Weerkunde, Meteorologie voor iedereen: De atmosfeer

De atmosfeer is het gasvormige omhulsel van de aarde en is door de zwaartekracht aan de aarde gebonden.

door

Zonder atmosfeer zou er op aarde geen leven mogelijk zijn. Zo weten we dat de atmosfeer:
· het zonlicht tempert tegen schadelijke ultraviolette straling
· de energiebalans van de aarde in stand houdt, zodat de aarde niet te warm of te koud wordt.

Het weer zoals wij dat ervaren speelt zich geheel af in de onderste lagen van die atmosfeer; maar hoe is ze opgebouwd en waaruit bestaat dit gasvormige omhulsel van de aarde?

Verticale indeling

De atmosfeer kan op basis van temperatuurverandering met de hoogte onderverdeeld worden in verschillende lagen met namen als troposfeer, stratosfeer etc. De overgangszones tussen de verschillende lagen heten tropopauze, stratopauze enzovoort.
Hoewel de overgangen niet altijd even scherp zijn, kan in het algemeen het volgende worden aangehouden (zie figuur en Tabel). Voor het weer zijn de troposfeer – en in mindere mate de stratosfeer – het belangrijkst; daarom gaan we op die twee lagen wat verder in in de volgende paragrafen.

Troposfeer

Dit is de laag tussen het aardoppervlak en gemiddeld 13 km hoogte. Boven de polen is de troposfeer als gevolg van de lagere temperaturen ongeveer 8 km dik, terwijl hij boven de tropen, waar de lucht veel warmer is, tot zo’n 16 km reikt. De troposfeer is met name voor ons van belang omdat zich hierin het weer afspeelt.

In de troposfeer neemt de temperatuur naar boven toe af met ongeveer 0,65 graad C per 100 meter. Verder bevindt bijna al het in de atmosfeer aanwezige water zich in de troposfeer. Het water komt voor in vaste toestand (sneeuw en ijs), in vloeibare (wolkendruppels, regen, mist) en in gasvormige (waterdamp).

Het onderste gedeelte van de troposfeer heet de atmosferische grenslaag. ’s Nachts is deze enkele tientallen of hooguit enkele honderden meters dik; overdag bedraagt de grenslaaghoogte enkele km. De hoogte van de grenslaag hangt nauw samen met stabiliteit en windsnelheid.

De tropopauze ligt aan de bovenzijde van de troposfeer op het niveau waar de temperatuur niet langer afneemt met de hoogte. De temperatuur bedraagt er ongeveer -56 graden C en verandert daar niet of nauwelijks meer met de hoogte. Een luchtlaag waarin de temperatuur niet of nauwelijks verandert met de hoogte heet een isotherme laag.

Stratosfeer

Boven de troposfeer bevindt zich de stratosfeer. Daarin is de invloed van het weer nog merkbaar als de toppen van grote buiencomplexen door de tropopauze heen schieten. Boven de isotherme laag van circa 5 km dikte neemt de temperatuur geleidelijk toe tot 0 graden C. Deze toename van de temperatuur is het gevolg van het vrijkomen van warmte bij de omzetting van zuurstof in ozon. In de stratosfeer wordt voortdurend ozon aangemaakt en afgebroken onder invloed van de ultraviolette zonnestraling. Op een hoogte van 25 tot 35 km is de verhouding tussen de intensiteit van de zonnestraling en het aantal zuurstofmoleculen optimaal; daar treedt dan ook de maximale ozonconcentratie op. Op grotere hoogte is de zuurstof al verdwenen en omgezet in ozon; op lagere hoogte is de zonnestraling al te veel verzwakt om het proces van ozonvorming nog effectief te laten verlopen.

Samenstelling van de lucht

De lucht aan het aardoppervlak is een mengsel van een groot aantal verschillende gassen. De gassen die in de grootste hoeveelheid voorkomen zijn stikstof (N2), zuurstof (O2) en argon (Ar) met respectievelijk ongeveer 78, 21 en 1% van het totale volume (zie figuur). Verder komen er nog zogenoemde sporengassen voor in zeer kleine hoeveelheden, die worden uitgedrukt in aantal deeltjes per miljoen totaal aantal deeltjes (p.p.m.) Gassen als koolstofdioxide (CO2; bekend van het broeikaseffect en van de opwarming van de aarde) en waterdamp (H2O) komen in wisselende concentraties voor.

De lucht aan het aardoppervlak is een mengsel van een groot aantal verschillende gassen. De gassen die in de grootste hoeveelheid voorkomen zijn stikstof (nitrogen, N2), zuurstof (oxygen, O2) en argon (Ar) met respectievelijk ongeveer 78, 21 en 1% van het totale volume.

