|
Verticale temperatuurgradiënt
|
|
|
| De atmosferische temperatuurgradiënt ook thermische hoogtegradiënt is de verticale temperatuurgradiënt in de atmosfeer van de aarde. Simpel gezegd beschrijft het hoeveel de luchttemperatuur stijgt of daalt met de hoogte. |
| |
| De horizontale temperatuurgradiënt, vooral tussen de evenaar en de polen, wordt de meridionale temperatuurgradiënt genoemd. Het speelt een belagrijke rol als drijvende factor in de planetaire circulatie en in de energiebalans van de aarde. Het is positief van beide polen richting de evenaar, gemiddeld van −33 °C (zuidpool) of −23 °C (noordpool) tot 26 °C (evenaar). |
| |
|
| Afbeelding-1 |
|
|
|
| Afbeelding-2 |
|
| |
| 1: Verticale indeling van de atmosfeer,gebaseerd op het verloop van de temperastuur met de hoogte. |
2: Gemiddelde temperatuur en molaire massa van atmosferische gassen als functie van de hoogte. Het weerrelevante deel van de troposfeer
beslaat alleen de laagste 10 km. |
| |
| De temperatuurgradiënt in de lagen van de atmosfeer van de aarde |
| |
Als je verticaal naar de hele atmosfeer van de aarde kijkt, keert de atmosferische temperatuurgradiënt (zie rode lijn in de grafiek boven) in totaal
drie keer om, en wel als volgt: |
| |
- In de troposfeer (tot ca. 15 km) is deze doorgaans negatief, waardoor de luchttemperatuur afneemt met de hoogte (tot ca. −50 °C ter hoogte
van de tropopauze). Het regionale gemiddelde is −6 ° C per km. In detail varieert de omvang van deze temperatuurdaling echter sterk en kan
deze in sommige gebieden ook omslaan in een temperatuurstijging (inversieweersituatie). De feitelijk meetbare en daarom statische
omgevingsgradiënt wordt onderscheiden van twee dynamische gradiënten van bewegende luchtpakketten. De twee dynamische gradiënten zijn,
in hun interactie met de statische gradiënt van de staatslucht, verantwoordelijk voor de stratificatiestabiliteit van de troposfeer. |
- In de stratosfeer (ca. 15-50 km) is de atmosferische temperatuurgradiënt aanvankelijk neutraal (isotheraliteit bij ca. −50 °C) en positief naar
boven toe (de luchttemperatuur stijgt tot ca. 0 °C ter hoogte van de stratopauze) |
| - In de mesosfeer (ca. 50–80 km) is deze opnieuw negatief (de luchttemperatuur daalt tot ongeveer −90 °C ter hoogte van de mesopauze). |
| - In de thermosfeer (ca. 80-500 km) en de exosfeer (>500 km) is het weer positief (tot aan de temperaturen in de ruimte). |
| |
In de meteorologie beperken we ons tot de temperatuurgradiënt van de troposfeer en houden we meestal alleen rekening met de verticale component ervan, dat wil zeggen de verandering in de luchttemperatuur met toenemende afstand tot het aardoppervlak. Het temperatuurprofiel
van de atmosferische lagen erboven heeft daarentegen weinig betekenis voor het weer. |
| |
| Basis theorie |
| |
| Nauw verbonden met de temperatuurverandering in de verticale richting zijn enerzijds de verandering in de luchtdruk veroorzaakt door de zwaartekracht en anderzijds energietransportprocessen via thermische energie en de opgeslagen verdampingsenthalpie. in waterdamp, dat wil zeggen uiteindelijk een overgang van thermische naar potentiële energie. Het is dus een fenomeen dat alleen verklaard kan worden op basis van de thermodynamica en de kinetische gastheorie. De verschillende gaswetten dienen daarom als theoretische basis. Voor eenvoudige processen kan de algemene gasvergelijking worden gebruikt als toestandsvergelijking, maar alleen zolang de lucht zich vrijwel ideaal gedraagt. |
| |
| De koppeling tussen druk en temperatuur hangt af van de toestandsverandering. Een afname van de luchtdruk komt overeen met een toename van de hoogte en omgekeerd komt een toename van de luchtdruk overeen met een afname van de hoogte |
| |
