|
|
|
| De luchttemperatuur is temperatuur van de buitenlucht. Bij weerstations wordt deze gemeten in graden Celsius op een hoogte van anderhalve meter boven een open grasvlakte. Opwarming van de atmosfeer vindt deels plaats door de inkomende kortgolvige zonnestraling, maar vooral door de uitgaande langgolvige aardse straling vanaf het aardoppervlak. Van de uitgaande straling wordt 82% geabsorbeerd door de broeikasgassen in de atmosfeer. Daardoor is de gemiddelde temperatuur op aarde geen −18°C, maar 15°C. |
| |
 |
| Afbeelding-1 |
|
|
 |
| Afbeelding-2 |
|
| |
| 1: Gemiddelde temperatuur per maand. |
| 2: Bij lage zonnestand wordt de zonnewarmte over een veel groter oppervlak verdeeld dan bij hoge zonnestand. |
| |
| |
| Astronomische factoren hierbij zijn de verschillen in de hoogte van de zon, de duur van de dag en de afstand van de aarde tot de zon. Door het verschil in hoogte van de zon valt het zonlicht rond de polen op een groter gebied dan rond de evenaar. Daarom is de insolatie, de hoeveelheid licht die op een stukje aardoppervlak invalt, en daarmee de opwarming van het aardoppervlak rond de evenaar veel hoger. |
| |
| Ook doordat het aardoppervlak niet homogeen van samenstelling is, ontstaan er temperatuurverschillen in de atmosfeer. Geografische factoren zijn de land-zee-ijs-verdeling, het reliëf van het aardoppervlak en de hoogte boven zeeniveau. Land warmt sneller op dan water, maar koelt ook sneller af. De luchttemperatuur zal dus sterker variëren boven land dan boven zee. |
| |
| Dit kan worden weergegeven met isothermenkaarten met daarin lijnen van gelijke temperatuur. De orografie is hierop ook van invloed, doordat de temperatuur in de troposfeer afneemt met de hoogte. Daarom worden isothermenkaarten ook wel herleid tot zeeniveau, zodat hoogteverschillen geen rol meer spelen en de invloed van de breedte en de verschillen in aardoppervlak duidelijker zijn. Bij een homogeen aardoppervlakte zouden de isothermen samenvallen met de parallellen. Aangezien dit niet het geval is, zijn er vooral op het noordelijk halfrond golven in het isothermenpatroon. Een belangrijke invloed hierbij zijn de zeestromen en opwellingen. Daardoor buigen de isothermen aan de oostzijde van de oceanen op lagere breedte dan 40° af naar de evenaar. Boven de 40° buigen de isothermen op noordelijk halfrond aan de oostzijde van de oceanen af naar het noorden door de warme zeestromen en winden. De invloed van het reliëf op de luchtstromingen is ook terug te vinden in de isothermen. |
| |
Het is niet alleen van
belang waar de lucht vandaan
komt; ook de eigenschappen
van de lucht die over
Nederland uitstroomt, zijn
belangrijk.
Gaat het bijvoorbeeld om
warme of koude lucht,
is de
lucht vochtig of droog, komt
er bewolking in voor waar
regen of sneeuw uit kan gaan
vallen, enzovoort. Als de
lucht over een gebied met
een omvang van minstens
enkele honderden kilometers
overal ongeveer dezelfde
eigenschappen heeft, dan
spreken we van een bepaalde
luchtsoort of luchtmassa. Er
mogen natuurlijk wel
plaatselijke verschillen
zijn, maar die moeten
betrekkelijk klein zijn. Nu
blijkt dat met name de
temperatuur en de
vochtigheid kenmerkend zijn
voor een bepaalde
luchtsoort. Het gebied waar
een luchtsoort zich vormt,
heet het brongebied. |
| De eigenschappen van het brongebied drukken een stempel op de aard van de luchtsoort die ontstaat. Het is duidelijk dat zo'n brongebied tamelijk homogene ondergrond moet bieden, met overal vrijwel dezelfde temperatuur en vochtigheid.
Verder moet de lucht er lang genoeg kunnen verblijven om de eigenschappen aan te nemen: ze moet in zo'n brongebied dan ook stagneren of vrijwel stilstaan. |
| |
| Het best wordt aan deze
eisen voldaan in
hogedrukgebieden boven zee,
boven uitgestrekte
sneeuwvelden (Siberië),
boven woestijnen (Sahara)
en boven gelijkmatig
begroeide gebieden als
bossen en steppen. |
| |
| We kunnen de luchtsoorten
indelen naar de geografische
positie van de bron-gebieden.
