|
|
|
De atmosfeer van de aarde is het gasvormige omhulsel dat de aarde omringt, dat wij lucht noemen. Droge lucht bestaat uit 78,087% stikstof, 20,95% zuurstof, 0,93% argon,
0,041% koolstofdioxide en sporen van andere gassen. De atmosfeer beschermt het leven
op aarde door ultraviolette zonnestraling te filteren, het oppervlak op te warmen door warmte vast te houden (broeikaseffect) en de temperatuurverschillen tussen dag en nacht gedeeltelijk te verminderen. |
| |
Wolken, soms vloeibaar, soms vast, worden niet als bestanddelen van de atmosfeer beschouwd. Aan de andere kant vertegenwoordigt de waterdamp in vochtige lucht
gemiddeld 0,25% van de totale massa van de atmosfeer2. Waterdamp heeft de opmerkelijke bijzonderheid dat het de enige vloeistof in de atmosfeer van de aarde is die in staat is snel van fase te veranderen (vast, vloeibaar, gas), hoofdzakelijk afhankelijk van de temperatuur, en waarvan de concentratie zeer variabel is in tijd en ruimte. Warmte heeft de neiging om de lucht en de luchtvochtigheid te laten stijgen, terwijl de atmosferische druk en temperatuur afnemen met de hoogte in de troposfeer. |
|
|
 |
| De atmosfeer van de aarde. |
|
Er is geen precieze grens tussen de atmosfeer en de ruimte, omdat deze steeds dunner wordt voordat deze voortdurend in de ruimte verdwijnt.
Uit de waarneming van de variatie in de dichtheid van aardse gassen kan echter worden vastgesteld dat de dikte van de aardse atmosfeer varieert tussen 350 en 800 km afhankelijk van de zonneactiviteit, waarbij de gemiddelde dikte ongeveer 600 km bedraagt. Deze limiet komt overeen met
de grens tussen de thermosfeer en de exosfeer. |
| |
De wetenschappelijke literatuur vermeldt andere definities van de grens van de atmosfeer van de aarde volgens verschillende parameters. Bijvoorbeeld 31 km: drempel waaronder 99% van de massa van de atmosfeer ligt; 80 km: basis van de ionosfeer; 1.000 km: grens vanaf waar
de dichtheid van gassen niet langer te onderscheiden is van die welke voortkomt uit zonnewind; 50.000 km: grens van de exosfeer |
| |
| De Kármán-lijn, 100 km verderop, wordt door de Internationale Luchtvaartfederatie beschouwd als de grens tussen de atmosfeer en de ruimte. |
| |
De grens tussen de aardse atmosfeer en de zonneatmosfeer is niet precies gedefinieerd: de externe grens van de atmosfeer komt overeen met de afstand waarop de atmosferische gasmoleculen bijna niet langer onderhevig zijn aan aardse aantrekkingskracht en de interacties van zijn magnetisch veld. Deze omstandigheden gelden op een hoogte die varieert met de breedtegraad: ongeveer 60 km boven de evenaar en 30 km boven de polen. Deze waarden zijn echter slechts indicatief: het magnetische veld van de aarde wordt namelijk voortdurend vervormd door de zonnewind.
De dikte van de atmosfeer varieert daarom aanzienlijk. Bovendien wordt de atmosfeer, net als oceaanwater, beïnvloed door de rotatie van het aarde-maansysteem en zwaartekrachtinterferentie van de maan en de zon. Omdat gasmoleculen, lichter en minder aan elkaar gebonden dan zeewatermoleculen, grote bewegingsmogelijkheden hebben, zijn atmosferische getijden een veel groter fenomeen dan oceanische getijden. |
| |
| Het grootste deel van de atmosferische massa bevindt zich dicht bij het oppervlak: de lucht wordt op grote hoogte zeldzamer en de druk neemt af, dit kan worden gemeten met een hoogtemeter of een barometer. |
| |
De atmosfeer is verantwoordelijk voor een broeikaseffect dat het aardoppervlak opwarmt. Zonder dit zou de gemiddelde temperatuur op
aarde −18°C zijn, vergeleken met 15°C momenteel. Dit broeikaseffect komt voort uit de eigenschappen van gassen met betrekking tot elektromagnetische golven. |
| |
| Gedetailleerde chemische samenstelling |
| |
De gassen in de atmosfeer worden voortdurend gemengd, de atmosfeer is niet homogeen, zowel qua samenstelling als qua fysieke kenmerken.
