|
|
Hoofdstuk 3 - De Atmosfeer
|
|
|
| De atmosfeer is het gasvormige omhulsel van
de aarde en is door de zwaartekracht aan de
aarde gebonden. Zonder atmosfeer zou er op
aarde
geen leven mogelijk zijn. Zo weten we dat de
atmosfeer: |
| |
| - het zonlicht tempert tegen schadelijke
ultraviolette straling |
| - de energiebalans van de aarde in stand
houdt, zodat de aarde niet te warm of te
koud wordt. |
| |
| Het weer zoals wij dat ervaren speelt zich
geheel af in de onderste lagen van die
atmosfeer; maar hoe is ze opgebouwd en
waaruit bestaat dit gasvormige omhulsel van
de aarde? |
| De atmosfeer kan op basis van
temperatuurverandering met de hoogte
onderverdeeld worden in verschillende lagen
met namen als troposfeer, stratosfeer etc.
De overgangszones tussen de verschillende
lagen heten tropopauze, stratopauze
enzovoort. Hoewel de overgangen niet altijd
even scherp zijn, kan in het algemeen het
volgende worden aangehouden (zie figuur en
Tabel). Voor het weer zijn de troposfeer -
en in mindere mate de stratosfeer - het
belangrijkst; daarom gaan we op die twee
lagen wat verder in in de volgende
paragrafen.. |
| |
|
3.1.1
Troposfeer |
Dit is
de laag
tussen
het
aardoppervlak
en
gemiddeld
13 km
hoogte.
Boven de
polen is
de
troposfeer
als
gevolg
van de
lagere
temperaturen
ongeveer
8 km
dik,
terwijl
hij
boven de
tropen,
waar de
lucht
veel
warmer
is, tot
zo'n 16
km
reikt.
De
troposfeer
is met
name
voor ons
van
belang
omdat
zich
hierin
het weer
afspeelt. |
| |
| In de
troposfeer
neemt de
temperatuur
naar
boven
toe af
met
ongeveer
0,65
graad C
per 100
meter.
Verder
bevindt
bijna al
het in
de
atmosfeer
aanwezige
water
zich in
de
troposfeer.
Het
water
komt
voor in
vaste
toestand
(sneeuw
en ijs),
in
vloeibare
(wolkendruppels,
regen,
mist) én
in
gasvormige
(waterdamp). |
| |
Het
onderste
gedeelte
van de
troposfeer
heet de
atmosferische
grenslaag.
's
Nachts
is deze
enkele
tientallen
of
hooguit
enkele
honderden
meters
dik;
overdag
bedraagt
de
grenslaaghoogte
enkele
km. De
hoogte
van de
grenslaag
hangt
nauw
samen
met
stabiliteit
en
windsnelheid.
De
tropopauze
ligt aan
de
bovenzijde
van de
troposfeer
op het
niveau
waar de
temperatuur
niet
langer
afneemt
met de
hoogte.
De
temperatuur
bedraagt
er
ongeveer
-56
graden C
en
verandert
daar
niet of
nauwelijks
meer met
de
hoogte.
Een
luchtlaag
waarin
de
temperatuur
niet of
nauwelijks
verandert
met de
hoogte
heet een isotherme
laag. |
| |
|
3.1.2
Stratosfeer |
Boven de
troposfeer
bevindt
zich de
stratosfeer.
Daarin
is de
invloed
van het
weer nog
merkbaar
als de
toppen
van
grote
buiencomplexen
door de
tropopauze
heen
schieten.
Boven de
isotherme
laag van
circa 5
km dikte
neemt de
temperatuur
geleidelijk
toe tot
0 graden
C. Deze
toename
van
de
temperatuur
is het
gevolg
van het
vrijkomen
van
warmte
bij de
omzetting
van
zuurstof
in ozon.
In de
stratosfeer
wordt
voortdurend
ozon
aangemaakt
en
afgebroken
onder
invloed
van de
ultraviolette
zonnestraling. |
| |
Op een
hoogte
van 25
tot 35
km is de
verhouding
tussen
de
intensiteit
van de
zonnestraling
en het
aantal
zuurstofmoleculen
optimaal;
daar
treedt
dan ook
de
maximale
ozonconcentratie
op.
