Natuur worldwidebase

Totaal bezoekers:
Totaal pagevieuws:
Online bezoekers:
 
 
 
   


 maak van deze website uw startpagina !

WorldwideBase
Alle wwbase pagina's

 

Atmosfeer
 

 
   



studie >>


samenstelling
>>


temperatuur, druk en dichtheid >>


de lagen >>


fysische processen >>


chemie >>


invloed op astronomische waarnemingen >>


AtmosGraph.gif (6392 bytes)
 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

three balloons in desert

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 



 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


De atmosfeer [meteorologie] (v. Gr. atmos = damp, sphaira = bol of globe) of dampkring, is een in hoofdzaak gasvormig omhulsel, dat de Aarde en andere planeten, evenals sommige manen van planeten omsluit. De atmosfeer wordt door de werking van de zwaartekracht verhinderd in de wereldruimte te ontsnappen.

De gassen waaruit de diverse atmosferen zijn samengesteld, variren sterk van de ene planeet tot de andere. Belangrijk is daarbij o.a. het gehalte aan het element waterstof, dat in het algemeen hoger is naarmate de planeet groter is. Zo bevatten de atmosferen van Jupiter en Saturnus grote hoeveelheden methaan (CH4) en ammonia (NH3). Bij de kleinere planeten is ten gevolge van de geringere aantrekkingskracht de waterstof voor het grootste gedeelte ontsnapt. Men neemt bijv. aan dat de zuurstof in de aardatmosfeer voor een klein deel is ontstaan door dissociatie van water (H2O) onder invloed van zonlicht, waarna de waterstof voor het grootste deel is verdwenen. Het water zou door vulkanische erupties in de atmosfeer zijn gekomen. Oorspronkelijk zou zich om de aarde geen atmosfeer hebben bevonden. In het volgende zal uitsluitend sprake zijn van de atmosfeer of dampkring van de aarde in zijn tegenwoordige samenstelling: een mengsel van gassen, dat lucht wordt genoemd, en een geringe hoeveelheid vloeibare of vaste deeltjes, die in deze lucht zweven en meer of minder snel vallen; de atmosfeer van de planeten wordt bij de afzonderlijke planeten behandeld.

Studie

De studie van de aardse dampkring en de daarin optredende verschijnselen behoort tot het werkterrein van de geofysica. De meteorologie is vooral gericht op het verklaren en zo mogelijk voorspellen van de weersverschijnselen, maar deze wetenschap omvat ook de fysica van de atmosfeer tot een hoogte van ca. 40 km. Het gedrag van de atmosfeer boven 40 km wordt bestudeerd in de aronomie.
De studie van de eigenschappen van de vrije atmosfeer (130 km) wordt ook wel arologie genoemd.

Samenstelling

Het mengsel van gassen waaruit de aardatmosfeer bestaat, bezit, althans tot een hoogte van ca. 90 km, een nagenoeg constante samenstelling, wanneer men tenminste afziet van sommige bestanddelen, die in het algemeen in kleine hoeveelheden voorkomen, die met de plaats en de tijd variren, de sporegassen en bijmengselen. De hoofdbestanddelen zijn stikstof, zuurstof en het edelgas argon. Verreweg de belangrijkste van de variabele componenten is waterdamp.

Naast deze bestanddelen komen nog variabele componenten voor en verder sporen radon, jodium, kwik, organische verbindingen.

1 Water in de atmosfeer

Wanneer men water (H2O) buiten beschouwing laat en aan de overige variabele bestanddelen een gemiddelde concentratie toekent, komt men tot een gemiddelde molecuulmassa van droge lucht (dit is lucht die geen H2O bevat) van 28,9644. Het hier buiten beschouwing gelaten H2O vormt het sterkst variabele bestanddeel van de lucht. Het komt zowel in de gasvormige, de vloeibare als de vaste fase in de atmosfeer voor. Droge lucht plus waterdamp vormt het gasmengsel, dat men zonder meer lucht noemt. De vloeibare en de vaste fase van water bevinden zich in de atmosfeer als wolkenelementjes of ook in de vorm van neerslag. In het algemeen neemt het H2O-gehalte van de lucht met toenemende hoogte af. Boven de tropopauze (zie 4) is het waterdampgehalte van de lucht nog slechts gering, gewoonlijk minder dan 10-4%, dat is minder dan 1 deel per miljoen. Boven 15 km schijnt het waterdampgehalte weer enigszins toe te nemen.

