Ons weer
De praktijk van de weerkunde
Het is basis meteorologie:
“De troposfeer is het onderste deel van de atmosfeer of dampkring om de aarde. Boven de poolgebieden is de troposfeer 8 kilometer hoog. In Nederland is de troposfeer 10 kilometer hoog. In de tropen is de troposfeer 16 kilometer hoog.
Het onderste deel van de troposfeer heet de planetaire grenslaag (Planetary Boudary Layer, PBL) of ook wel atmosferische grenslaag. Boven de PBL heb je de vrije atmosfeer. De bovenkant de van de troposfeer heet de tropopauze. Deze vormt de grens tussen de troposfeer en de volgende laag: de stratosfeer.
Kenmerk van de troposfeer is dat de temperatuur met 6,5 graden Celsius afneemt als je 1000 meter hoger komt. In de stratosfeer neemt de temperatuur juist weer toe. De temperatuur boven in de troposfeer is -55 graden Celsius. De temperatuur daalt omdat de lucht van onder verwarmd wordt door de aarde. De aarde weerkaatst namelijk het warme zonlicht. Die warmte wordt opgenomen in de lucht. Hoger in de lucht dringt minder straling door en wordt ook minder opgenomen omdat de luchtdruk afneemt.”(https://wikikids.nl/Troposfeer)
Volgens de ‘standaard-theorie’ wordt de troposfeer dus van onder verwarmd, de hogere lagen worden opgewarmd door zonnestraling die door specifieke moleculen, zoals ozon, wordt geabsorbeerd. De broeikas-theorie haakt hierop in door te stellen dat ook de troposfeer met name wordt verwarmd door de moleculen van de troposferische gassen die in staat zijn om deze straling op te vangen en vast te houden, de zgn. ‘broeikas-gassen” (met name waterdamp en kooldioxide).
Toch heeft deze theorie, zoals we in de webpagina ‘de loodzware hitte’ konden zien, de nodige moeite met het verklaren van een groot aantal fenomenen die we op andere planeten kunnen waarnemen.
Hoe kan bijvoorbeeld op Jupiter en ook op Venus de uitgaande straling hoger zijn dan de inkomende straling? Waarom is de temperatuurdaling in de troposfeer zo verbazend constant, maar dan wel op wat hogere hoogtes (boven de PBL)? En vooral ook: waarom is de temperatuur boven de planetaire grenslaag (van 200-2.000 meter) niet meer afhankelijk van het dag- en nachtritme?
In de webpaina ‘de loodzware hitte’, is uitgebreid ingegaan op de zwaartekracht compressie en het hydraulische evenwicht van de atmosfeer die wel een antwoord geven op belangrijke vragen. Maar schiet deze theorie niet ook op een belangrijk onderdeel ernstig tekort? Wanneer opwarming plaats vindt door enerzijds zonnestraling en anderzijds door zwaartekracht compressie, hoe zit het dan met ‘het weer’? Kan deze theorie dan wel antwoord geven op de bijzondere weersomstandigheden van de laatste jaren die we nu toeschrijven aan ‘klimaatverandering door het broeikas-effect’?
Ik wil hierop graag ingaan in het onderstaande.
Mengplaneet
Over de bijzondere ‘Planetary Boudary Layer’
Toch een broeikas-effect?
Wat is eigenlijk de rol van convectie binnen ons klimaat?
Over het weer in de PBL
Over dynamische en thermische drukgebieden; waardoor verandert het synoptische weerbeeld boven Europa? Een eerste verkenning
Mengplaneet
Binnen de troposfeer neemt de ‘Planetary Boudary Layer’ een bijzondere positie in. Alleen in dit deel van de atmosfeer is er zoiets als een ‘dagelijkse gang’ te bespeuren. Het is het deel van de atmosfeer waarin wij leven en die wij elke dag ervaren. De unieke eigenschappen van de PBL verdienen dan ook allereerst een nadere studie, voordat een antwoord kan worden gegeven op de vraag hoe ons klimaat functioneert.