Op grotere hoogte is de zuurstof al verdwenen en omgezet in ozon; op lagere hoogte is
de zonnestraling al te veel verzwakt om het proces van ozonvorming nog effectief te laten verlopen. |
| |
| 3.2 Samenstelling van de lucht |
| De lucht aan het aardoppervlak is een
mengsel
van een groot aantal verschillende gassen.
De gassen die in de grootste hoeveelheid
voorkomen zijn stikstof (N2), zuurstof (O2)
en
argon (A)
met respectievelijk ongeveer 78,
21
en 1% van het totale volume (zie figuur).
Verder komen er nog zogenoemde sporengassen
voor in zeer kleine hoeveelheden, die worden
uitgedrukt in aantal deeltjes per miljoen
totaal aantal deeltjes (p.p.m.)
Gassen als kooldioxide (CO2; bekend van het
broeikaseffect en van de opwarming van de
aarde) en waterdamp (H2O) komen in
wisselende concentraties voor. |
| |
Water is verreweg de invloedrijkste
component in onze atmosfeer. Het komt voor
als vloeibaar water, als waterdamp en als
ijs en dan ook nog in
sterk wisselende
hoeveelheden.
Verder speelt het een belangrijke
rol bij de warmte- en
energiehuishouding van de atmosfeer.
Om het belang van water aan te tonen
nemen we als voorbeeld bewolking,
die zoals bekend uit
waterdruppeltjes en of ijskristallen
bestaat. Wolken kunnen
zonnestraling
absorberen of reflecteren,
Hierdoor bereikt uiteindelijk maar
een gedeelte van de zonnestraling
het aardoppervlak. |
| |
| Alle water in de atmosfeer is
afkomstig van het aardoppervlak waar
het verdampt uit oceanen, meren en
rivieren; het wordt vervolgens met
luchtbewegingen omhoog gevoerd.
Hierdoor bevindt zich het grootste
gedeelte van de aanwezige waterdamp
in het onderste deel van de
troposfeer.
Naar boven toe neemt de hoeveelheid
snel af; vooral boven de 10 km is de
geringe hoeveelheid waterdamp
duidelijk merkbaar. Het belang van
waterdamp voor het weer komt in
hoofdstuk 'Luchtvochtigheid' (6)
verder aan bod. |
| |
| |
|
3.3 Luchtdruk en luchtdrukpatronen |
| |
| De luchtdruk is de kracht die het
gewicht van een luchtkolom in de
atmosfeer op een oppervlak uitoefent
(zie figuur onder links). In de
weerberichten wordt de luchtdruk
opgegeven in
hectopascal (hPa). Alle
gassen die aanwezig zijn in de
atmosfeer dragen bij aan de
luchtdruk, dus kan gezegd
worden dat luchtdruk de som is van
alle drukken, die de gassen in de
lucht elk afzonderlijk uitoefenen.
De luchtdruk is afhankelijk van de
dichtheid
en de samenstelling van de lucht.
Hoe groter de hoogte boven het
aardoppervlak, hoe kleiner het
gewicht van de resterende luchtkolom
zal zijn, de luchtdruk neemt dus af
met toenemende hoogte (zie figuur
onder rechts).
|
 |
| De luchtdruk is de kracht die het gewicht van een luchtkolom
in de atmosfeer op het aardoppervlak uitoefent. |
|
|
 |
| Hoe groter de hoogte boven het aardoppervlak, hoe kleiner het gewicht van de resterende luchtkolom zal zijn, de luchtdruk neemt af
met toenemende hoogte. |
|
|
|
|
Hoewel
de
atmosfeer
onafgebroken
op
zoek
is
naar
evenwicht
zal
er
toch
geen
stroming
tot
stand
komen
van
de
hoge
druk
naar
de
lagere
druk
in
de
verticaal.
Dit
heeft
te
maken
met
het
feit
dat
er
evenwicht
is
tussen
de
opwaartse
gerichte
kracht
(van
hoge
druk
naar
lage
druk)
en
de
neerwaarts
gerichte
zwaartekracht.