Van belang voor de
eigenschappen van de lucht,
met name voor de
vochtigheid, is ook nog of
het brongebied boven zee
ligt
of boven land. We spreken
van maritieme lucht als het
brongebied boven zee ligt.
We spreken van continentale
lucht als
het brongebied
boven land ligt. |
| |
| Als een
luchtsoort in het brongebied
ontstaan is, komt er
een moment dat de lucht zich
gaat verplaatsen naar andere
gebieden.
In die andere gebieden
wijken de omstandigheden af
van die in de
'geboortestreek'. Dat heeft tot gevolg dat de luchtsoort langzamerhand andere eigenschappen gaat krijgen. We zeggen dat de luchtsoort transformeert. De eigenschappen van een luchtmassa bij aankomst in Nederland hangen af van: |
|
|
 |
|
Brongebieden van luchtsoorten en hun meest voorkomende baan. |
|
| |
| - het brongebied (bijvoorbeeld Siberië) |
|
- de weg die de lucht heeft
afgelegd (via Rusland of
over de Oostzee) |
|
- De tijd die de lucht onderweg is (is hij langzamerhand wat opgewarmd of afgekoeld of ging de aanvoer daarvoor te snel) |
| |
| Verandering van
eigenschappen van
luchtmassa's door (van links
af): |
| |
 |
| De volgende luchtsoorten
worden onderscheiden,
aangeduid met twee
(hoofd)letters, voorafgegaan
door een m voor het geval de
lucht van maritieme
oorsprong is en door een c
in het geval de
lucht van
continentale oorsprong is.
In de figuur zijn de
brongebieden van deze
luchtsoorten weergegeven
en hun baan naar Nederland. |
| |
| - Arctische Lucht (AL) |
Hiervan ligt het brongebied
boven de poolstreken
(Groenland), die gewoonlijk
bedekt zijn met ijs. Als
deze lucht naar Nederland
stroomt,
begint hij koud en
droog; onderweg warmt de
lucht enigszins op en hij
neemt boven zee en oceaan
wat vocht op. Deze
luchtsoort speelt in het
winterseizoen een
belangrijke rol. Winterse
buien, die sneeuw en hagel
brengen, worden
afgewisseld
door felle opklaringen.
Vooral landinwaarts
is er 's
nachts
weinig wind, is het
helder en daalt de
temperatuur vaak tot onder
nul. |
| |
| - Polaire Lucht (PL) |
Het brongebied van deze
luchtsoort ligt op de
gematigde breedten, ruwweg
tussen de 40e breedtegraad
en de poolcirkel. De
continentaal polaire lucht (cPL) is afkomstig uit
Rusland en Siberië.
In de
winter is deze droge lucht
koud en komt er vorst,
meestal zonder gladheid. In
de zomer is de continentaal
polaire lucht daarentegen
warm. Maritiem polaire lucht
(mPL) bereikt Nederland
vanaf de Atlantische Oceaan.
Als de lucht afkomstig
is
van noordelijke breedten dan
is de temperatuur in deze
vochtige lucht min of meer
normaal. Komt de lucht
zuidelijker van de oceaan,
bijvoorbeeld
uit de omgeving
van de Azoren, dan is het
vrij zacht. |
| |
| - Tropische Lucht (TL) |
| Deze neemt zijn
karakteristieke
eigenschappen aan in
brongebieden in de
subtropen. De lucht bereikt
Nederland het hele jaar door
met relatief hoge
temperaturen.
Maritiem
tropische lucht (mTL) is
altijd erg vochtig. De droge
continentaal tropische lucht
(cTL) komt uit de Sahara. |
| |
| - Equatoriale Lucht (EL) |
| Deze lucht ontstaat in de
equatoriale lagedrukzone, is
warm en vochtig, maar
bereikt Nederland vrijwel
nooit. |
De in de vorige paragraaf
beschreven indeling van
luchtsoorten ging uit van de
geografische oorsprong van
de lucht. Een ander
criterium voor
het indelen van luchtmassa's
dat eveneens veel
wordt
gebruikt,
is het verschil
in
temperatuur van de lucht en
het onderliggende
aardoppervlak.