De Aardse PBL is (voor zover bekend) uniek in ons Zonnestelsel. Zoals we hierboven al uiteen hebben gezet wordt de gemiddelde temperatuur op een planeet in ons zonnestelsel veelal bepaald door één bepaalde soort van opwarming; convectie- of stralingswarmte. De temperaturen op Jupiter en Venus worden duidelijk bepaald door adiabatische opwarming, opgewekt door zwaartekracht. De temperaturen op Mars, de Maan en Mercurius worden duidelijk bepaald door stralingswarmte.
Een kenmerkend onderscheid tussen beide is dat de dagelijkse gang op de eerstgenoemde planeten te verwaarlozen is, terwijl die op de laatstgenoemde hemellichamen juist heel groot is. Iets wat samen moet hangen met het feit dat straling als energietransport instantaan is.
De Aarde is echter een mengplaneet, de enige in ons zonnestelsel. Er is verschil tussen dag en nacht, maar die is niet vergelijkbaar met de dagelijkse gang van bijvoorbeeld de Maan. Dit wordt veroorzaakt door het feit dat, zoals hierboven besproken, de zwaartekracht voor temperaturen zorgt die de Aarde leefbaar maken. Maar toch kan niet worden voorbij gegaan aan het gegeven dat ook de zonnestraling overdag voor een gemiddelde temperatuur kan zorgen die eigenlijk heel (on)aangenaam kan zijn.
In het rapport “Zonnestraling in Nederland” (KNMI, 1992) wordt bijvoorbeeld aangegeven dat de gemiddelde globale straling bijvoorbeeld in De Kooy, in het toch niet al te tropische Nederland, tussen 11 en 12 uur UT in juni 611 Wm-2 is. Dit betekent dat de temperatuur van de bodem hierdoor (zonder warmte-uitwisseling) naar een zelfs iewat onprettige 49 graden Celsius zou stijgen. De hoge temperaturen die op deze wijze berekend kunnen worden, zullen echter door diverse warmte-uitwisselingprocessen op een draaglijk niveau worden gehouden. Een belangrijke vraag is dan natuurlijk wel; hoe mengen de luchtlagen zich dan wel in de praktijk?
De ondergrens van de PBL wordt gevormd door het aardoppervlak, de bovengrens wordt de menglaaghoogte genoemd. De menglaaghoogte vormt een scheiding tussen twee lagen van de atmosfeer, de menglaag en de vrije troposfeer, waartussen, zoals uit bijvoorbeeld de onderstaande dagverloop blijkt (waarin de dagelijkse gang op een willekeurige zomerse dag in De Bilt is weergegeven), maar weinig uitwisseling plaatsvindt.
We zien hierboven ’s ochtends een flinke inversie tussen PBL en vrije troposfeer, veroorzaakt door de energie-uitwisseling van de PBL en de in de nachtperiode flink afgekoelde aardoppervlakte, die zich gedurende de dagperiode herstelt en zich ’s avonds opnieuw ontwikkelt.
We zien dus een vlak temperatuursverloop binnen de vrije troposfeer en inderdaad een PBL die haar naam eer aandoet.
Boven het PBL waait de wind bij benadering geostrofisch (parallel aan de isobaren), terwijl binnen het PBL de wind wordt beïnvloed door de wrijving aan het aardoppervlak en over de isobaren draait.
Toch broeikaseffect, alleen, de naam is juist
De temperatuur in de troposfeer stijgt met een natuurkundig vastgelegde rato, je zou dan kunnen verwachten dat de temperatuur op de Aardoppervlakte vrijwel overal gelijk zou zijn. Maar het is duidelijk dat dit niet het geval is. De onderste laag van de atmosfeer laat zich van een heel andere kant zien door de wisselwerking met de aardse bodemlagen, die als zwarte straler fungeert. Voor ons is dit deel waar deze wisselwerking plaats vindt, de grenslaag of Planetary Boudary layer (PBL), het belangrijkste deel van de tropsfeer.