De concentratie van minderheidscomponenten, en in het bijzonder verontreinigende stoffen, is zeer heterogeen op het aardoppervlak, omdat er
zeer lokale bronnen van emissies bestaan, hetzij gekoppeld aan menselijke activiteit zoals fabrieken, binnen- of buitenlucht, enz. of aan natuurlijke processen zoals geothermische energie, afbraak van organisch materiaal, enz. |
| |
| Belangrijkste bestanddelen |
Op zeeniveau bestaat droge lucht voornamelijk uit 78,1% stikstof en 20,9% zuurstof. De resterende 1% wordt gedomineerd door 0,93% argon
en 0,04% koolstofdioxide. Het bevat ook sporen van andere chemische elementen, kleine gassen, waarvan het aandeel varieert met de hoogte. Deze vormen minder dan 0,03% van de atmosfeer. Het gaat vooral om zeldzame gassen: neon, helium, krypton, xenon en radon. Onder deze bestanddelen vallen onder de broeikasgassen waterdamp, koolstofdioxide, methaan, stikstofoxide en ozon. |
| |
|
| |
| |
 |
| |
| Andere elementen van natuurlijke oorsprong zijn in kleinere hoeveelheden aanwezig, waaronder stof (meegebracht door bijvoorbeeld de luchtlaag van de Sahara), pollen en sporen, maar ook virussen en bacteriën. Naast verontreinigende stoffen zijn er ook veel aërosolen van natuurlijke of antropogene oorsprong in de lucht aanwezig. Dit zijn met name CO (in tegenstelling tot wat vaak wordt gedacht is CO2 geen luchtverontreinigende stof maar een broeikasgas dat weinig directe gevolgen heeft voor de gezondheid8), fijnstof, koolstofoxiden, stikstof, chloor (elementaire of vooral verbindingen), fluor (verbindingen), kwik en zwavel (verbindingen zoals SO2). Landbouwgebieden zijn ook bronnen van methaan (vergisting van drijfmest, rijstvelden), pesticiden (min of meer oplosbaar in de lucht of in de luchtvochtigheid, afhankelijk van hun dampdruk), stikstof (uit meststoffen). Raketten en vliegtuigen vervuilen ook de atmosfeer door de verbranding van hun brandstof. |
| |
| Water |
| Het gehalte aan water in de aardatmosfeer is sterk wisselend. Het komt voor als gas in de vorm van waterdamp, als vloeistof (condens) in de vorm van mist, terwijl wolken (condens of ijskristallen) en neerslag (regen, sneeuw, hagel) als vloeibaar of als vast water kunnen voorkomen. |
| |
| Water heeft een grote invloed op de energiebalans in de atmosfeer en speelt, naast kooldioxide en methaan, een rol bij het broeikaseffect, dat warmte vasthoudt. Water en waterdamp spelen, middels verdamping en condensatie, tevens een belangrijke rol bij het warmtetransport tussen verschillende luchtlagen, en door luchtstromingen bij het warmtetransport van warmere delen op aarde naar koelere streken. Bijna alle waterdamp, water en ijs in de dampkring bevindt zich in de troposfeer. |
|
|
 |
|
| |
| Koolstofdioxide |
| Van 1959 tot 2016 is de hoeveelheid koolstofdioxide (CO2) met 26% toegenomen, van 316 ppm tot 404 ppm. Het volumepercentage van CO2 is daarmee met 0,0088%-punt gestegen tot 0,0404%. Het massa-aandeel van koolstofdioxide in de atmosfeer is circa 0,1%. Dat is hoger dan het volume-aandeel, omdat de molecuulmassa van CO2 hoger is (ongeveer 44 gram/mol) dan die van distikstof (N2: ongeveer 28 gram/mol) en dizuurstof (O2: ongeveer 32 gram/mol). |
| |
| Sporenstoffen |
Een klein deel van de atmosfeer bestaat uit vaste sporenstoffen of aerosol. In de troposfeer zijn deze voornamelijk afkomstig van het
aardoppervlak. Dit kan vulkaanas zijn, maar ook zand en stof dat door de wind uit droge gebieden over zeer grote afstanden over zee kan worden gevoerd. Zo is zand uit de Sahara aangetroffen tot boven de Antillen, de Britse eilanden, Nederland en Scandinavië, en is stof uit de Australische woestijn aangetroffen boven de Timorzee en de Tasmanzee. |
| |
Door opwaaiende golven en de daaropvolgende verdamping komen er zoutdeeltjes in de lucht terecht. Daarnaast stralen in de bodem aanwezige uranium en thorium radioactieve deeltjes de atmosfeer in. In minimale hoeveelheden bevindt zich ook meteorieten-stof in de troposfeer. Verder zorgen verkeer, industrie en bosbranden voor veel verontreinigingen in de atmosfeer. Het aantal aerosoldeeltjes varieert sterk, van zo'n 1000 deeltjes per cm³ boven de oceanen, tot meer dan 100.000 deeltjes per cm³ boven stedelijke gebieden. Deze deeltjes kunnen optreden als condensatiekern bij de vorming van wolken. Verwijdering van verontreinigingen uit de atmosfeer gebeurt op twee manieren: droog door vegetatie,
en nat (80 tot 90% van de filtering) via uitregenen. |
| |
| Boven 90 km hoogte verandert de samenstelling van de lucht door fotodissociatie. Hierbij vallen, onder invloed van energierijke ultraviolette straling, moleculen O2 en N2 uiteen in atomen en ionen. |
| |
| Verticale thermische structuur van de atmosfeer |
| |
Over het algemeen nemen de luchtdruk en de dichtheid af met de hoogte in de atmosfeer. De temperatuur heeft echter een ingewikkelder profiel met de hoogte,
en kan in sommige regio's relatief constant blijven of zelfs toenemen met de hoogte (zie het temperatuurgedeelte hieronder). Omdat het algemene patroon van het temperatuur-/hoogteprofiel, of de vervalsnelheid, constant is en meetbaar is door middel van geïnstrumenteerde ballonpeilingen, biedt het temperatuurgedrag een bruikbare maatstaf om atmosferische lagen te onderscheiden. Op deze manier kan
de atmosfeer van de aarde worden verdeeld (atmosferische stratificatie genoemd) in vijf hoofdlagen: troposfeer, stratosfeer, mesosfeer, thermosfeer en exosfeer. De hoogten van de vijf lagen zijn als volgt: |
| |
| - Exosfeer: 700 tot 10.000 km |
| - Thermosfeer: 80 tot 700 km |
| - Mesosfeer: 50 tot 80 km |
| - Stratosfeer: 12 tot 50 km |
| - Troposfeer: 0 tot 12 km |
| |
| De Exosfeer |
De exosfeer is de buitenste laag van de atmosfeer van de aarde, hoewel deze zo
dun is dat sommige wetenschappers deze eerder als onderdeel van de interplanetaire ruimte dan als onderdeel van de atmosfeer beschouwen. Het strekt zich uit van de thermopauze ook bekend als de exobasis aan de bovenkant van de thermosfeer tot een slecht gedefinieerde grens met de zonnewind en het interplanetaire medium.
