprake van een gematigd, soms warmvochtig klimaat met zomergroen loofbos. Ruwweg was wat betreft plantengroei en opbouw van het landschap de situatie vergelijkbaar met het huidige Nederland. De huidige geologische periode (het holoceen) kun je het beste beschouwen als een tussenijstijd.