Deze zone grenst aan het aardoppervlak en kan ook worden gedefinieerd als de zone waarbinnen wind en temperatuur binnen een tijdschaal van een uur door het aardoppervlak beïnvloed worden. Maar misschien is het beter om de PBL te definiëren als de zone in de troposfeer waarbinnen een duidelijke dagelijkse gang kan worden waargenomen.
Hoe kan de PBL, waar dus de dagelijkse gang plaatsvindt voor een zo grote energiebuffer kan zorgen als zij schijnbaar heeft?
Dit effect wordt meestal toegeschreven aan de isolerende werking van de atmosfeer, maar de atmosfeer in de ‘boundary layer’ zit (meestal) vol met broeikasgassen wat maakt dat de thermisch-isolerende werking van dit stukje atmosfeer helemaal niet zo groot is. Waarom ontsnapt de warmte van de PBL niet direct naar de bovenliggende lagen?
Ik zie eigenlijk maar één verklaring die hiervoor kan worden gevonden en dat is een continue aanwezigheid van een inversielaag, waarvan de temperatuur op een constant niveau wordt gehouden. Maar waar komt de warmte, om deze temperatuur constant te houden, dan vandaan als het niet uit de PBL zelf komt ?(want dan zou er ook een verschil in de dag- en nachtperiode moeten bestaan in de hoogte van de tropopauze en dat is dus niet het geval)
Dat suggereert dus geen opwarming van onder (broeikas), maar van boven. De opwarming van de troposfeer door zwaartekracht-compressie.
Het wellicht handig om, bij de bespreking hiervan, nog even stil te staan bij de drie basisvormen van warmteoverdracht, waarvan er twee in het broeikas-debat nauwelijks worden besproken:
– Straling (radiatie). Dit is warmteoverdracht tussen twee lichamen, die niet met elkaar in aanraking zijn. Het ene lichaam is warm en geeft daardoor veel elektromagnetische straling af en verliest zo warmte, en het andere lichaam absorbeert een deel van de binnenkomende straling en zet die om in warmte.
– Geleiding (conductie). Dit is directe warmteoverdracht, waarbij warmte stroomt van deeltjes met de hogere kinetische energie (temperatuur) naar minder energierijke (koudere) deeltjes.
– Stroming (convectie). Dit is warmteoverdracht door verplaatsing van een vloeistof of gas met een ten opzichte van de omgeving afwijkende temperatuur.
In de broeikas-theorie is er eigenlijk maar aandacht voor de dreiging van een toegenomen hoeveelheid kooldioxide in de atmosfeer en kooldioxide kan eigenlijk alleen maar van belang zijn bij de eerste vorm van warmteoverdracht: radiatie. Het kooldioxide molecuul is immers in staat om het door de aarde uitgestraalde infrarode licht van 5 tot en met 40 micrometer gedeeltelijk op te nemen en zodoende zorgt meer kooldioxide (in deze theorie) voor meer warmte-absorptie.
Toch laat de ontwikkeling van de PBL gedurende de dagelijkse gang, zoals hierboven al aangegeven, een plaatje zien dat eigenlijk helemaal niet bij stralingsoverdracht hoort. Er vindt een warmte-inversie in de onderste grenslaag van de atmosfeer, de PBL, plaats. Maar waarom kan deze inversie niet door stralingsenergie worden overbrugd? Waarom is de dagelijkse gang alleen in de PBL te zien?
En hoe kan het dat de tegenstraling van de atmosfeer in de dagperiode nauwelijks warmte toevoegt, maar ’s nachts blijkbaar een onuitputtelijke bron voor stralingsenergie vormt? Waarom zou alle stralingsenergie alleen overdag kunnen ontsnappen?