De hoogte van de exobasis varieert van ongeveer 500 kilometer tot
ongeveer 1.000 kilometer in tijden van hogere inkomende zonnestraling. |
| |
 |
| Verticaal temperatuurprofiel in de lagen van de atmosfeer |
|
De bovengrens varieert afhankelijk van de definitie. Verschillende autoriteiten zijn van mening dat het eindigt op ongeveer 10.000 kilometer of ongeveer 190.000 kilometer ongeveer halverwege de maan, waar de invloed van de zwaartekracht van de aarde ongeveer hetzelfde is als de stralingsdruk van zonlicht. De geocorona die zichtbaar is in het verre ultraviolet
die wordt veroorzaakt door neutraal waterstof, strekt zich uit tot minstens 100.000 kilometer. |
| |
Deze laag bestaat voornamelijk uit extreem lage dichtheden van waterstof, helium en verschillende zwaardere moleculen, waaronder stikstof, zuurstof en koolstofdioxide dichter bij de exobase. De atomen en moleculen liggen zo ver uit elkaar dat ze honderden kilometers kunnen reizen zonder met elkaar in botsing te komen. De exosfeer gedraagt zich dus niet langer als een gas en de deeltjes ontsnappen voortdurend de ruimte in. Deze vrij bewegende deeltjes volgen ballistische trajecten en kunnen in en uit de magnetosfeer of de zonnewind migreren. Elke seconde verliest de aarde ongeveer 3 kg waterstof,
50 g helium en veel kleinere hoeveelheden andere bestanddelen. |
| |
| De exosfeer bevindt zich te ver boven de aarde om meteorologische verschijnselen mogelijk te maken. De aurora's op aarde - de aurora borealis (noorlicht) en aurora australis (zuidlicht) - komen echter soms voor in het onderste deel van de exosfeer, waar ze elkaar overlappen in de thermosfeer. De exosfeer bevat veel van de kunstmatige satellieten die in een baan om de aarde draaien. |
| |
| De Thermosfeer |
De thermosfeer is de op één na hoogste laag van de atmosfeer van de aarde. Het strekt zich uit van de mesopauze die
het scheidt van de mesosfeer op een hoogte van ongeveer 80 km tot aan de thermopauze op een hoogtebereik van
500-1000 km. De hoogte van de thermopauze varieert aanzienlijk als gevolg van veranderingen in de zonneactiviteit. Omdat de thermopauze aan de ondergrens van de exosfeer ligt, wordt deze ook wel de exobasis genoemd. Het onderste deel van de thermosfeer, 80 tot 550 kilometer boven het aardoppervlak, bevat de ionosfeer. |
| |
| De temperatuur van de thermosfeer neemt geleidelijk toe met de hoogte en kan oplopen tot 1500 ° C (2700 ° F), hoewel de gasmoleculen zo ver uit elkaar staan dat de temperatuur ervan in de gebruikelijke zin niet erg betekenisvol is. De lucht is zo ijl dat een individueel molecuul (bijvoorbeeld zuurstof) gemiddeld 1 kilometer aflegt tussen botsingen met andere moleculen. Hoewel de thermosfeer een groot aantal moleculen met hoge energie bevat, zou deze voor een mens in direct contact niet warm aanvoelen, omdat de dichtheid ervan te laag is om een aanzienlijke hoeveelheid energie naar of van de huid te geleiden. |
| |
| Deze laag is volledig wolkenloos en vrij van waterdamp. Niet-hydrometeorologische verschijnselen zoals het noorderlicht en het noorderlicht worden echter af en toe waargenomen in de thermosfeer. Het internationale ruimtestation draait in deze laag, tussen 350 en 420 km Het is deze laag waar veel van de satellieten in een baan om de aarde aanwezig zijn. |
| |
| De Mesosfeer |
De mesosfeer is de derde hoogste laag van de atmosfeer van de aarde en beslaat het gebied boven de stratosfeer en
onder de thermosfeer. Het strekt zich uit van de stratopauze op een hoogte van ongeveer 50 km tot de mesopauze op
80-85 km boven zeeniveau. |
| |
| De temperatuur daalt met toenemende hoogte tot aan de mesopauze die de top van deze middelste laag van de atmosfeer markeert. Het is de koudste plek op aarde en heeft een gemiddelde temperatuur van ongeveer -85 ° C (-120 ° F; 190 K). |
| |
| Net onder de mesopauze is de lucht zo koud dat zelfs de zeer schaarse waterdamp op deze hoogte kan condenseren tot polair-mesosferische nachtlichtende wolken van ijsdeeltjes. Dit zijn de hoogste wolken in de atmosfeer en kunnen met het blote oog zichtbaar zijn als zonlicht er ongeveer een uur of twee na zonsondergang of op vergelijkbare wijze vóór zonsopgang op weerkaatst. Ze zijn het duidelijkst zichtbaar wanneer de zon ongeveer 4 tot 16 graden onder de horizon staat. |
| |