2 Stofdeeltjes in de atmosfeer

Naast de gasvormige bestanddelen en de waterdruppels en ijskristallen komen in de atmosfeer nog stofdeeltjes voor die van het aardoppervlak kunnen zijn opgewaaid of door vulkanische uitbarstingen in de dampkring kunnen zijn gebracht. Ook meteoorstof wordt in de dampkring aangetroffen. As- en roetdeeltjes komen door verbrandingsprocessen in de lucht terecht, evenals druppeltjes die uit sterke zuuroplossingen bestaan. Uit het zeeoppervlak kunnen, met name uit de schuimkoppen op golven, zeer kleine druppeltjes ontsnappen, gedeeltelijk verdampen en als druppeltjes van een relatief sterke zoutoplossing lang blijven zweven. Sommige van de hier genoemde deeltjes spelen bij de condensatie van waterdamp een rol als condensatiekern. Het vulkanische stof, dat zich veelal op grote hoogte in de dampkring bevindt, meestal boven de tropopauze, kan aanleiding geven tot bijzondere schemeringsverschijnselen.

Gedurende een aantal jaren heeft zich ook een vrij groot aantal radioactieve deeltjes in de atmosfeer bevonden als gevolg van de experimenten in de dampkring met nucleaire wapens. Sedert een maximum in 1962/1963 is deze kunstmatige radioactiviteit van de atmosfeer sterk afgenomen tot nauwelijks meer aantoonbaar. Na de ramp met de kernenergiecentrale Tsjernobyl op 26 april 1986 nam de kunstmatige radioactiviteit van de atmosfeer boven Europa weer belangrijk toe, maar bleef daarbij in Nederland nog juist beneden het eerder genoemde maximum.

3 Samenstelling van de hoogste lagen

Boven een hoogte van 80 90 km begint de samenstelling van de lucht langzaam te veranderen. In de eerste plaats neemt de hoeveelheid atomaire zuurstof ten gevolge van fotodissociatie toe. Boven 100 km begint ook N2 in twee stikstofatomen uiteen te vallen. Een gevolg van deze splitsingen is, dat de gemiddelde molecuulmassa van de lucht boven 90 km geleidelijk met toenemende hoogte afneemt. Bovendien vindt op deze grote hoogten niet langer de turbulente menging plaats die verantwoordelijk is voor de constantheid van de samenstelling van de lucht beneden 80 90 km. Hierdoor beginnen de diverse bestanddelen van de lucht zich als afzonderlijke atmosferen te gedragen, die elkaar niet benvloeden.

Temperatuur, druk en dichtheid

Aangezien de atmosferische lucht als een ideaal gas kan worden beschouwd, voldoet zij aan de gaswet p=rR1T, waarbij p de druk is welke de lucht uitoefent, r de dichtheid, T de absolute temperatuur en R1 de gasconstante voor lucht, die omgekeerd evenredig is met de relatieve molecuulmassa van het gas. In de onderste 80 90 km van de atmosfeer bedraagt R1, indien in het Internationaal Stelsel van Eenheden (SI) wordt gewerkt, 287 J/(kgK). Boven 90 km is de molecuulmassa kleiner en wordt R1 dus groter. De luchtdruk is bij zeer goede benadering geheel van statische aard, dwz. dat hij gelijk is aan het gewicht (massa maal versnelling van de zwaartekracht) van de luchtkolom met eenheid van doorsnede, die zich bevindt boven de plaats waar de druk wordt gemeten. De massa van een op het aardoppervlak rustende luchtkolom bedraagt gemiddeld ongeveer 104 kg per m2 (resulterend in een luchtdruk op zeeniveau van ca. 101, 3 kilopascal 1013 millibar of hectopascal). De totale massa van de atmosfeer is derhalve ongeveer 51018 kg, dat is minder dan een miljoenste deel van de massa van de gehele aarde. Op zeeniveau bedraagt de drukafname met de toeneming van de hoogte ca. 1/8 hPa ( 12,5 Pa) per meter. Met toenemende hoogte wordt de drukverandering per meter hoogteverandering minder, omdat deze drukverandering evenredig is met de druk zelf. Het is mogelijk een soort gemiddelde toestand in de atmosfeer te beschrijven door uit te gaan van een bepaalde druk op zeeniveau, p0, en een bepaald verloop van de temperatuur met de hoogte. Men noemt een op een dergelijke wijze geconstrueerd verband tussen p, T en de hoogte z een standaardatmosfeer. De veel gebruikte standaardatmosfeer is die welke in 1962 in de Verenigde Staten werd berekend, uitgaande van de meest betrouwbaar geachte gegevens omtrent de verticale temperatuurverdeling in de dampkring. Men ging daarbij tot een hoogte van 700 km. In verband met de spaarzame gegevens uit de lagen boven ongeveer 30 km is de standaardatmosfeer voor de desbetreffende niveaus in hoge mate speculatief, dwz. dat niet met zekerheid kan worden gesteld dat zij daar een voldoende benadering van de werkelijkheid geeft.