Water is verreweg de invloedrijkste component in onze atmosfeer. Het komt voor als vloeibaar water, als waterdamp en als ijs en dan ook nog in sterk wisselende hoeveelheden. Verder speelt het een belangrijke rol bij de warmte- en energiehuishouding van de atmosfeer.

Om het belang van water aan te tonen nemen we als voorbeeld bewolking, die zoals bekend uit waterdruppeltjes en/of ijskristallen bestaat. Wolken kunnen zonnestraling absorberen of reflecteren, Hierdoor bereikt uiteindelijk maar een gedeelte van de zonnestraling het aardoppervlak.

Alle water in de atmosfeer is afkomstig van het aardoppervlak waar het verdampt uit oceanen, meren en rivieren; het wordt vervolgens met luchtbewegingen omhoog gevoerd. Hierdoor bevindt zich het grootste gedeelte van de aanwezige waterdamp in het onderste deel van de troposfeer. Naar boven toe neemt de hoeveelheid snel af; vooral boven de 10 km is de geringe hoeveelheid waterdamp duidelijk merkbaar. Het belang van waterdamp voor het weer komt in hoofdstuk ‘Luchtvochtigheid’ (6) verder aan bod.

Luchtdruk en luchtdrukpatronen

De luchtdruk is de kracht die het gewicht van een luchtkolom in de atmosfeer op een oppervlak uitoefent (zie figuur onder). In de weerberichten wordt de luchtdruk opgegeven in hectopascal (hPa). Alle gassen die aanwezig zijn in de atmosfeer dragen bij aan de luchtdruk, dus kan gezegd worden dat luchtdruk de som is van alle drukken, die de gassen in de lucht elk afzonderlijk uitoefenen. De luchtdruk is afhankelijk van de dichtheid en de samenstelling van de lucht.

Figuur: De luchtdruk is de kracht die het gewicht van een luchtkolom in de atmosfeer op het aardoppervlak uitoefent. Hoe groter de hoogte boven het aardoppervlak, hoe kleiner het gewicht van de resterende luchtkolom zal zijn, de luchtdruk neemt dus af met toenemende hoogte.

Hoe groter de hoogte boven het aardoppervlak, hoe kleiner het gewicht van de resterende luchtkolom zal zijn, de luchtdruk neemt dus af met toenemende hoogte (zie figuur onder rechts). Hoewel de atmosfeer onafgebroken op zoek is naar evenwicht zal er toch geen stroming tot stand komen van de hoge druk naar de lagere druk in de verticaal. Dit heeft te maken met het feit dat er evenwicht is tussen de opwaartse gerichte kracht (van hoge druk naar lage druk) en de neerwaarts gerichte zwaartekracht. Dit evenwicht van krachten noemen we hydrostatisch evenwicht.

Figuur: Afname van de luchtdruk met de hoogte

De luchtdruk wordt gemeten met een barometer. Daarop staat de luchtdruk vaak nog aangegeven in millibar. Een millibar is gelijk aan 1 hectopascal. De meeste barometers bevatten een luchtledig doosje dat afhankelijk van de drukverandering meer of minder ingedrukt wordt; dat is bijvoorbeeld het geval bij de hiernaast afgebeelde barometer. De beweging wordt overgebracht op een wijzerplaat, waarop de luchtdruk kan worden afgelezen.

Barometer

Om de luchtdruk van verschillende plaatsen te kunnen vergelijken, wordt de gemeten luchtdruk herleid naar zeeniveau. Op weerkaarten worden lijnen getrokken van plaatsen met gelijke luchtdruk; dergelijke lijnen noemt men isobaren. Hierdoor is het mogelijk om luchtdrukpatronen op de weerkaart waar te nemen.

Figuur: Weerkaart met een hogedrukgebied (H), talrijke lagedrukgebieden (L) en isobaren (‘gewone’ lijnen). Geheel links op de kaart is een rug van hoge luchtdruk zichtbaar. De kale dikke blauwe lijnen zijn troggen. Geheel linksboven ligt bij New Fouindland een zadelgebied. Verder bevat de weerkaart warmtefronten koufronten en occlusies.

We onderscheiden:
-hogedrukgebieden, waar de weerkaart gesloten isobaren laat zien rond een gebied met relatief hoge luchtdruk.
-lagedrukgebieden, met gesloten isobaren rond een gebied met relatief lage luchtdruk
-troggen, uitlopers van lagedrukgebieden
-ruggen, uitlopers van hogedrukgebieden.
-zadelgebieden; deze liggen tussen twee gebieden van lage druk en twee van hoge druk in.