Door bliksem veroorzaakte ontladingen, bekend als transient luminous events (TLE's), vormen zich af en toe in de mesosfeer boven troposferische onweerswolken. De mesosfeer is ook de laag waar de meeste meteoren verbranden als
ze de atmosfeer binnenkomen. Het is te hoog boven de aarde om toegankelijk te zijn voor straalvliegtuigen en ballonnen, en te laag om orbitale ruimtevaartuigen mogelijk te maken. De mesosfeer is voornamelijk toegankelijk via sonderingsraketten en raketaangedreven vliegtuigen. |
|
|
 |
| |
| De Stratosfeer |
| De stratosfeer is de op één na laagste laag van de atmosfeer van de aarde. Het ligt boven de troposfeer en wordt ervan gescheiden door de tropopauze. Deze laag strekt zich uit vanaf de top van de troposfeer op ongeveer 12 km boven het aardoppervlak tot aan de stratopauze op een hoogte van ongeveer 50 tot 55 km. |
| |
De atmosferische druk aan de bovenkant van de stratosfeer is ongeveer 1/1000 van de druk op zeeniveau. Het bevat de ozonlaag, het deel van
de atmosfeer van de aarde dat relatief hoge concentraties van dat gas bevat. De stratosfeer definieert een laag waarin de temperatuur stijgt met toenemende hoogte. Deze temperatuurstijging wordt veroorzaakt door de absorptie van ultraviolette straling (UV) van de zon door de ozonlaag, waardoor turbulentie en vermenging worden beperkt. Hoewel de temperatuur tijdens de tropopauze -60 ° C (-76 ° F; 210 K) kan zijn, is de top
van de stratosfeer veel warmer en kan deze bijna 0 ° C zijn. |
| |
| Het stratosferische temperatuurprofiel zorgt voor zeer stabiele atmosferische omstandigheden, waardoor de stratosfeer de weerproducerende luchtturbulentie mist die zo wijdverspreid is in de troposfeer. Bijgevolg is de stratosfeer vrijwel volledig vrij van wolken en andere vormen van weer. Er worden echter af en toe polaire stratosferische of parelmoerachtige wolken waargenomen in het onderste deel van deze laag van de atmosfeer, waar de lucht het koudst is. De stratosfeer is de hoogste laag die toegankelijk is voor straalvliegtuigen. |
| |
| De Troposfeer |
| De troposfeer is de laagste laag van de atmosfeer van de aarde. Het strekt zich uit van het aardoppervlak tot een gemiddelde hoogte van ongeveer 12 km hoewel deze hoogte varieert van ongeveer 9 km aan de geografische polen tot 17 km. op de evenaar, met enige variatie als gevolg van het weer. De troposfeer wordt hierboven begrensd door de tropopauze, een grens die op de meeste plaatsen wordt gemarkeerd door een temperatuurinversie (dwz een laag relatief warme lucht boven een koudere), en op andere plaatsen door een zone die isotherm is qua hoogte. |
| |
 |
| Foto-1 |
|
|
 |
| Foto-2 |
|
| |
1: Nagloed van de troposfeer (oranje), de stratosfeer (blauw) en de mesosfeer (donker) waar het binnendringen van de atmosfeer begint,
waardoor rooksporen achterblijven, zoals in dit geval van de terugkeer van een ruimtevaartuig |
2: Een foto van de troposfeer van de aarde, met verschillende soorten wolken van lage tot grote hoogte die schaduwen werpen. Zonlicht wordt
door de oceaan gereflecteerd, nadat het bij zonsondergang in een roodachtig licht is gefilterd door een groot deel van de troposfeer te passeren.
De hierboven liggende stratosfeer is aan de horizon te zien als een strook van zijn karakteristieke gloed van blauw verstrooid zonlicht. |
| |
Hoewel er variaties voorkomen, neemt de temperatuur gewoonlijk af met toenemende hoogte in de troposfeer, omdat de troposfeer grotendeels wordt verwarmd door energieoverdracht vanaf het oppervlak. Het laagste deel van de troposfeer (dat wil zeggen het aardoppervlak) is dus doorgaans het warmste deel van de troposfeer. Dit bevordert verticale menging. De troposfeer bevat ongeveer 80% van de massa van de atmosfeer van de aarde. De troposfeer is dichter dan al zijn bovenliggende lagen, omdat een groter atmosferisch gewicht bovenop de troposfeer zit en ervoor zorgt dat deze het zwaarst wordt samengedrukt. Vijftig procent van de totale massa van de atmosfeer bevindt zich in de onderste
5,6 km van de troposfeer |
| |
Bijna alle atmosferische waterdamp of vocht wordt aangetroffen in de troposfeer, dus het is de laag waar het grootste deel van het weer op aarde plaatsvindt. Het heeft in principe alle weersgerelateerde wolkensoorten die worden gegenereerd door actieve windcirculatie, hoewel zeer hoge cumulonimbus-donderwolken van onderaf de tropopauze kunnen binnendringen en naar het lagere deel van de stratosfeer kunnen opstijgen.