Met toenemende hoogte neemt het gehalte aan lichte gassen toe en wel sneller naarmate de temperatuur lager is. Men spreekt hier van ontmenging van de lucht. Berekeningen leren bijv. dat bij een temperatuur van 1000 K boven ca. 100 km het aantal zuurstofatomen het aantal stikstofmoleculen begint te overtreffen; boven 600 km zijn er meer heliumatomen dan zuurstofatomen, terwijl ten slotte boven 2500 km de waterstofatomen overwegen. Een gedeelte van de waterstof- en de heliumatomen is, door de grote hoogte waarop zij zich bevinden (zodat g klein is) en door de hoge temperatuur (hetgeen betekent dat de snelheid van de atomen groot is), in staat aan de aantrekkingskracht van de aarde te ontsnappen en verdwijnt langzaam in de wereldruimte. Er vindt echter ook aanvulling plaats, wat de waterstof betreft o.a. door protonentoevoer met de zonnewind, terwijl helium door radioactief verval in de aardkorst aan de atmosfeer wordt toegevoerd.

De lagen

De atmosfeer kan in een aantal lagen worden verdeeld, waarbij de verandering van de temperatuur met de hoogte als criterium kan worden gebruikt.

Men dient zich te realiseren dat een standaardatmosfeer zoals hierna wordt besproken een constructie is die zo goed mogelijk aan de werkelijkheid is aangepast, maar die daar natuurlijk toch nooit geheel mee overeenstemt.

1 Troposfeer

De troposfeer (v. Gr. tropos = wending, omkering, omdat in deze laag verticale luchtstromingen voorkomen) is de onderste laag van de atmosfeer, reikend tot een gemiddelde hoogte van ca. 11 km, en wordt gekenmerkt door een daling van de temperatuur met de hoogte, gemiddeld 6 7 C per 1000 m. Het weer speelt zich vrijwel uitsluitend in de troposfeer af.

De bovenste begrenzing van de troposfeer heet tropopauze (v. Gr. pausis = het ophouden). Nabij de polen bedraagt de gemiddelde hoogte van de tropopauze 8 10 km, aan de equator 17 18 km, waarbij dan nog variaties tussen vrij ruime grenzen mogelijk zijn. De tropopauze is steeds betrekkelijk duidelijk gemarkeerd, behalve boven sterke luchtstromingen in de bovenste lagen van de troposfeer (straalstroom) ten gevolge van de krachtige turbulentie. Men spreekt daar van een tropopauzebreuk. Boven diepe depressies op gematigde breedte ligt ten gevolge van de divergente bewegingen in de hogere niveaus van de troposfeer en de daarmee gepaard gaande dalende luchtbeweging de tropopauze in een tropopauzetrechter soms wel enige km lager dan in de omgeving.

2 Stratosfeer

Boven de tropopauze bevindt zich de stratosfeer (v. Lat. stratum = het uitgespreide). In de lagere gedeelten wordt deze laag gekenmerkt door het ophouden van de temperatuurdaling, dus door met toenemende hoogte gelijk blijvende temperatuur, die op gematigde breedten ca. -55 C bedraagt. In de hogere delen van de atmosfeer wordt veel ultraviolet zonlicht geabsorbeerd, waardoor de temperatuur daar weer hoger is. Op 47 km hoogte is de temperatuur opgelopen tot ca. 0 C. Een bijzonder verschijnsel is de stratosferische verwarming. Het is gebleken dat in het winterhalfjaar de stratosfeertemperaturen nabij de polen bijzonder laag worden, en wel ca. -70 C. De temperaturen stijgen dan tegen het einde van de winter snel tot een waarde van ca. -55 C. Deze verwarming, die zich in een paar dagen kan voltrekken en waarvan de oorzaak nog niet geheel vaststaat, kan voorkomen tussen begin januari en eind maart. Een tweede belangwekkend verschijnsel in de stratosfeer is de zgn. quasi-tweejarige schommeling. Deze komt op lage breedte tot uiting in een omslaan van de windrichting van oost naar west en omgekeerd, met een periode van ca. 26 maanden (zie 5.2). De ongeveer 5 km dikke overgang naar de volgende laag heet stratopauze.