Men hoeft geen doorgewinterde natuurkundige te zijn om te zien dat dit plaatje minder bij straling, maar veel beter bij convectie-warmteoverdracht past. Energie wordt opgenomen door de broeikas-gassen en door hen verspreid en vastgehouden door de gasmoleculen van de PBL. De warmteoverdracht vindt plaats door transport van de deeltjes. Alleen bij deze vorm van warmteoverdracht is het mogelijk dat in de nachtperiode de krimp van de grenslaag zorgt voor warmtetoevoer naar het aardoppervlakte. Er is dan een menging binnen de PBL (in het Nederlands niet voor niets menglaag genoemd) van door de aardkorst afgekoelde deeltjes (er gaat energie verloren door de opwarming van de aardkorst) en de nog warme moleculen aan de bovenkant van de PBL. Dit vindt iedere nacht plaats, behalve als er zich in de PBL zelf ook een inversie vormt, (vaak bij wolkeloze nachten), dan koelt alleen de (veel kleinere) laag af die onder deze inversielaag ligt, wat in dat geval ook zorgt voor ongewoon snel dalende temperaturen van het aard-oppervlakte. Dat is dus ook wat we zien gebeuren (dat is ook de reden waarom zich geen wolken vormen in dergelijke ‘stralingsnachten’).
En als we de warmte in de atmosfeer bestuderen is dit dus ook wat kan worden waargenomen. De convectiestromen in de PBL laten zien dat de warmte van de zonnestraling overdag niet “ontsnapt”.
Volgens de wetenschappelijke basis van het vierde IPPC rapport AR4 (2007) is een belangrijke eigenschap van de Aardwetenschappers [zoals de broeikas-theoretici] dat zij niet in staat zijn om gecontroleerde experimenten te doen met de aarde als geheel en om dan de resultaten te observeren. In deze zin is de wetenschap die zich bezighoudt met de studie van de Aarde vergelijkbaar met de disciplines zoals astronomie of kosmologie, die ook geen experimenten kunnen uitvoeren met de melkwegstelsels of de kosmos.
Dit is volgens het rapport een belangrijke observatie, omdat zulke de gehele aarde omvattende experimenten, die de volle complexiteit van de interacterende processen en feedback’s omvatten, idealiter nodig zijn om de klimaatveranderings-hypothese te kunnen bevestigen of falsificeren. (Schellnhuber et al. 2004, opgenomen in: TAR, WG1, pg 98).
Echter, in dit geval zou het natuurlijk wel mooi zijn om te zien of misschien dan wel proefondervindelijk kan worden aangetoond wat de verhouding is tussen stralings-, geleidings- en convectie-energie bij warmtetransport in de atmosfeer? Misschien kan dit dan toch wel worden aangetoond met natuurkundige proefjes?
Niet echt ‘misschien’. Er is in deze pagina’s inmiddels al ruim aandacht geweest voor die proeven, die dit al meer dan een eeuw geleden duidelijk hebben gemaakt.
Aan de hand van aantal hele simpele proeven, kon professor Wood immers al in 1909 aantonen dat een andere vorm van warmte-overdracht (convectie) van veel groter belang was voor de warmte-uitwisseling tussen de opgewarmde aardkorst en atmosfeer dan de radiatie, waarbij kooldioxide zo’n grote rol zou kunnen spelen. Een wat meer uitgebreide vorm van dit experiment werd overigens onlangs nog uitgevoerd door Noor van Andel, uiteengezet in zijn KNMI-presentatie.
Wanneer we wetenschap beschouwen als een door experimenten geverifieerde theoretisch constructie, dan werd door ook door Thomas E. Shula nog eens op overtuigende wijze aangetoond dat het IPCC tralingsmodel er flink naast zit, wanneer het gaat om energietransport:
According to the [IPCC-]model explained above, 398.2 W/m2 represents approximately 95.5% of shared heat transport and conduction/convection approximately 4.5% of shared heat transport.
How might we measure this? We know that there are three mechanisms for transport of heat energy: conduction, convection, and radiation. One needs to design an experiment that can discern the proportion of heat loss due to radiation versus the heat loss due to conduction and convection. It so happens that there is a common instrument that has been in use for over 100 years that does precisely this: the Pirani Gauge.