De meeste conventionele luchtvaartactiviteiten vinden plaats in de troposfeer, en het is de enige laag die toegankelijk is voor propellervliegtuigen. |
| Andere lagen |
| Binnen de vijf hoofdlagen erboven, die grotendeels worden bepaald door de temperatuur, kunnen verschillende secundaire lagen worden onderscheiden door andere eigenschappen: |
| |
| De Ozonlaag |
De ozonlaag bevindt zich in de stratosfeer. In deze laag zijn de ozonconcentraties ongeveer 2 tot 8 delen per miljoen, wat veel hoger is dan in de lagere atmosfeer, maar nog steeds
erg klein in vergelijking met de belangrijkste componenten van de atmosfeer. Het bevindt zich voornamelijk in het onderste deel van de stratosfeer, op een afstand van ongeveer
15-35 km, hoewel de dikte per seizoen en geografisch varieert. Ongeveer 90% van de ozon in de atmosfeer van de aarde bevindt zich in de stratosfeer. |
| |
| De ionosfeer |
| De ionosfeer is een gebied in de atmosfeer dat wordt geïoniseerd door zonnestraling. Het is verantwoordelijk voor aurora's. Overdag strekt het zich uit van 50 tot 1.000 km en omvat het de mesosfeer, de thermosfeer en delen van de exosfeer. De ionisatie in de mesosfeer stopt echter grotendeels tijdens de nacht, dus aurora's worden normaal gesproken alleen in de thermosfeer en de lagere exosfeer waargenomen. De ionosfeer vormt de binnenrand van de magnetosfeer. Het is van praktisch belang omdat het bijvoorbeeld de radiovoortplanting op aarde beïnvloedt. |
|
|
 |
| De volumefractie van de hoofdbestanddelen van de atmosfeer van de aarde als functie van de hoogte, gebaseerd op het MSIS-E-90 atmosferische model; het model werkt alleen boven 85 km |
|
| |
| De homosfeer en heterosfeer |
De homosfeer en heterosfeer worden gedefinieerd door de vraag of de atmosferische gassen goed gemengd zijn. De homosfeer op het oppervlak omvat de troposfeer, stratosfeer, mesosfeer en het laagste deel van de thermosfeer, waar de chemische samenstelling van de atmosfeer niet afhankelijk is van het molecuulgewicht omdat de gassen worden gemengd door turbulentie. Deze relatief homogene laag eindigt bij de turbopauze
die zich op ongeveer 100 km bevindt, de uiterste rand van de ruimte zelf zoals geaccepteerd door de FAI, die deze ongeveer 20 km boven de mesopauze plaatst. |
| |
| Boven deze hoogte ligt de heterosfeer, die de exosfeer en het grootste deel van de thermosfeer omvat. Hier varieert de chemische samenstelling met de hoogte. Dit komt omdat de afstand die deeltjes kunnen afleggen zonder met elkaar in botsing te komen groot is in vergelijking met de omvang van de bewegingen die vermenging veroorzaken. Hierdoor kunnen de gassen stratificeren op basis van molecuulgewicht, waarbij de zwaardere gassen, zoals zuurstof en stikstof, alleen aan de onderkant van de heterosfeer aanwezig zijn. Het bovenste deel van de heterosfeer bestaat bijna volledig uit waterstof, het lichtste element. |
| |
| De planetaire grenslaag is het deel van de troposfeer dat zich het dichtst bij het aardoppervlak bevindt en er rechtstreeks door wordt beïnvloed, voornamelijk door turbulente diffusie. Overdag is de planetaire grenslaag gewoonlijk goed gemengd, terwijl deze 's nachts stabiel gestratificeerd wordt met zwakke of intermitterende menging. De diepte van de planetaire grenslaag varieert van slechts ongeveer 100 meter op heldere, rustige nachten tot 3.000 m of meer tijdens de middag in droge streken. |
| |
| De gemiddelde temperatuur van de atmosfeer aan het aardoppervlak is 14 ° C (57 ° F; 287 K). |
| Luchtdruk en hoogte |
De gemiddelde atmosferische druk op zeeniveau wordt door de International Standard Atmosphere gedefinieerd als 101325 pascal (760,00 Torr; 14,6959 psi; 760,00 mmHg).
Dit wordt ook wel een eenheid van standaardatmosferen (atm) genoemd. De totale atmosferische massa is 5,1480 x 1018 kg , ongeveer 2,5% minder dan zou worden afgeleid uit de gemiddelde druk op zeeniveau en het aardoppervlak van 51007,2 megahectare, waarbij dit gedeelte wordt verdrongen door het bergachtige terrein van de aarde. Atmosferische druk is het totale gewicht van de lucht boven de oppervlakte-eenheid op het punt waar de druk wordt gemeten. De luchtdruk varieert dus afhankelijk van de locatie en
het weer. |
| |
| Als de gehele massa van de atmosfeer vanaf zeeniveau een uniforme dichtheid zou hebben die gelijk is aan de dichtheid op zeeniveau van ongeveer 1,2 kg per m3, zou deze abrupt eindigen op een hoogte van 8,50 km. |
| |
| De luchtdruk neemt feitelijk exponentieel af met de hoogte, en daalt met de helft elke 5,6 km of met een factor 1/e (0,368) elke 7,64 km, dit wordt de schaalhoogte genoemd - voor hoogten buiten tot ongeveer 70 km. De atmosfeer wordt echter nauwkeuriger gemodelleerd met een aangepaste vergelijking voor elke laag, waarbij rekening wordt gehouden met temperatuurgradiënten, moleculaire samenstelling, zonnestraling en zwaartekracht. Op hoogten boven de 100 km is de atmosfeer mogelijk niet meer goed gemengd. Vervolgens heeft elke chemische soort zijn eigen schaalhoogte. |
| |
| Samenvattend is de massa van de atmosfeer van de aarde ongeveer als volgt verdeeld: |
| |
| - 50% ligt onder 5,6 km. |
| - 90% ligt onder de 16 km. |
- 99,99997% ligt onder de 100 km (62 mijl; 330.000 ft), de Kármán-lijn.