3 Mesosfeer

In de mesosfeer (v. Gr. mesos = midden), de laag tussen ca. 52 en 79 km) daalt de temperatuur weer met toenemende hoogte. In de mesopauze bereikt zij een nieuw minimum van ca. -90 C.

4 Thermosfeer

In de boven ca. 90 km hoogte gelegen thermosfeer (v. Gr. therm = warmte) begint de temperatuur weer met toenemende hoogte te stijgen en bereikt ten slotte waarden van meer dan 1000 C. Merkwaardig is dat de dichtheid in de thermosfeer tijdens een zonnevlekkenmaximum aanmerkelijk groter schijnt te zijn dan tijdens een periode met een gering aantal zonnevlekken. Voorts is de dichtheid er overdag groter dan gedurende de nacht. Men spreekt van getijden in de thermosfeer. Een en ander hangt samen met variaties in de temperatuur, die een zelfde verloop vertonen.

De dichtheid van de lucht is in de hogere lagen van de thermosfeer zo gering, dat de gasmoleculen lange wegen kunnen afleggen voordat ze van richting veranderen door botsing met een ander molecule. Als hun beweging van de aarde af gericht is, kunnen lichte moleculen of atomen op deze wijze zelfs in de planetaire ruimte ontsnappen. Het gebied waar deze ontsnapping van belang begint te worden, wordt wel exosfeer genoemd (v. Gr. exoo = buiten). Een bovenste begrenzing van de exosfeer (en dus van de atmosfeer) is niet aan te geven: de exosfeer gaat geleidelijk over in de interplanetaire ruimte.

Uit poollichten die op grote hoogte optreden, weet men dat er op vele honderden km hoogte nog sporen lucht aanwezig zijn. Uit wijzigingen in de omlooptijd van kunstmanen heeft men sporen op nog grotere hoogten gevonden.

5 Andere indelingen

In andere, thans voor een deel verouderde indelingen van de atmosfeer in lagen gebruikt men termen waarvan er enkele nog van belang kunnen zijn.
Homosfeer (v. Gr. homos = gelijk, dezelfde), de laag beneden ca. 90 km, waarin de gassen in vrijwel constante verhouding voorkomen. Boven de homopauze (die ongeveer samenvalt met de mesopauze) begint de heterosfeer (v. Gr. heteros = anders), de atmosfeer boven 90 km, waarin met toenemende hoogte de lichtere bestanddelen gaan overheersen en de samenstelling van de lucht dus niet constant is.

In de hogere delen van de stratosfeer wordt onder invloed van de zonnestraling uit zuurstof (O2) ozon (O3) gevormd; de grootste ozonconcentratie wordt aangetroffen tussen ca. 20 en 40 km; deze laag wordt daarom wel ozonosfeer genoemd.

Boven 5070 km bevat de atmosfeer voldoende ionen en vrije elektronen om de voortplanting van radiogolven te benvloeden. Men noemt dit gedeelte van de atmosfeer ionosfeer. Men onderscheidt daarin verschillende lagen: de D-laag (5070 km), de E-laag (ca. 100 km), de F1-laag (ca. 200 km) en de F2-laag (ca. 300 km).

Op hoogten van 20!000 30!000 km wordt de aarde omringd door een soort schil van geladen deeltjes, die in het aardmagneetveld zijn gevangen en daarin vrijwel permanent verblijf houden. Op geringere hoogte bevindt zich nog een tweede dergelijke schil. Deze schillen vormen de vanallengordels (zie stralingsgordels). Omdat hier het magneetveld zon grote rol speelt, spreekt men van de magnetosfeer (zie aardmagnetisme).

Fysische processen

1 Straling

Alle fysische verschijnselen in de dampkring kunnen worden toegeschreven aan de straling die de aarde ontvangt van de zon en de straling die zij verliest aan de wereldruimte. Tussen ontvangen en afgegeven straling moet gemiddeld evenwicht bestaan omdat anders de aarde langzaam warmer of kouder zou worden. De golflengte waarbij de stralingsenergie van de zon maximaal is, ligt in het zichtbare gedeelte van het spectrum (bij ca. 0, 5 m = 500 nm). De van de zon ontvangen straling heeft het grootste effect op lage geografische breedte waar de zonshoogte gemiddeld het grootst is. Dit leidt o.a. tot een temperatuurverdeling langs het aardoppervlak waarbij in het gemiddelde de temperatuur met toenemende breedte afneemt. De straling wordt voorts bij haar gang door de atmosfeer sterk gemodificeerd.