Dit
evenwicht
van
krachten
noemen
we
hydrostatisch
evenwicht. |
|
|
|
De luchtdruk
wordt gemeten
met een
barometer.
Daarop staat de
luchtdruk vaak
nog aangegeven
in millibar. Een
millibar is
gelijk
aan 1 hectopascal. De
meeste
barometers
bevatten een
luchtledig
doosje dat
afhankelijk van
de
drukverandering
meer of minder
ingedrukt wordt;
dat is
bijvoorbeeld het
geval bij de
hiernaast
afgebeelde
barometer.
De
beweging wordt
overgebracht op
een wijzerplaat,
waarop de
luchtdruk kan
worden
afgelezen. |
|
|
|
Om de luchtdruk
van
verschillende
plaatsen te
kunnen
vergelijken,
wordt de gemeten
luchtdruk
herleid naar
zeeniveau. Op
weerkaarten
worden lijnen
getrokken van
plaatsen met
gelijke
luchtdruk;
dergelijke
lijnen noemt men
isobaren.
Hierdoor is het
mogelijk om
luchtdrukpatronen
op de weerkaart
waar te nemen.
|
|
|
 |
| Met een barometer wordt de luchtdruk gemeten |
|
| We onderscheiden: |
| |
- hogedrukgebieden, waar de weerkaart
gesloten isobaren laat zien rond
een
gebied met relatief hoge luchtdruk. |
- lagedrukgebieden, met gesloten
isobaren rond een gebied met
relatief
lage luchtdruk |
| - troggen, uitlopers van
lagedrukgebieden |
| - ruggen, uitlopers van
hogedrukgebieden. |
- zadelgebieden; deze liggen tussen
twee gebieden van lage druk en
twee
van hoge druk in. |
|
|
 |
| Afname van de luchtdruk met de hoogte |
|
|
|
We hebben al gezien dat de luchtdruk
afneemt met toenemende hoogte, maar
deze afname is niet constant. Dit
heeft te maken met het feit dat
de atmosfeer is opgebouwd uit
gassen.
Een van de eigenschappen van
gassen is dat ze zijn samen te
drukken. Hierdoor wordt vooral de
lucht
nabij het aardoppervlak sterk
samengedrukt onder het gewicht van
de bovenliggende luchtkolom.
Bekijken we nu een kg lucht aan het
aardoppervlak en vergelijken we die
met dezelfde hoeveelheid op
bijvoorbeeld 5500 meter dan blijkt
dat de luchtdichtheid op die hoogte
ongeveer de helft is van hetgeen we
op zeeniveau meten. Maar op 16
kilometer is dit nog maar een tiende
van hetgeen we onderin meten.
We kunnen dus stellen dat de
grootste luchtdichtheid, dus
relatief meer luchtdeeltjes,
voorkomt nabij het aardoppervlak en
dat de lucht ijler wordt naarmate we
hoger komen.
De afhankelijkheid van
luchtdruk en luchtdichtheid is
hiermee duidelijk gemaakt, maar er
speelt nog een grootheid een
rol en dat is de temperatuur. De
temperatuur is van belang omdat
bij
een verhoging van temperatuur de
luchtdichtheid minder zal worden.
Deze kenmerken van een gas werden
door de natuurkundigen Boyle en
Gay-Lussac in de bekende gaswet
vastgelegd. |
 |
| Weerkaart met een hogedrukgebied (H), talrijke lagedrukgebieden (L) en isobaren ('gewone' lijnen). Geheel links op de kaart is een rug van hoge luchtdruk zichtbaar. De kale dikke blauwe lijnen zijn troggen. Geheel linksboven ligt bij New Fouindland
een zadelgebied. Verder
bevat
de weerkaart
warmtefronten koufronten en
occlusies; deze weersystemen
komen aan bod
in hoofdstuk
12. |
| |
| 3.5 Verticaal evenwicht en stabiliteit |
| |
Tot de meteorologische metingen die
door het KNMI worden uitgevoerd,
behoort de bepaling van luchtdruk,
temperatuur, luchtvochtigheid en
wind
in de luchtlagen tot ongeveer 20
kilometer hoogte. Daarvoor wordt
dagelijks op internationaal
vastgestelde waarneemstations en
waarneemtijden
(00 en12 UTC, Universal Time Co-ordinated) een ballon opgelaten
met daaraan een radiosonde. |
| |
Deze radiosonde bevat een aantal
meetinstrumenten waarmee
bovengemelde elementen bepaald of
afgeleid kunnen worden.