We spreken
van koude massa als de
temperatuur van de lucht op
1,5 m hoogte lager is dan
die
van het aardoppervlak;
is het omgekeerde het
geval
dan hebben we te maken met
warme massa. Warme massa wordt in de
onderste laag dus door het
aardoppervlak afgekoeld en
koude massa opgewarmd. Zoals
we in de hoofdstukken over
neerslagproducerende
systemen nog zullen zien,
verschillen de
weerverschijnselen in de
koude massa daardoor heel
sterk van
die in warme
massa. |
 |
|
Temperatuurverloop in warme massa (links, afkoeling aan de onderzijde)
en koude massa (rechts, aanwarming
aan de onderzijde) |
| |
| Deze massa-eigenschappen
kunnen veranderen door de
dagelijkse gang van de
temperatuur van het
aardoppervlak of doordat de
lucht over een
ander type ondergrond
stroomt. Zo kan een
luchtsoort zich in hetzelfde
gebied nu eens voordoen als
warme massa en dan weer als
koude massa. Door het
afkoelen van het
aardoppervlak wordt de lucht
's nachts warme massa;
overdag gaat zij door
aanwarming van de bodem weer
over in koude massa. |
Tijdens de zomer verschuiven de isothermen naar hogere breedte, terwijl deze gedurende de winter naar lagere breedte verschuiven. Bij een zeeklimaat heeft de luchttemperatuur een kleine jaarlijkse gang. De jaarlijkse gang varieert ook met de breedtegraad. In de tropen bedraagt deze maar enkele graden en is de dagelijkse gang vaak groter. In de westenwindgebieden op het noordelijk halfrond is het verschil tussen de oost- en westkust van de oceanen opvallend. In de Atlantische Oceaan is dit verschil nog groter dan in de Grote Oceaan. De westelijke winden voeren in
West-Europa zachte, vochtige oceaanlucht aan van boven de Golfstroom. Aan de Amerikaanse kust wordt echter vooral koude continentale lucht aangevoerd. De jaarlijkse gang boven West-Europa is dan ook een stuk kleiner dan die van de oostkust van Amerika. De grootste jaarlijkse gang is die boven de continenten. |
| |
De thermische evenaar hangt af van de topografie van een gebied. Zeestromingen en gebergtes zorgen ervoor dat de temperatuursgradiënt niet
op elke lengtegraad gelijk is, zodat de thermische evenaar niet overal gelijk is aan de geografische evenaar. Gemiddeld ligt deze echter op
ongeveer 5°N. |
| |
| Extremen |
| Bij de temperatuurextrema komen de hoogste temperaturen voor in de woestijngebieden van de Sahara en de Thar en de laagste in Oost-Siberië en op Antarctica. |
| |
| Gang van de zonnestraling en de
aardse straling |
| Naarmate
de zon hoger aan de hemel staat,
wordt meer zonnestraling ontvangen.
Dus vanaf zonsopkomst neemt de
hoeveelheid zonnestraling toe,
bereikt haar maximum rond het
middaguur
om vervolgens weer af te
nemen als de zon geleidelijk lager
komt te staan. Gedurende de
nachtelijke uren, als het donker is
en de zon onder is, wordt geen
directe zonnestraling ontvangen.