The modern Pirani Gauge is used to measure vacuum in the range from 760 Torr to 10-4 Torr, though some are designed to measure higher pressures up to 1000 Torr. It was invented in 1906 by Marcello Pirani, a German physicist working for Siemens & Halske, and has been used in a myriad of applications for over 100 years. The operating principle of the gauge is simple. Inside the gauge body there is a filament that is heated and maintained at a constant temperature. The energy going into the filament is controlled via the current flowing through it. Energy can be dissipated from the filament in four ways:
– Gas Conduction
– Gas Convection
– Radiation
– End Losses (i.e., conduction of heat from the filament to its support structure.)
The Radiation and End Losses are constant and can be measured by creating an adequate vacuum inside the gauge so that losses from conduction and convection are negligible. When gas is introduced to the enclosure, heat is removed from the filament via conduction and convection. The input power required to maintain the temperature of the filament will depend on how much energy is being removed via conduction and convection by the gas. In summary, the Pirani gauge tells us the relative contributions to heat transport by radiation versus conduction/convection as a function of gas pressure for an object (the filament in this case) held at a constant temperature. Referring to the paragraph preceding the above image, this is exactly the measurement we are looking for. (…)
At atmospheric pressure, 760 Torr, the power required to maintain the temperature of the filament is 100 mW. Since the radiative and end losses are 0.4 mW, this means that the heat transport by gas is 99.6%, with only 0.4% due to radiative and end losses. This should not be surprising, because all gas molecules can transport heat via conduction and convection, not just the tiny fraction that constitute the so-called “greenhouse gases.”
We can also consider the case of a vacuum pressure of 10 Torr, the equivalent of about 110,000 feet (33,4 km) above sea level. In this case, about 60 mW of power is required to maintain the filament temperature, so the gas is still accounting for about 99.3% of heat transport with radiative and end losses only 0.7%. As one goes higher in altitude a larger proportion of the heat transport is attributable to radiation, and that is how all the heat eventually returns to space in the extreme upper atmosphere. The crossover point, where gas losses are equal to radiative and end losses, is at about [20] milliTorr (.02 Torr), equivalent to an altitude beyond 250,000 feet. (76,2 km)”
Dit is toch wel overtuigend genoeg zou je zeggen. Energietransport door convectie is 99,6% tegenover 0,4% stralingsverlies, bij een druk van één atmosfeer. Mooi is dat de ‘bijna antieke’ experimentele bepaling van de aard van broeikas zo goed overeenkomt met de moderne metingen in dit kader.
Curieus is natuurlijk wel dat de naam ‘Broeikas-effect”, binnen dit model, dan eigenlijk heel goed getroffen lijkt. Evenals in een glazen broeikas wordt de temperatuur in de atmosfeer bepaald door het tegengaan van convectiestromen buiten de PBL. Evenals bij de eerste glazen broeikas-theorie het geval was, meende men dat de temperatuur binnen de glazen omhulling alleen kon worden verklaard door de stralingseigenschappen van het ondoorlaatbare medium hierbij te betrekken. Evenals bij de glazen broeikas, geldt voor het atmosferische broeikaseffect (waarvan de ondoorlaatbare laag nog moeilijker is te zien en te begrijpen), dat dit niet het geval kan zijn.
Ondoordringbaar?
De grenslaag tussen de onderliggende koelere PBL en de warmere laag daarboven, wordt visueel gemarkeerd door de basis van de wolken in het gebied. De top van het PBL is herkenbaar door een dunne laag nevel die vaak door passagiers aan boord van vliegtuigen kan worden waargenomen tijdens het opstijgen van luchthavens.
Maar, een goede waarnemer zal zien dat bewolking ook aan de bovenzijde van de PBL zit. Hoe is dat dan mogelijk als waterdamp per definitie altijd ontstaat binnen de PBL? Dan kan de PBL toch niet zo gesloten zijn als hier wordt voorgesteld?
De grenslaag tussen de onderliggende koelere PBL en de warmere laag daarboven, wordt visueel gemarkeerd door de basis van de wolken in het gebied. De top van het PBL is herkenbaar door een dunne laag nevel die vaak door passagiers aan boord van vliegtuigen kan worden waargenomen tijdens het opstijgen van luchthavens.