Volgens internationale afspraken markeert dit het begin van de ruimte waarin menselijke
reizigers als astronauten worden beschouwd. |
|
|
 |
| Vergelijking van de US Standard Atmosphere-grafiek uit 1962 van de geometrische hoogte tegen de luchtdichtheid, druk, de geluidssnelheid en temperatuur met geschatte hoogten van verschillende objecten. |
|
| |
Ter vergelijking: de top van de Mount Everest ligt op 8.848 m, commerciële vliegtuigen kruisen doorgaans tussen de 10 en 13 km, waarbij de
lagere dichtheid en temperatuur van de lucht het brandstofverbruik verbeteren; weerballonnen bereiken een bereik van 30,4 km en hoger; en de hoogste X-15-vlucht in 1963 bereikte 108,0 km. |
| |
Zelfs boven de Kármán-lijn treden nog steeds aanzienlijke atmosferische effecten op, zoals poollicht. Meteoren beginnen in dit gebied te gloeien, hoewel de grotere mogelijk pas opbranden als ze dieper doordringen. De verschillende lagen van de ionosfeer van de aarde, die belangrijk zijn voor
de voortplanting van HF-radio, beginnen onder de 100 km en strekken zich verder uit dan 500 km. Ter vergelijking: het Internationale Ruimtestation en de Space Shuttle draaien doorgaans op een afstand van 350-400 km, binnen de F-laag van de ionosfeer, waar ze voldoende atmosferische weerstand ondervinden om om de paar maanden een reboost nodig te hebben, anders zal er orbitaal verval optreden, resulterend in een terugkeer naar Aarde. Afhankelijk van de zonneactiviteit kunnen satellieten merkbare atmosferische weerstand ervaren op hoogten van wel 700 tot 800 km. |
| |
| Atmosferische temperatuur |
| De verdeling van de atmosfeer in lagen, voornamelijk op basis van temperatuur, is hierboven besproken. De temperatuur neemt af met de hoogte, beginnend op zeeniveau, maar variaties in deze trend beginnen boven 11 km, waar de temperatuur zich stabiliseert over een grote verticale afstand door de rest van de troposfeer. In de stratosfeer neemt de temperatuur, beginnend boven ongeveer 20 km, toe met de hoogte, als gevolg van de opwarming in de ozonlaag, veroorzaakt door de opvang van aanzienlijke ultraviolette straling van de zon door het dizuurstof- en ozongas in dit gebied. Nog een ander gebied waar de temperatuur met de hoogte toeneemt, vindt plaats op zeer grote hoogte, in de toepasselijk genaamde thermosfeer boven 90 km. |
| |
 |
| Foto-3 |
|
|
 |
| Foto-4 |
|
| |
3: Temperatuurtrends in twee dikke lagen van de atmosfeer zoals gemeten tussen januari 1979 en december 2005 door microgolfsondes en
geavanceerde microgolfsondes op NOAA-weersatellieten. De instrumenten registreren microgolven die worden uitgezonden door
zuurstofmoleculen in de atmosfeer. |
4: Temperatuur en massadichtheid versus hoogte van het NRLMSISE-00 standaard atmosfeermodel. De acht stippellijnen in elk decennium
bevinden zich op de acht kubussen 8, 27, 64, ..., 729) |
| |
| Snelheid van het geluid |
| Omdat in een ideaal gas met constante samenstelling de geluidssnelheid alleen afhangt van de temperatuur en niet van druk of dichtheid, neemt de geluidssnelheid in de atmosfeer met hoogte de vorm aan van het gecompliceerde temperatuurprofiel (zie afbeelding rechts), en weerspiegelt geen hoogteveranderingen in dichtheid of druk. |
| |
| Dichtheid en massa |
De luchtdichtheid op zeeniveau bedraagt ongeveer 1,2 kg/m3. De dichtheid wordt niet rechtstreeks gemeten, maar wordt berekend op basis van metingen van temperatuur, druk en vochtigheid met behulp van de toestandsvergelijking voor lucht (een vorm van de ideale gaswet).
De atmosferische dichtheid neemt af naarmate de hoogte toeneemt. Deze variatie kan bij benadering worden gemodelleerd met behulp van de barometrische formule. Er worden meer geavanceerde modellen gebruikt om het orbitale verval van satellieten te voorspellen. |
| |
| De gemiddelde massa van de atmosfeer is ongeveer 5 biljard (5×1015) ton of 1/1.200.000 van de massa van de aarde. Volgens het American National Center for Atmospheric Research: "De totale gemiddelde massa van de atmosfeer is 5,1480 x 1018 kg met een jaarlijks bereik als gevolg van waterdamp van 1,2 of 1,5 x 1015 kg, afhankelijk van het feit of gegevens over oppervlaktedruk of waterdamp worden gebruikt. iets kleiner dan de vorige schatting. De gemiddelde massa waterdamp wordt geschat op 1,27 x 1016 kg en de droge luchtmassa op 5,1352 ± 0,0003 x 1018 kg. |
Zonnestraling of zonlicht is de energie die de aarde ontvangt van de zon. De aarde zendt ook straling terug de ruimte in, maar op langere golflengten die mensen niet kunnen zien. Een deel van de binnenkomende en uitgezonden straling wordt geabsorbeerd of gereflecteerd door de atmosfeer.