| Een luchtdeeltje dat verticaal omhoog of omlaag beweegt in de atmosfeer ondergaat een adiabatische toestandsverandering, wat betekent dat er van buitenaf geen warmte aan wordt toegevoegd of verwijderd en dat het zich niet vermengt met de omringende lucht. De adiabatische temperatuurverandering van dergelijke luchtdeeltjes wordt uitsluitend veroorzaakt door een drukdaling bij het stijgen of een drukverhoging bij dalen. Deze circulatie bestaat omdat de stralingsomstandigheden in een stationaire atmosfeer resulteren in een temperatuurgradiënt die boven de adiabatische limiet ligt, waardoor de luchtstratificatie onstabiel wordt en er circulatie ontstaat. De adiabatische aanname is een vereenvoudigende aanname die moet worden aangenomen voor dynamische gradiënten en die doorgaans in goede benadering geldig is vanwege het lage mengvermogen en de slechte warmtegeleidingseigenschappen. |
| |
De opwarmingseffecten van de straling worden echter dichtbij de grond duidelijk, dus hier kan in het algemeen niet worden aangenomen dat er
sprake is van een adiabatisch proces. Er moet ook rekening worden gehouden met dynamische processen, zoals het glijden van warme lucht op koude lucht, die eveneens niet onder de aanname van een adiabatisch proces vallen. Er is geen adiabatische gradiënt in de stratosfeer. De reden is
dat puur stralingstransport niet resulteert in een temperatuurgradiënt boven de adiabatische limiet. Door de absorptie van UV-straling (verwarming) wordt de temperatuurgradiënt zelfs omgekeerd. De absorptie van UV-straling leidt niet alleen tot verwarming, maar ook tot de vorming van ozon. Een temperatuurgradiënt kleiner dan de adiabatische limiet geldt doorgaans ook voor de hogere atmosfeer, aangezien hier de stralingsbalans doorgaans domineert - omdat de stralingsbalans de adiabatische limiet niet overschrijdt zoals in de troposfeer |
| |
| De potentiële temperatuur wordt gebruikt om temperatuurwaarden gemeten op verschillende locaties en hoogtes te vergelijken. |
| |
| De processen die lucht in de atmosfeer ondergaat, zijn te onderscheiden in isobare processen en adiabatische processen. Bij een isobaar proces blijft de luchtdruk in een luchthoeveelheid ongeveer gelijk. Horizontale luchtbewegingen (advectie) zijn bij benadering isobaar waar warmte-uitwisseling met de omgeving plaats kan vinden. |
| |
| Bij adiabatische processen kunnen onder meer druk en temperatuur wel veranderen, maar is er vrijwel geen warmte-uitwisseling met de omgeving. Verticale luchtbewegingen (convectie en subsidentie) verlopen adiabatisch. Een stijgende luchtbel koelt dus niet af omdat de omgevende lucht kouder wordt, maar omdat de luchtdruk afneemt, waardoor de bel uitzet. Dit kost arbeid, die door de luchtbel geleverd moet worden. Hierdoor daalt de temperatuur van de opstijgende luchtbel, en stijgt deze als de luchtbel daalt. |
| |
| Droog-adiabatische processen |
| Bij droog-adiabatische processen hoeft de lucht niet volledig droog te zijn, maar is ze niet volledig verzadigd met waterdamp: de relatieve luchtvochtigheid is minder dan 100%. Hierbij daalt de temperatuur per 100 m stijging met 1 °C, de droog-adiabatische temperatuurgradiënt γd. In aerologische diagrammen wordt dit uitgezet met droog-adiabaten. |
| |
| Verzadigd-adiabatische processen |
Bij verzadigd-adiabatische processen is de lucht volledig verzadigd met waterdamp
en is de relatieve luchtvochtigheid 100%. Daarnaast bevat deze natte lucht waterdruppeltjes of ijskristalletjes. Door de afkoeling bij toenemende hoogte kan
de lucht minder waterdamp bevatten. |
|
|
 |
Temperatuur-hoogte-diagram:
GROEN: Droog-adiabaten.
GEEL: verzadigd-adiabaten |
|
| |
| Deze condenseert totdat de maximale dampdruk bij die temperatuur bereikt is bij het dauwpunt. Aangezien lucht bij lagere temperatuur minder waterdamp kan bevatten, zal er condensatie optreden. Hierbij komt warmte vrij, waardoor de temperatuur met minder dan 1 °C per 100 m afneemt, de verzadigd-adiabaat γs. |
| |
| Het verloop van de verzadigd-adiabaat (lijn in de temperatuur-hoogte-grafiek, zie figuur) hangt af van de hoeveelheid waterdamp die condenseert bij de stijging van de lucht. Bij toenemende hoogte neemt deze af, zodat de verzadigd-adiabaten afbuigen richting de droog-adiabaten. Omdat warme lucht meer waterdamp kan bevatten dan koude lucht, wijkt de verzadigd-adiabaat bij hogere temperaturen meer af van de droog-adiabaat dan bij lage temperaturen. Bij de Noord- en Zuidpool zal verzadigde lucht dan ook sneller afkoelen met toenemende hoogte dan in de tropen. |
| |
|
|
|
|
|
|