Maar, een goede waarnemer zal zien dat bewolking ook aan de bovenzijde van de PBL zit. Hoe is dat dan mogelijk als waterdamp per definitie altijd ontstaat binnen de PBL? Dan kan de PBL toch niet zo gesloten zijn als hier wordt voorgesteld?
Ze zijn in principe goed herkenbaar. Er zijn wolken die een rechte onderkant hebben en die drijven op de grens van de PBL en er zijn er die een rafelige onderkant hebben en tegen de bovenzijde van de PBL aanduwen. De lage wolken ontstaan in de PBL (in het bovenstaande plaatje wat verwarrend aangegeven met een platte onderkant, nimbostratus wolken hebben dat meestal niet), en (middel)hoge wolken ontstaan omdat de frontlaag waaruit ze ontstaat, naar boven wordt geduwd door de botsing met een andere (koudere) luchtmassa.
De warmere luchtmassa wordt hierdoor uit de PBL geduwd. Een en ander wordt waarschijnlijk duidelijker met onderstaande illustratie uit Stull’s practical meteorology.
Een botsing van de fronten zorgt dus voor een opstijgende beweging. Een stuk van de PBL die wordt verdreven wordt bovenop de opdringende PBL-luchtlaag gedrongen. Maar dit betekent dus niet dat wolken boven de PBL laten zien dat de bovenlaag van de PBL wél doordringbaar zijn voor bovenliggende luchtlagen.
We zien dus dat de lucht overdag in de PBL grondig wordt gemengd door convectie die wordt veroorzaakt door de verwarming van het aardoppervlak, maar ook door de turbulentie veroorzaakt door wrijving aan de aardkorst.
De dikte van het PBL hangt af van de intensiteit van deze oppervlakteverwarming, de ruwheid van de bodem en de hoeveelheid water verdampt uit de biosfeer in de lucht. Over het algemeen geldt: hoe groter de opwarming van het oppervlak, des te dikker is de PBL. In het geval van woestijnen kan het PBL zich uitstrekken tot 4.000 of 5.000 meter. Het PBL daarentegen is minder dan 1.000 meter dik over oceaangebieden, omdat hier weinig oppervlakteverwarming plaatsvindt, maar ook omdat de wrijving aan het wateroppervlakte minimaal is. Het Nieuwe Nationale Model van Nederland gaat er van uit dat een menghoogte van 200 m of minder in 50% van de tijd wordt gevonden. Slechts 20% van de tijd is de PBL hoger dan 500 m.
Maar misschien nog belangrijker: de PBL is een onmisbaar element bij de weersvoorspelling en het begrijpen van ons klimaat.
De Atmospheric Boudary Layer en de synoptische weerkaart
In de synoptische meteorologie houdt men zich bezig met de verplaatsing van hoge- en lagedrukgebieden en de consequenties hiervan voor het weer van alledag.
Misschien is het allereerst van belang om te bespreken hoe zich überhaupt hoge- en lagedrukgebieden konden ontwikkelen, die zich vervolgens over grote afstanden verplaatsen. Waarom loopt een hogedrukgebied niet leeg wanneer dit een centrum van zich van dit centrum verwijderende lucht is, of omgekeerd; waarom vult een lagedrukgebied zich niet met de zich hier naar toe verplaatsende lucht?
Roland Stull geeft in Practical Meteorology: An Algebra-based Survey of Atmospheric Science (2015) het volgende antwoord:
“Weerpatronen zoals hoge (H) en lage (L) druksystemen die op weerkaarten worden getekend, staan bekend als synoptisch weer. Deze systemen met grote diameter (≥ 2000 km) vormen de aard van de Atmosferic Boundary Layer (PBL). Op het noordelijk halfrond circuleren PBL-winden met de klok mee en spiraalvormig naar buiten vanuit hogedrukcentra, maar circuleren tegen de klok in en spiraalvormig naar lagedrukgebieden (fig. 18.6).