Met de
meetgegevens kunnen we bijvoorbeeld
een grafiek maken met het verloop
van
de
temperatuur
en
van
de
vochtigheid
met
de
hoogte.
Meestal
lopen
de
temperatuurkrommen
niet verticaal; de temperatuur neemt namelijk af met de hoogte. Dat komt doordat ook de luchtdruk afneemt met de hoogte; als een warme luchtbel opstijgt, komt ze terecht in een omgeving waar de luchtdruk lager is. Om evenwicht te krijgen tussen de omgeving en
de luchtbel, zet deze uit. De energie die nodig is om die uitzetting te bewerkstelligen wordt onttrokken aan diezelfde
luchtbel, waardoor afkoeling optreedt. |
| |
| Het verloop van temperatuur en
vochtigheid met de hoogte wordt voor
iedere radiosonde-oplating getekend
in een speciaal diagram. Om het
diagram makkelijk te kunnen lezen,
staan er lijnen in van constante
hoogte (horizontaal/ evenwijdig aan
de x-as) en van constante
temperatuur (verticaal/ evenwijdig
aan de y-as). Bovendien zijn nog
twee extra lijnen voorgedrukt, die
minder voor zích spreken |
 |
|
Ballon met radiosonde |
|
|
 |
|
Mengverhouding op groter
hoogte |
|
| Droog adiabaten: |
deze lijnen laten zien hoe de
temperatuur van droge, opstijgende
lucht afneemt met de hoogte ten
gevolge van de afname van de
luchtdruk.
De temperatuurafname bedraagt
ongeveer 1 graad per 100 m. |
| |
| Verzadigd adiabaten: |
deze lijnen laten zien hoe de
temperatuur van opstijgende lucht
verandert met de hoogte ten gevolge
van de afname van de luchtdruk, als
er
tegelijkertijd sprake is van
condensatie in opstijgende lucht of
verdamping in dalende lucht. Door de
afkoeling van de lucht kan deze
namelijk oververzadigd raken. De bij
de optredende condensatie
vrijkomende condensatiewarmte
beperkt de temperatuurafname ten
gevolge van de
uitzetting van de lucht. De
temperatuurafname bedraagt nu in de
onderste lagen van de atmosfeer
slechts 0,6 graad per 100m.
Op
grotere hoogte
is het kouder en daardoor is er
minder vocht aanwezig; daardoor komt
er minder condensatiewarmte vrij en
zijn de verschillen tussen droog- en natadiabaten dus kleiner dus
kleiner. |
| |
| Met behulp van de diagrammen is het
mogelijk te bepalen of de atmosfeer
stabiel is of onstabiel. In een
onstabiele atmosfeer ontwikkelen
zich gemakkelijk stapelwolken, die
soms tot een bui kunnen uitgroeien.
In een stabiele atmosfeer wordt de
vorming van stapelwolken en buien
juist bemoeilijkt; wel kan er
overlast ontstaan door
luchtverontreiniging. De atmosfeer
is stabiel als de gemeten
temperatuur minder afneemt met de
hoogte dan de adiabatische
temperatuurverandering aangeeft. |
| |
| Lucht die probeert op te stijgen, is
dan kouder en dus zwaarder dan de
lucht in de omgeving en zakt
daardoor weer terug naar het niveau
waar hij vandaan kwam. De atmosfeer
is onstabiel als
de temperatuur
sterker afneemt dan de adiabatische
temperatuurverandering aangeeft.