Stelt men de gemiddelde temperatuur van de aarde op 290 K (wat iets te hoog is), dan ligt de maximale energie van de door de aarde afgegeven straling volgens de wet van Wien in het infrarood, en wel bij ca. 10 m. Daarom kunnen de beide stralingsstromen (afkomstig van de zon en uitgezonden door de aarde) afzonderlijk worden beschouwd.

De intensiteit van de zonnestraling, gemeten op een oppervlak dat loodrecht staat op de richting naar de zon, de zonneconstante, J0 blijkt ongeveer 1400 W/m2 te bedragen. De energie die aan een eenheid van het aardoppervlak ten goede komt is kleiner dan J0. In de eerste plaats valt de straling meestal onder een van nul verschillende hoek met de verticaal op het beschouwde deel van het aardoppervlak. In de tweede plaats wordt de straling in de atmosfeer verzwakt, en wel door absorptie, diffuse verstrooiing en reflectie.

Absorptie vindt plaats door verschillende gassen die zich in de dampkring bevinden, zoals CO2 (koolstofdioxide), H2O (waterdamp) en O3 (ozon). In feite wordt het ultraviolette deel van het zonnespectrum met golflengten beneden ca. 300 nm afgesneden door de absorptie door ozon en zuurstof. Deze absorptie leidt o.a. tot het uiteenvallen van het zuurstofmolecule in twee atomen en vervolgens tot de vorming van ozon. De ultraviolette straling van de zon is bovendien in staat moleculen en atomen te ioniseren, hetgeen geschiedt in hogere niveaus en leidt tot het ontstaan van de ionosfeer. De absorptie door CO2 en H2O in het infrarood is voor de totale energie van de zonnestraling van weinig belang.

Verstrooiing van straling vindt plaats aan kleine deeltjes en ten gevolge van dichtheidsfluctuaties in de atmosfeer op zeer kleine schaal. De verstrooiing van straling ten gevolge van de dichtheidsfluctuaties is sterker naarmate de golflengte van de straling kleiner is. Dit resulteert in de blauwkleuring van de hemel overdag en de rood- en purperkleuring bij laagstaande zon. Deeltjes die groter zijn dan de golflengte van het licht (bijv. stofdeeltjes en waterdruppels), verstrooien veelal in het gehele zichtbare gebied op nagenoeg dezelfde wijze.

Terugkaatsing (reflectie) van straling vindt plaats aan wolken, aan stoflagen en in sterke mate aan bepaalde delen van het aardoppervlak zoals oceanen bij laagstaande zon en sneeuw- en ijsvelden. Reflectie hangt veel minder sterk van de golflengte af dan absorptie en verstrooiing. De factor die aangeeft in welke mate de zonnestraling, afkomstig gedacht uit het zenit, wordt verzwakt door rayleighverstrooiing, absorptie en het effect van stof, noemt men optische dikte van de atmosfeer. De verhouding tussen de totale verzwakking en die ten gevolge van de rayleighverstrooiing wordt de turbiditeit van de atmosfeer genoemd. Uiteraard is de totale verzwakking (de extinctie) die de zonnestraling in de atmosfeer ondergaat afhankelijk van de zonshoogte.

Van de verstrooide en de gereflecteerde straling verdwijnt een deel weer terug naar de wereldruimte. Men noemt de fractie die deze straling uitmaakt van de totaal op de aarde vallende straling het albedo van de aarde (volgens satellietwaarnemingen ca. 30%).

Zowel het aardoppervlak en de wolken als bepaalde bestanddelen van de lucht stralen eveneens. Het betreft hier uitsluitend infrarode straling, waarvan een deel naar de wereldruimte verdwijnt; m.n. vindt deze ontsnapping plaats in het zgn. atmosferische venster, het golflengtegebied tussen ca. 8 en ca. 12 m waarin noch H2O noch CO2 in belangrijke mate absorbeert. Het grootste deel, ca. 90%, wordt echter door de atmosfeer geabsorbeerd, vooral door deze drie-atomige moleculen.

De warmtehuishouding in de atmosfeer wordt derhalve voor een belangrijk deel bepaald door de hoeveelheden waterdamp (eventueel wolken) en koolstofdioxide die in de atmosfeer aanwezig zijn. Het belangrijkste is daarbij dat de uitstraling van de aarde, die geheel in het infrarood ligt, wordt onderschept.