De buitenwaartse spiraal van winden rond hoogtepunten wordt divergentie genoemd en verwijdert PBL-lucht horizontaal uit het centrum van hoogtepunten. Behoud van luchtmassa vereist verzakking (neerwaarts bewegende lucht) boven hoge toppen om de horizontaal divergerende lucht te vervangen (fig. 18.5). Hoewel deze verzakking lucht uit de vrije atmosfeer naar beneden duwt, kan deze niet doordringen in de PBL vanwege de sterke overkappingsinversie boven de PBL.
In plaats daarvan wordt de ‘capping-inversie’ dichter bij de grond naar beneden geduwd waardoor de PBL dunner wordt. Deze situatie houdt bijvoorbeeld ook luchtverontreinigende stoffen vast in een ondiepe PBL, waardoor luchtstagnatie en zwaardere luchtverontreinigingsepisodes ontstaan.
Evenzo wordt horizontaal convergerende PBL-lucht rond dieptepunten geassocieerd met opwaartse beweging (fig. 18.5). Vaak zijn de synoptische forceringen en stormen die gepaard gaan met dieptepunten zo krachtig dat ze de overkoepelende inversie gemakkelijk opheffen of helemaal elimineren. Hierdoor kan PBL-lucht diep worden gemengd over de hele diepte van de troposfeer door onweersbuien en andere wolken. Luchtverontreiniging wordt in deze situatie meestal verminderd, omdat het wordt verdund met schonere lucht van bovenaf en omdat het wordt weggespoeld door regen.”
De frisse ‘ozon-lucht’ die u na een stevige onweersbui kunt ruiken wordt hierdoor dus veroorzaakt.
Het is dus eigenlijk heel simpel. Hogedrukgebieden en lagedrukgebieden glijden over de PBL en kunnen zich op die manier verplaatsen. Alleen bij zware onweersbuien is er sprake van een uitwisseling met de overige lagen van de troposfeer.
Onder de hogedrukgebieden wordt de lucht zijwaarts geduwd (divergentie), terwijl de in de PBL aanwezige lucht naar boven zal worden gezogen onder een lagedrukgebied (convergentie).
Stull behandelt in zijn boeken helaas alleen de invloed van synoptische weersystemen op de PBL, maar wanneer de hoge en lagedrukgebieden ‘over de PBL surfen’, hoe onwaarschijnlijk is dan de hypothese dat de gebeurtenissen binnen de onderliggende laag, de PBL, ook invloed zullen hebben op de beweging, of stagnatie, van de hoge- of lagedrukgebieden? Of nog sterker, zou het niet ook zo kunnen zijn dat heftige meteorologische gebeurtenissen in de PBL juist zorgen voor het ontstaan van de hoge- en lagedruk gebieden?
In de studie van Miralles et al (2014) waarin de mega hittegolven van 2003 en 2010 boven centraal Europa worden bestudeerd, wordt vastgesteld dat de hoge temperaturen ook zorgden voor een forse uitbreiding van de PBL. Daar waar karakteristieke PBL hoogtes van 2 km normaal waren, steeg de PBL grens gedurende de hittegolven tot wel 4 km. Gedurende de nachtperiode vormen zich binnen de PBL quasi-inversies, die ervoor zorgen dat de afkoeling gedurende de nacht slechts een beperkte invloed hebben op de temperatuur binnen de PBL.
Dat is dus wat we in de bovenstaande figuren uit de studie van Miralles waarnemen.
De onderzoekers lichten dit als volgt toe:
“De periode voordat de hittegolven zichtbaar worden zijn er gestage nachtelijke vervalsnelheden van ∼ 4 K km-1 (Afb. 3a).
Tijdens de gebeurtenissen [van de mega droogten] vormen zich echter diepe en warme nachtelijke restlagen, die ontkoppeld blijven van het oppervlak door een sterke grond-thermische inversie (Fig. 3a). Dergelijke restlagen komen vaak voor op zeer droge ondergronden bodems en deze worden versterkt door thermische lagedrukgebieden op mesoschaal.