Gaswet

We hebben al gezien dat de luchtdruk afneemt met toenemende hoogte, maar deze afname is niet constant. Dit heeft te maken met het feit dat de atmosfeer is opgebouwd uit gassen. Een van de eigenschappen van gassen is dat ze zijn samen te drukken. Hierdoor wordt vooral de lucht nabij het aardoppervlak sterk samengedrukt onder het gewicht van de bovenliggende luchtkolom. Bekijken we nu een kg lucht aan het aardoppervlak en vergelijken we die met dezelfde hoeveelheid op bijvoorbeeld 5500 meter dan blijkt dat de luchtdichtheid op die hoogte ongeveer de helft is van hetgeen we op zeeniveau meten. Maar op 16 kilometer is dit nog maar een tiende van hetgeen we onderin meten. We kunnen dus stellen dat de grootste luchtdichtheid, dus relatief meer luchtdeeltjes, voorkomt nabij het aardoppervlak en dat de lucht ijler wordt naarmate we hoger komen.

De afhankelijkheid van luchtdruk en luchtdichtheid is hiermee duidelijk gemaakt, maar er speelt nog een grootheid een rol en dat is de temperatuur. De temperatuur is van belang omdat bij een verhoging van temperatuur de luchtdichtheid minder zal worden. Deze kenmerken van een gas werden door de natuurkundigen Boyle en Gay-Lussac in de bekende gaswet vastgelegd.

Ballon met radiosonde

Verticaal evenwicht; stabiliteit

Tot de meteorologische metingen die door het KNMI worden uitgevoerd, behoort de bepaling van luchtdruk, temperatuur, luchtvochtigheid en wind in de luchtlagen tot ongeveer 20 kilometer hoogte. Daarvoor wordt dagelijks op internationaal vastgestelde waarneemstations en waarneemtijden (00 en 12 UTC, Universal Time Co-ordinated) een ballon opgelaten met daaraan een radiosonde.

Deze radiosonde bevat een aantal meetinstrumenten waarmee bovengemelde elementen bepaald of afgeleid kunnen worden. Met de meetgegevens kunnen we bijvoorbeeld een grafiek maken met het verloop van de temperatuur en van de vochtigheid met de hoogte. Meestal lopen de temperatuurkrommen niet verticaal; de temperatuur neemt namelijk af met de hoogte. Dat komt doordat ook de luchtdruk afneemt met de hoogte; als een warme luchtbel opstijgt, komt ze terecht in een omgeving waar de luchtdruk lager is. Om evenwicht te krijgen tussen de omgeving en de luchtbel, zet deze uit. De energie die nodig is om die uitzetting te bewerkstelligen wordt onttrokken aan diezelfde luchtbel, waardoor afkoeling optreedt.

Het verloop van temperatuur en vochtigheid met de hoogte wordt voor iedere radiosonde-oplating getekend in een speciaal diagram. Om het diagram makkelijk te kunnen lezen, staan er lijnen in van constante hoogte (horizontaal/ evenwijdig aan de x-as) en van constante temperatuur (verticaal/ evenwijdig aan de y-as). Bovendien zijn nog twee extra lijnen voorgedrukt, die minder voor zich spreken:

droog adiabaten: deze lijnen laten zien hoe de temperatuur van droge, opstijgende lucht afneemt met de hoogte ten gevolge van de afname van de luchtdruk. De temperatuurafname bedraagt ongeveer 1 graad per 100 m.

verzadigd adiabaten: deze lijnen laten zien hoe de temperatuur van opstijgende lucht verandert met de hoogte ten gevolge van de afname van de luchtdruk, als er tegelijkertijd sprake is van condensatie in opstijgende lucht of verdamping in dalende lucht. Door de afkoeling van de lucht kan deze namelijk oververzadigd raken. De bij de optredende condensatie vrijkomende condensatiewarmte beperkt de temperatuurafname ten gevolge van de uitzetting van de lucht. De temperatuurafname bedraagt nu in de onderste lagen van de atmosfeer slechts 0,6 graad per 100m. Op grotere hoogte is het kouder en daardoor is er minder vocht aanwezig; daardoor komt er minder condensatiewarmte vrij en zijn de verschillen tussen droog- en natadiabaten dus kleiner dus kleiner.