De atmosfeer ontvangt ook warmte door convectie van warme lucht afkomstig van het aardoppervlak en door condensatie van waterdamp, die in de atmosfeer is gebracht door verdamping van water aan het aardoppervlak. De atmosfeer straalt een gedeelte van de totale door absorptie, convectie en condensatie ontvangen warmte naar de wereldruimte uit en de rest terug naar het aardoppervlak. Deze tegenstraling reduceert de nachtelijke afkoeling van het aardoppervlak en de benedenste luchtlagen. De atmosfeer heeft dus een matigende werking op de dagelijkse temperatuurvariatie. Men spreekt hierbij (niet geheel correct) van de broeikaswerking van de dampkring. Een toename van de gassen, die de langgolvige straling van de aarde absorberen (CO2, 03, CH4, N2O, H2O), leidt tot een versterking van deze broeikaswerking. De uitstraling in het infrarood door H2O en CO2 resulteert op zichzelf in een geringe afkoeling van de luchtlagen waarin deze uitstraling plaatsvindt, in het algemeen niet meer dan enige C per dag. Het effect van de convectie is meestal veel groter. Stoflagen en wolken stralen sterker uit dan gassen, hetgeen kan resulteren in een sterkere afkoeling. Het door menselijke activiteiten toegenomen stofgehalte van de atmosfeer zou de versterkte broeikaswerking weer enigszins kunnen compenseren. Evenmin staat vast in hoeverre het vrijgekomen CO2 weer door de biosfeer en in de oceanen wordt vastgelegd. Een sterke verwarming van de atmosfeer vindt plaats op 50 km hoogte, waar O2 en O3 in sterke mate kortgolvige zonnestraling absorberen, terwijl de uitstraling in het infrarood slechts gering is.

De atmosfeer reageert ook op de geladen deeltjes die onder bepaalde omstandigheden door de zon met grote snelheid worden uitgezonden. Naast storingen in het radioverkeer ten gevolge van een verstoring van de ionosfeer en de zgn. magnetische stormen veroorzaakt dat reageren een van de fraaiste geofysische verschijnselen, het poollicht. Uit het feit dat dit poollicht het meest frequent ontstaat in de lagen tussen 100 en 110 km blijkt, dat in deze lagen het effect van de deeltjes het grootst is.

Overigens wordt de atmosfeer voortdurend door geladen en ongeladen deeltjes gebombardeerd . Een en ander resulteert in kernomzettingen in de dampkring waarbij ook radioactieve nucliden ontstaan.

2 Bewegingen

Van bijzonder belang zijn de bewegingen welke de lucht uitvoert (zie wind). Deze hangen, althans in de troposfeer, samen met de ongelijke verwarming van gebieden op hoge en lage geografische breedte, terwijl bovendien het verschil in thermisch gedrag tussen land- en wateroppervlakken een rol speelt. In luchtstromingen van grote afmetingen die uit deze ongelijke verwarming ontstaan, komen veelal storingen tot ontwikkeling, zoals depressies en tropische orkanen.

Ook op grote hoogte is de atmosfeer voortdurend in beweging. Een bijzonder verschijnsel vormen de atmosferische getijden (atmosferische eb en vloed). Deze doen zich nabij het aardoppervlak uitsluitend voor als een dubbeldaagse drukvariatie met een amplitude van ruim 1 hPa nabij de equator en van 0, 1 hPa op hoge breedte, maar ze manifesteren zich op grote hoogte (boven 30 km) in een dubbeldaagse windvariatie met een amplitude die met de hoogte toeneemt tot 10 m/s of meer. Men heeft dit o.a. afgeleid uit de waarnemingen aan geoniseerde meteoorsporen en uit de dagelijkse variaties in het magneetveld van de aarde. De atmosferische getijden worden niet veroorzaakt door de aantrekkingskracht van de maan, zoals bij de oceanische getijden het geval is, maar door de straling van de zon, al is een zwakke invloed van de maan wel aangetoond. Het verschijnsel is een gevolg van de afwisseling van verwarming overdag en afkoeling gedurende de nacht van de atmosfeer. Dat daarbij niet ook een eenmaal daags optredende variatie van druk en wind ontstaat, maar een dubbeldaagse, hangt samen met de verticale temperatuurverdeling in de atmosfeer waardoor een dagelijkse gang in de atmosferische bewegingen wordt onderdrukt en de dubbeldaagse (een boventoon van de eenmaal daagse) juist wordt versterkt. Overigens is met betrekking tot de verklaring van de atmosferische getijden het laatste woord zeker nog niet gesproken.