In mei 2017 bleek dat lichtflitsen, gezien als fonkelend vanuit een in een baan om de aarde draaiende satelliet op een miljoen kilometer afstand, gereflecteerd licht waren van ijskristallen in de atmosfeer. |
| |
| Atmosferische verstrooiing |
Wanneer licht door de atmosfeer van de aarde gaat, interageren fotonen ermee door middel van verstrooiing. Als het licht geen interactie heeft met de atmosfeer, wordt dit directe straling genoemd en is dit wat je ziet als je rechtstreeks naar de zon kijkt. Indirecte straling is licht dat in de atmosfeer verstrooid is. Op een bewolkte dag, wanneer u uw schaduw niet kunt zien, bereikt u bijvoorbeeld geen directe straling; deze is allemaal verstrooid. Nog een voorbeeld: als gevolg van een fenomeen dat Rayleigh-verstrooiing wordt genoemd, verstrooien kortere (blauwe) golflengten gemakkelijker dan langere (rode) golflengten. Dit is de reden waarom de lucht er blauw uitziet; je ziet verstrooid blauw licht. Dit is ook de reden waarom zonsondergangen rood zijn. Omdat de zon dicht bij de horizon staat, passeren de zonnestralen meer atmosfeer dan normaal voordat
ze uw oog bereiken. Een groot deel van het blauwe licht is verstrooid, waardoor bij zonsondergang het rode licht overblijft. |
| |
| Absorptie (elektromagnetische straling) |
| Verschillende moleculen absorberen verschillende golflengten van straling. O2 en O3 absorberen bijvoorbeeld vrijwel alle straling met golflengten korter dan 300 nanometer. Water (H2O) absorbeert bij vele golflengten boven 700 nm. Wanneer een molecuul een foton absorbeert, verhoogt dit de energie van het molecuul. Hierdoor wordt de atmosfeer verwarmd, maar de atmosfeer koelt ook af door straling uit te zenden, zoals hieronder besproken. |
| |
 |
| Ruwe grafiek van de atmosferische transmissie (of ondoorzichtigheid) van de aarde voor verschillende golflengten van elektromagnetische straling, inclusief zichtbaar licht |
| |
De gecombineerde absorptiespectra van de gassen in de atmosfeer laten "vensters" met een lage ondoorzichtigheid achter, waardoor alleen
bepaalde lichtbanden mogelijk zijn. Het optische venster loopt van ongeveer 300 nm (ultraviolet-C) tot in het bereik dat mensen kunnen zien, het zichtbare spectrum (gewoonlijk licht genoemd), bij ongeveer 400-700 nm en loopt door tot in het infrarood tot ongeveer 1100 nm. Er zijn ook infrarood- en radiovensters die bepaalde infrarood- en radiogolven op langere golflengten uitzenden. Het radiovenster loopt bijvoorbeeld van ongeveer één centimeter tot ongeveer elf meter golven |
| |
| Emissiespectrum |
| Emissie is het tegenovergestelde van absorptie, het is wanneer een object straling uitzendt. Objecten hebben de neiging om hoeveelheden en golflengten van straling uit te zenden, afhankelijk van hun "zwarte lichaam"-emissiecurven, daarom hebben hetere objecten de neiging om meer straling uit te zenden, met kortere golflengten. Koudere objecten zenden minder straling uit, met langere golflengten. De zon heeft bijvoorbeeld een temperatuur van ongeveer 6.000 K (5.730 °C; 10.340 °F), de straling piekt nabij 500 nm, en is zichtbaar voor het menselijk oog. De aarde heeft een temperatuur van ongeveer 290 K (17 ° C; 62 ° F), dus de straling piekt nabij 10.000 nm, en is veel te lang om zichtbaar te zijn voor mensen |
| |
| Vanwege de temperatuur zendt de atmosfeer infraroodstraling uit. Op heldere nachten koelt het aardoppervlak bijvoorbeeld sneller af dan op bewolkte nachten. Dit komt omdat wolken (H2O) sterke absorbers en emitters van infraroodstraling zijn. Dit is ook de reden waarom het 's nachts op grotere hoogte kouder wordt. |
| |
| Het broeikaseffect houdt rechtstreeks verband met dit absorptie- en emissie-effect. Sommige gassen in de atmosfeer absorberen en zenden infraroodstraling uit, maar hebben geen interactie met zonlicht in het zichtbare spectrum. Bekende voorbeelden hiervan zijn CO2 en H2O. |
| |
| Brekingsindex |
De brekingsindex van lucht ligt dichtbij, maar net groter dan 1. Systematische variaties in de brekingsindex kunnen leiden tot het buigen van lichtstralen over lange optische paden. Een voorbeeld is dat waarnemers aan boord van schepen onder bepaalde omstandigheden andere schepen
net over de horizon kunnen zien, omdat licht in dezelfde richting wordt gebroken als de kromming van het aardoppervlak. De brekingsindex van lucht hangt af van de temperatuur, wat aanleiding geeft tot brekingseffecten wanneer de temperatuurgradiënt groot is. Een voorbeeld van dergelijke effecten is de luchtspiegeling. |
| |
 |
| Vertekenend effect van atmosferische breking van de zon aan de horizon |
|
|
 |
| Een geïdealiseerd beeld van drie paar grote circulatiecellen |
|
| |
| Atmosferische circulatie |