In de winter staat de zon in
Nederland laag aan de hemel, zodat
veel minder straling binnenkomt dan
in de zomer. Verder is de daglengte
veel korter: ongeveer 8 uur tegen 's
zomers zo'n 16 uur; ook daardoor
wordt er veel minder straling
ontvangen. In de figuren is het
dagelijkse verloop van de
hoeveelheden zonnestraling die het
aardoppervlak bereiken op een
heldere dag weergegeven; tevens is
de dagelijkse gang van de door de
aarde uitgezonden warmtestraling
aangegeven. |
 |
|
Dagelijkse gang van de
inkomende zonnestraling
(geel). |
|
|
 |
Dagelijkse gang van de inkomende zonnestraling (geel)
en van de door de aarde uitgezonden straling (blauw). |
|
| Verticaal temperatuurverloop |
| Het verticale temperatuurverloop wordt vaak gebruikt als basis voor de indeling van de atmosfeer in lagen. Deze lagen zijn gescheiden door pauzes, die de bovengrens van elke laag vormen. Deze grenzen verlopen over het algemeen niet scherp. De hoogtes zijn niet overal op aarde gelijk en variëren ook met de dagelijkse en jaarlijkse gang. Op de polen liggen de grenzen vaak lager dan op de evenaar. |
| |
| - troposfeer - 0 - 6/18 km, temperatuur neemt af met de hoogte |
| - stratosfeer - 6/18 - 50 km, temperatuur neemt toe met de hoogte |
| - mesosfeer - 50 - 80/85 km, temperatuur neemt af met de hoogte |
| - thermosfeer - 80/85 - 640-700 km, temperatuur neemt toe met de hoogte |
| - exosfeer - 700 tot 800 km |
| |
| De grenzen tussen deze lagen heten de tropopauze, stratopauze en mesopauze |
| |
| Troposfeer |
| In de troposfeer koelt de lucht af bij benadering volgens een adiabatisch proces; er vindt geen warmte-uitwisseling plaats met de omgeving. |
Bij droog-adiabatische processen daalt de temperatuur per 100 m stijging
met 1°C, de droog-adiabatische temperatuurgradiënt. |
| Bij verzadigd-adiabatische processen kan lucht bij lagere temperatuur minder waterdamp bevatten en zal er condensatie optreden. Hierbij komt warmte vrij, waardoor de temperatuur met minder dan 0,5°C per 100 m afneemt, de verzadigd-adiabaat. Gemiddeld neemt de temperatuur in de troposfeer daardoor 6,5°C per km af. Er komen echter tropopauzebreuken voor met een ander temperatuurverloop. Dit is onder meer het geval bij de straalstromen. |
| |
| Atmosferische stabiliteit |
| Als de temperatuur van een luchtbel afwijkt van de heersende adiabaat, dan heeft dit invloed op de atmosferische stabiliteit, de mate van weerstand tegen verticale luchtbewegingen. Bij onstabiele lucht komen veel buien voor en is de wind vaak vlagerig. Door onstabiele lucht treedt warmtetransport in de atmosfeer op. Bij stabiele lucht is eventuele neerslag gelijkmatiger, net als de wind en kan luchtvervuiling lang blijven hangen met smog als gevolg. |
|
|
 |
| Vergelijking van de US Standard Atmosphere-grafiek uit 1962 van de geometrische hoogte tegen luchtdichtheid, druk, geluidssnelheid en temperatuur met geschatte hoogten van verschillende objecten. |
|
| |
| Onstabiele lucht kan veroorzaakt worden door verwarming onderin, door afkoeling boven en door optilling. |
| |
| Om een indicatie van de stabiliteit te verkrijgen, wordt wel gewerkt met de potentiële temperatuur waarmee de invloed op de temperatuur van de met toenemende hoogte afnemende luchtdruk wordt vereffend. Zo kan bepaald worden of lucht op verschillende hoogtes tot dezelfde luchtsoort hoort. Met de virtuele temperatuur wordt het effect van de luchtvochtigheid vereffend. |
| |
| Abnormale geluidsvoortplanting |
| Als de temperatuur met de hoogte afneemt, buigen geluidsgolven af naar boven, terwijl de geluidssnelheid toeneemt en de geluidsgolven naar beneden afbuigen als de temperatuur toeneemt met de hoogte. Het eerste is het geval in de troposfeer, het laatste gebeurt in de stratopauze op ongeveer 50 km hoogte. Via de bovenste lagen van de stratosfeer kan hierdoor abnormale geluidsvoortplanting optreden als het geluid in een grote boog de aarde weer bereikt. Geluid kan dan op afstanden van meer dan 200 km worden waargenomen, terwijl dit fenomeen zich kan herhalen door weerkaatsing tegen het aardoppervlak waarbij een tweede zone van abnormale hoorbaarheid voorkomt. |
| |
| Ervaringstemperatuur |
| Hoe temperatuur ervaren wordt, hangt af van de relatieve luchtvochtigheid, de windsnelheid en de straling van de zon. De invloed van de luchtvochtigheid wordt weergegeven met de warmte-index, terwijl met de gevoelstemperatuur wordt aangegeven in hoeverre de wind de temperatuur kouder laat aanvoelen. |
| |
| De relatieve vochtigheid kan worden bepaald aan de hand van de dauwpuntstemperatuur en de natteboltemperatuur en het verschil met de drogeboltemperatuur, de gewone luchttemperatuur. |
| |
|
|
|
|
|
|