Een ander belangwekkend fenomeen is een periodiciteit van ongeveer 26 maanden die in de waarnemingen in de stratosfeer is gevonden, met name op lage breedte. Er blijkt in de genoemde periode een omslag plaats te vinden van oostenwind naar westenwind en weer terug naar oostenwind.

De periodieke wisseling in de windrichting heeft niet steeds precies een periode van 26 maanden. Het verschijnsel plant zich van grotere hoogte naar geringere hoogte voort met ca. 6 km per jaar, zodat een bepaalde windrichting bijv. eerder op 30 dan op 24 km wordt aangetroffen. Ook in de temperatuur van de laag tussen 20 en 30 km hoogte is een periode van ruim twee jaar waargenomen. Er is nog geen afdoende verklaring voor het verschijnsel gevonden.

Naast de horizontale zijn ook de verticale luchtbewegingen van groot belang (zie convectie). Ook turbulentie is een verschijnsel dat in de atmosfeer frequent voorkomt en bijv. gevolgen heeft voor de verspreiding van luchtverontreiniging. Voor zover turbulentie gepaard gaat met belangrijke dichtheidsfluctuaties is ze hinderlijk voor het verrichten van bepaalde waarnemingen, bijv. astronomische (optreden van scintillatie).

3 Condensatie en verdamping

Van het grootste belang is het variabele bestanddeel water voor de natuurkunde van de dampkring.

Bij afkoeling door straling en hetgeen in het algemeen belangrijker is ten gevolge van het opstijgen van lucht kan een gedeelte van de in die lucht aanwezige waterdamp condenseren (zie condensatie) tot kleine druppeltjes (die beneden het vriespunt eventueel in ijskristallen kunnen overgaan), waardoor wolken of, wanneer de afkoeling plaatsvindt in de luchtlaag die met het aardoppervlak in contact is, mist ontstaan. Uit de wolken zal, wanneer aan bepaalde voorwaarden is voldaan, neerslag vallen. Omgekeerd kunnen wolken- en mistelementen verdampen, terwijl ook door verdamping uit de bodem, uit planten en uit wateroppervlakken waterdamp aan de atmosfeer wordt toegevoerd. Aangezien de condensatiewarmte groot is, gaan condenseren en verdampen van H2O in de atmosfeer gepaard met belangrijke energie-omzettingen. Zo worden tropische cyclonen vrijwel geheel in stand gehouden en ontwikkelen zij zich zelfs tot grotere intensiteit door de bij het condenseren van waterdamp vrijkomende energie.

De aanwezigheid van water in de dampkring leidt ook tot bijzondere optische verschijnselen, waarvan de regenboog en de diverse halo-verschijnselen de bekendste voorbeelden zijn.

4 Elektriciteit

Belangwekkend zijn ook de elektrische eigenschappen van de dampkring. Het aardoppervlak en de ionosfeer kunnen daarbij worden beschouwd als binnen- en buitenoppervlak van een bolcondensator, waarbij de aarde negatief is geladen. Er bestaat daardoor in de dampkring een elektrisch veld, dat van de ionosfeer naar de aarde is gericht. Door de aanwezigheid van ionen ontstaat in de atmosfeer een elektrische stroom, de zgn. mooi-weerstroom, die tracht het ladingsverschil tussen ionosfeer en aardoppervlak te verkleinen. Het veld wordt uiteindelijk in stand gehouden doordat onweerswolken in het algemeen een sterke negatieve lading aan de onderzijde bezitten. Dit geeft ter plaatse aanleiding tot een krachtige, aan de mooi-weerstroom tegengesteld gerichte stroom, terwijl bovendien bij blikseminslag negatieve lading naar de aarde wordt gevoerd.

Chemie

Sedert de Tweede Wereldoorlog heeft men steeds meer belangstelling gekregen voor het gedrag van bepaalde bestanddelen van de atmosferische lucht, waarbij het dan in hoofdzaak gaat om die stoffen, welke slechts in geringe en variabele hoeveelheden voorkomen, zoals O3, SO2, CO2, CH4, N2O en later ook van gehalogeneerde koolwaterstoffen (CFK's). Voorts interesseert men zich voor de verhouding waarin diverse isotopen van bepaalde elementen worden aangetroffen. Zo wordt bijv. door de kosmische straling radioactiviteit in de atmosfeer opgewekt, waarbij vooral radioactief koolstof, 14C, en tritium, 3H, van belang zijn. In de lagere niveaus spelen radon en thoron, afkomstig uit de bodem, en hun vervalproducten een rol.