Met behulp van de diagrammen is het mogelijk te bepalen of de atmosfeer stabiel is of onstabiel. In een onstabiele atmosfeer ontwikkelen zich gemakkelijk stapelwolken, die soms tot een bui kunnen uitgroeien. In een stabiele atmosfeer wordt de vorming van stapelwolken en buien juist bemoeilijkt; wel kan er overlast ontstaan door luchtverontreiniging. De atmosfeer is stabiel als de gemeten temperatuur minder afneemt met de hoogte dan de adiabatische temperatuurverandering aangeeft. Opstijgende lucht is dan warmer, en daardoor lichter dan zijn omgeving, zodat hij nog verder door blijft stijgen. De atmosfeer is onstabiel als de temperatuur sterker afneemt dan de adiabatische temperatuurverandering aangeeft. Lucht die probeert op te stijgen, is dan kouder en dus zwaarder dan de lucht in de omgeving en zakt daardoor weer terug naar het niveau waar hij vandaan kwam. Natuurlijk kan het temperatuurverloop met de hoogte ook de adiabatische temperatuurverandering volgen; in dat geval is de atmosfeer neutraal.

Figuur: neutrale atmosfeer: de gemeten temperatuur (zwarte getrokken lijn) neemt ongeveer evenveel af met de hoogte als de adiabatische temperatuurverandering (rode streepjeslijn) aangeeft.

Figuur: stabiele atmosfeer: de gemeten temperatuur neemt (zwarte getrokken lijn) minder af met de hoogte dan de adiabatische temperatuurverandering (rode streepjeslijn) aangeeft.

Waarnemen en monitoren van de atmosfeer

Voor het maken van weersverwachtingen en voor het monitoren van het klimaat is het van belang om de toestand van de atmosfeer goed te kennen en te volgen. Om dat te kunnen doen zijn talrijke meetsystemen ontwikkeld en in routinematig gebruik. Het meest ‘klassiek’ is het waarneemstation voor oppervlaktewaarnemingen. Een waarnemer registreert temperatuur, vochtigheid, bewolking, zicht en talrijke andere meteorologische grootheden. De oppervlaktewaarnemingen worden ook verricht vanaf schepen. Overigens wordt het waarnemen wereldwijd meer en meer geautomatiseerd, zodat het aantal automatische waarneemstations en automatische meetboeien sterk toeneemt.

Overzicht van methoden van weerwaarneming

Gedurende de Tweede Wereldoorlog ontdekte men dat op radarschermen niet alleen vijandige vliegtuigen te zien waren, maar ook neerslaggebieden. Na de oorlog werd deze toepassingsmogelijkheid van de radar verder ontwikkeld en benut.
Neerslagmetingen met radar zijn een vorm van meten-op-afstand vanaf het aardoppervlak Ook andere meteorologische grootheden kunnen vanaf de grond op afstand gemeten worden; zo bepaalt men wind, temperatuur- en vochtprofielen met dopplerradars en akoestische en optische meetapparatuur.

Radarbeelden

Naast waarnemingen van het aardoppervlak zijn er ook gegevens nodig van hogere niveaus in de atmosfeer. Meetmasten komen hooguit enkele honderden meters hoog. De hoogste meetmast van Nederland staat in Cabauw en is 225m hoog.

KNMI-Meetmast te Cabauw

Aanvankelijk werkte men om wat hoger te komen wel met vliegers, maar tegenwoordig gebruikt men radiosondes, die omhooggelaten worden aan een ballon. De radiosondes meten temperatuur, vochtigheid, luchtdruk, wind en hoogte. De gegevens worden opgevangen in een grondstation en doorgesluisd naar meteorologische gebruikers overal ter wereld. Verder werkt men nu ook steeds meer met vliegtuigwaarnemingen om informatie te verkrijgen over de toestand van de bovenlucht. Op veel lijnvluchten van commerciele luchtvaartmaatschappijen gaat apparatuur mee om temperatuur, vocht en wind te kunnen bepalen op vlieghoogte.

Het oplaten van een weerballon met radiosonde vanaf het KNMI-terrein in De Bilt

Sinds 1960 worden weersatellieten ingezet om de atmosfeer te monitoren. De eerste weersatellieten leverden uitsluitend beelden van aardoppervlak en bewolking. Nu zijn de satellieten omvangrijke meetplatforms vanwaaruit allerlei meteorologische metingen worden verricht. Men spreekt van ‘remote sensing: meten op afstand’. Naast wolkenbeelden leveren de satellieten gegevens over temperatuur, vochtigheid en wind op verschillende hoogtes in de atmosfeer. Ook kan men de data bewerken tot allerlei producten, bijvoorbeeld een beeld met zeewatertemperaturen.

Beeld met zeewatertemperaturen van de Noordzee, ontleend aan satellietwaarnemingen