| Atmosferische circulatie is de grootschalige beweging van lucht door de troposfeer en het middel (met oceaancirculatie) waarmee warmte over de aarde wordt verspreid. De grootschalige structuur van de atmosferische circulatie varieert van jaar tot jaar, maar de basisstructuur blijft redelijk constant omdat deze wordt bepaald door de rotatiesnelheid van de aarde en het verschil in zonnestraling tussen de evenaar en de polen. |
| |
| Evolutie van de atmosfeer van de aarde |
| |
| Eerste atmosfeer |
| De eerste atmosfeer bestond uit gassen in de zonnenevel, voornamelijk waterstof. Er waren waarschijnlijk eenvoudige hydriden zoals die nu worden aangetroffen in de gasreuzen (Jupiter en Saturnus), met name waterdamp, methaan en ammoniak. |
| |
| Tweede atmosfeer |
| De ontgassing door vulkanisme, aangevuld met gassen die werden geproduceerd tijdens het late zware bombardement op de aarde door enorme asteroïden, produceerde de volgende atmosfeer, die grotendeels bestond uit stikstof plus kooldioxide en inerte gassen. Een groot deel van de kooldioxide-emissies loste op in water en reageerde met metalen zoals calcium en magnesium tijdens verwering van aardkorstgesteenten om carbonaten te vormen die als sedimenten werden afgezet. Er zijn watergerelateerde sedimenten gevonden die al 3,8 miljard jaar geleden dateren. |
| |
| Ongeveer 3,4 miljard jaar geleden vormde stikstof het grootste deel van de toen stabiele tweede atmosfeer. Er moet al vrij snel in de geschiedenis van de atmosfeer rekening worden gehouden met de invloed van het leven, omdat hints van vroege levensvormen al 3,5 miljard jaar geleden verschijnen. Hoe de aarde destijds een klimaat handhaafde dat warm genoeg was voor vloeibaar water en leven, terwijl de vroege zon 30% minder zonnestraling uitstraalde dan vandaag, is een puzzel die bekend staat als de zwakke jonge zon-paradox. |
| |
Het geologische record laat echter een continu relatief warm oppervlak zien tijdens het volledige vroege temperatuurrecord van de aarde – met uitzondering van één koude gletsjerfase ongeveer 2,4 miljard jaar geleden. In de late Archeïsche Eon begon zich een zuurstofhoudende atmosfeer te ontwikkelen, blijkbaar geproduceerd door fotosynthese van cyanobacteriën, die 2,7 miljard jaar geleden zijn gevonden als stromatolietfossielen.
De vroege fundamentele koolstofisotopie (verhoudingen van isotopenverhoudingen) suggereert sterk dat omstandigheden vergelijkbaar zijn met de huidige, en dat de fundamentele kenmerken van de koolstofcyclus al 4 miljard jaar geleden werden vastgesteld. |
| |
| Oude sedimenten in Gabon die tussen ongeveer 2,15 en 2,08 miljard jaar geleden dateren, vormen een verslag van de dynamische evolutie van de zuurstofvoorziening op aarde. Deze fluctuaties in de oxygenatie werden waarschijnlijk veroorzaakt door de Lomagundi-koolstofisotoopexcursie. |
| Derde sfeer |
| De voortdurende herschikking van continenten door platentektoniek beïnvloedt de langetermijnevolutie van de atmosfeer door koolstofdioxide over te dragen van en naar grote continentale carbonaatvoorraden. Vrije zuurstof bestond pas ongeveer 2,4 miljard jaar geleden tijdens de Great Oxygenation Event in de atmosfeer en het verschijnen ervan wordt aangegeven door het einde van de gestreepte ijzerformaties. |
| |
Vóór die tijd werd alle zuurstof die door fotosynthese werd geproduceerd, verbruikt door de oxidatie van gereduceerde materialen, met name ijzer.
Vrije zuurstofmoleculen begonnen zich pas in de atmosfeer op te hopen toen
de productiesnelheid van zuurstof groter begon te worden dan de beschikbaarheid van reducerende materialen die zuurstof verwijderden.
Dit punt duidt op een verschuiving van een reducerende atmosfeer naar een oxiderende atmosfeer. O2 vertoonde grote variaties totdat tegen het einde
van het Precambrium een stabiele toestand van meer dan 15% werd bereikt. De volgende periode van 539 miljoen jaar geleden tot heden is de Phanerozoïsche Eon, gedurende de vroegste periode daarvan begonnen de Cambrische, zuurstofbehoefte metazoïsche levensvormen te verschijnen. |
| |
De hoeveelheid zuurstof in de atmosfeer fluctueerde de afgelopen 600 miljoen jaar en bereikte ongeveer 280 miljoen jaar geleden een piek van ongeveer
30%, aanzienlijk hoger dan de huidige 21%. |
|
|
 |
| Vertekenend effect van atmosferische breking van de zon aan de horizon |
|
| |
| Twee hoofdprocessen bepalen de veranderingen in de atmosfeer: planten gebruiken kooldioxide uit de atmosfeer en geven zuurstof af, en planten gebruiken 's nachts wat zuurstof door het proces van fotorespiratie, terwijl de resterende zuurstof wordt gebruikt om organisch materiaal af te breken. Door de afbraak van pyriet en vulkaanuitbarstingen komt zwavel vrij in de atmosfeer, dat reageert met zuurstof en daardoor de hoeveelheid ervan in de atmosfeer vermindert. Bij vulkaanuitbarstingen komt echter ook kooldioxide vrij, dat planten kunnen omzetten in zuurstof. De oorzaak van de variatie van de hoeveelheid zuurstof in de atmosfeer is niet bekend. Perioden met veel zuurstof in de atmosfeer worden geassocieerd met de snelle ontwikkeling van dieren. |
|
|
|
|
|
|