Een aantal van de radioactieve stoffen in de atmosfeer kan betrekkelijk gemakkelijk worden gedetecteerd en uit hun voorkomen in afhankelijkheid van de geografische breedte en de hoogte kunnen conclusies worden getrokken omtrent de algemene circulatie in de atmosfeer.

Wat het voorkomen van de niet-radioactieve stoffen O3 (ozon), SO2 (zwaveldioxide) en CO2 (kooldioxide) betreft, geldt het volgende: ozon komt in hoofdzaak in de niveaus tussen 20 en 40 km voor, waarbij de concentraties op hoge geografische breedte het grootst zijn, ondanks het feit dat de intensiteit van de zonnestraling juist op lage breedte het grootst is. De hoeveelheid ozon in de troposfeer is gering. De herkomst is niet geheel duidelijk maar het lijkt waarschijnlijk, dat het troposferische O3 in het algemeen van stratosferische oorsprong is. Zie ook ozonsfeer.

SO2 is slechts een van de zwavelverbindingen die in de atmosfeer voorkomen. De lucht bevat ook sporen van H2S (zwavelwaterstof), terwijl ook sulfaten voorkomen. Nauwkeurige metingen in een betrekkelijk weinig verontreinigd gebied hebben aangetoond, dat het SO2-gehalte van de lucht veel sterker met de windrichting varieert dan dat van H2S. Terwijl SO2 sterk samenhangt met de door verbrandingsprocessen veroorzaakte luchtverontreiniging, is dit met H2S blijkbaar in veel mindere mate het geval. De laatste verbinding komt veelal langs natuurlijke weg in de atmosfeer, bijv. uit oceanen, uit moerassen en door het vervallen van organische stoffen. Een verbinding als SO2 verdwijnt weer gedeeltelijk door adsorptie door planten en door de bodem.

Het CO2 in de atmosfeer verkeert in een ingewikkeld evenwicht, waarbij koolzuurgas uit vulkanen en bosbranden aan de aarde ontsnapt en door de vegetatie wordt geassimileerd, terwijl er bovendien een koolstofuitwisseling tussen de atmosfeer en de oceanen bestaat, zie koolstofkringloop. Het CO2-gehalte van de atmosfeer is in deze eeuw geleidelijk toegenomen, van ca. 290 ppm (delen per miljoen) in 1900 tot ca. 350 ppm omstreeks 1990, dat is dus een toename van ca. 21%. Deze toename kan worden verklaard uit het toegenomen brandstofverbruik, met name door industrie, auto- en vliegverkeer. Aangezien CO2 een deel van de door de aarde uitgezonden straling absorbeert, moet een toename van het CO2-gehalte van de lucht resulteren in een geringer stralingsverlies van de aarde; zie broeikaseffect.

Invloed op astronomische waarnemingen

Daar waarnemingen van hemellichamen grotendeels geschieden vanaf het aardoppervlak, kunnen ze op verschillende wijzen benvloed worden door verschijnselen in de dampkringlagen. Allereerst kan de straling van het hemellichaam verzwakt worden bij haar passage door de atmosfeer. Bij sommige golflengten absorbeert de atmosfeer de straling geheel. Dit is het geval in het ultraviolet voor golflengten kleiner dan ca. 300 nm. Deze absorptie geschiedt door zuurstof op grote hoogte, die daardoor gedissocieerd wordt; lager in de atmosfeer is het vooral de ozonlaag die de resterende ultraviolette straling direct absorbeert. Ozon veroorzaakt ook absorptiebanden in het geel-oranje (ca. 600 nm) en in het infrarood. Als gevolg van absorptie door kooldioxide (CO2) ontstaan absorptiebanden tussen 1500 tot 2800 nm en bij ca. 4300 nm. Het belangrijkste absorbens in de atmosfeer is waterdamp met banden in het infrarood.

Zie voor de absorptie van radiostraling bij radiostraling. Verder kan er verzwakking optreden door verstrooiing aan luchtmoleculen en van diffuse terugkaatsing en buiging aan stofdeeltjes en waterdruppeltjes. Zie hiervoor extinctie. Andere verschijnselen waarmee de astronoom rekening moet houden, zijn refractie, scintillatie en dispersie.
 

 
   

Poolgebieden



uw eigen startpagina


copyright WorldwideBase 2005-2009