Opstijgende lucht is dan warmer, en
daardoor lichter dan zijn omgeving,
zodat hij nog verder door blijft
stijgen. Natuurlijk kan het
temperatuurverloop
met de hoogte ook de adiabatische
temperatuurverandering volgen; in
dat geval is de atmosfeer
neutraal. |
| |
 |
|
Neutrale atmosfeer: de gemeten temperatuur (zwarte getrokken lijn) neemt ongeveer evenveel
af met de hoogte als de adiabatische temperatuurverandering (rode streepjeslijn) aangeeft |
|
|
 |
| Stabiele atmosfeer: de gemeten temperatuur neemt (zwarte getrokken lijn) minder af met de hoogte dan
de adiabatische temperatuurverandering
(rode streepjeslijn) aangeeft. |
|
| |
| 3.6 Waarnemen en monitoren
van de atmosfeer |
| |
| Voor het maken van
weersverwachtingen en voor het
monitoren van het klimaat is het van
belang om de toestand van de
atmosfeer goed te kennen en te
volgen. Om dat te kunnen doen zijn
talrijke meetsystemen ontwikkeld en
in routinematig gebruik.
Het meest 'klassiek' is het
waarneemstation voor
oppervlaktewaarnemingen. Een
waarnemer registreert temperatuur,
vochtigheid, bewolking, zicht
en talrijke andere meteorologische
grootheden. De
oppervlaktewaarnemingen worden ook
verricht vanaf schepen. Overigens
wordt het waarnemen wereldwijd meer
en meer geautomatiseerd, zodat het
aantal automatische waarneemstations
en automatische meetboeien sterk
toeneemt. |
| |
 |
|
Overzicht van methoden van weerwaarneming |
|
|
 |
|
Radarbeelden |
|
| Gedurende de Tweede Wereldoorlog
ontdekte men dat op radarschermen
niet alleen vijandige vliegtuigen te
zien waren, maar ook
neerslaggebieden. Na de oorlog werd
deze toepassingsmogelijkheid van de
radar verder ontwikkeld en benut.
Neerslagmetingen met radar zijn een
vorm van meten-op-afstand vanaf het
aardoppervlak Ook andere
meteorologische grootheden kunnen
vanaf de grond op afstand gemeten
worden; zo bepaalt men wind,
temperatuur- en vochtprofielen met
dopplerradars en akoestische en
optische meetapparatuur. |
 |
|
Automatisch KNMI-waarneemstation Hoogeveen |
|
|
 |
|
KNMI-Meetmast te Cabauw |
|
| |
Naast waarnemingen van het
aardoppervlak zijn er ook gegevens
nodig van hogere niveaus in de
atmosfeer. Meetmasten komen hooguit
enkele honderden meters hoog. De
hoogste meetmast
van Nederland staat
in Cabauw en is 225m hoog.
Aanvankelijk werkte men om wat hoger
te
komen wel met vliegers, maar
tegenwoordig gebruikt men
radiosondes, die omhoog gelaten
worden
aan een ballon. De
radiosondes meten temperatuur,
vochtigheid, luchtdruk, wind en
hoogte. De gegevens worden
opgevangen in een grondstation en
doorgesluisd naar meteorologische
gebruikers
overal ter wereld. Verder werkt men
nu ook steeds meer met
vliegtuigwaarnemingen om informatie
te verkrijgen over de toestand van
de bovenlucht. Op veel lijnvluchten
van commerciële
luchtvaartmaatschappijen gaat
apparatuur mee om temperatuur, vocht
en wind te kunnen bepalen op
vlieghoogte. |
| |
 |
|
Beeld Meteosat |
|
|
 |
 |
|
Zeewater temperatuur |
|
| |
| Sinds 1960 worden weersatellieten
ingezet om de atmosfeer te
monitoren. De eerste weersatellieten
leverden uitsluitend beelden van
aardoppervlak en bewolking. Nu zijn
de satellieten omvangrijke
meetplatforms vanwaaruit allerlei
meteorologische metingen worden
verricht. Men spreekt van 'remote
sensing: meten op afstand'. Naast
wolkenbeelden leveren de satellieten
gegevens over temperatuur,
vochtigheid en wind op verschillende
hoogtes in de atmosfeer. Ook kan men
de data bewerken tot allerlei
producten, bijvoorbeeld een beeld
met zeewatertemperaturen. |
| |
|
Bron:
Weerkunde -
Meteorologie voor
iedereen (Kees
Floor) |
|
|
|
|