Deze hebben het potentieel om de dagelijkse temperaturen te verhogen door warmte van de ene op de andere dag op te slaan wanneer de dagelijkse convectie breekt.
De nachtelijke grondinversie maakt dat de warme lucht uit de restlaag wordt weer samengevoegd in de dagelijkse atmosferische menglaag (ABL).
Het belang hiervan tijdens megahittegolven is nog niet onderzocht, hoewel de aanwezigheid diepe restlagen voor de warmteopbouw al wel was opgemerkt voor de mega hittegolf van 2003.
De gemeten warmteprofielen onthullen ook een sterke dagelijkse ABL-anomalie (Fig. 3b). Hoewel karakteristieke middag ABL-hoogten op de breedtegraden van Trappes en Voronezh minder dan 2 km zijn (zoals waargenomen voor de pre-hittegolfperiodes), bereikten deze tijdens de evenementen van 2003 en 2010 een hoogte van bijna 4 km. Deze waarden zijn typerend voor (semi-)droge gebieden. (…)
Onze resultaten suggereren niet dat een seizoensgebonden geschiedenis van neerslagtekorten een noodzakelijke vereiste is (gegeven de hoge atmosferische vraag en de snelle uitdroging van de grond in het beginfasen van de gebeurtenissen), noch dat bodemverdroging een belangrijke rol speelt rol in de duur van het evenement, die uiteindelijk lijkt te worden bepaald door de synoptische voorwaarden (zie verschil in lengte tussen de 2003 en gebeurtenissen in 2010 ondanks analoge land-atmosferische interacties). [een verwijzing naar het thermische lagedrukgebied, EJ]
Aan de andere kant geven onze resultaten wel aan dat de escalatie van temperaturen in mega-hittegolven kan alleen worden verklaard door rekening te houden met het gecombineerde effect van het meerdaagse ‘geheugen van landoppervlak’ en [het gedrag van] de ABL.”
Het PBL wordt dus uitgerekt tot een kolom van wel 4 kilometer hoogte, waar zich zeer warme, droge lucht bevindt.
Luchtdruk wordt veroorzaakt door de druk van de in de zich in de lucht bevindende moleculen. Een ‘normaal’ lagedruk gebied kenmerkt zich door een hoog vochtgehalte. Vochtige lucht die je meestal vindt in lagedrukgebieden, is lichter dan drogere lucht, die normaal gesproken te vinden is in de hogedrukgebieden. De PBL drukt hierdoor met meer kracht naar boven in een lagedrukgebied. In een vochtig lagedrukgebied zal dit uiteindelijk zorgen voor regen en dus een geleidelijk oplossen van zo’n lagedrukgebied. We spreken dan van een dynamisch lagedrukgebied.
Maar ook warmere lucht is lichter dan koudere lucht. Een lagedruk gebied kan dus ook ontstaan wanneer er sprake is van plaatselijk veel warmere lucht dan in het omliggende gebied. Een ’thermisch lagedrukgebied’. Een belangrijk onderzoeksresultaat is natuurlijk dat er een antwoord op de vraag is gegeven waarom de lucht droog moet zijn om een thermisch lagedrukgebied te laten ontstaan. De droogte blijkt noodzakelijk is om te kunnen zorgen voor de “sterke grondthermische inversie”. Water condenseert in de nachtperiode aan de grond en zorgt daarmee voor juist die opwarming die een inversielaag in de PBL blijkbaar niet kan hebben.
Maar behalve qua ontstaansgeschiedenis is er dus een belangrijk verschil tussen de dynamische en thermische lage-drukgebied, wat hier direct mee samenhangt. Het is het gebrek aan dynamiek van de laatste soort van drukgebieden. Ze zijn immers voor hun voortbestaan afhankelijk van de zeer droge ondergrond op de plaats van hun ontstaan en zijn daardoor te herkennen als ‘blokkerende lagedrukgebieden’.
Maar zoals hierboven door Stull is toegelicht; de positie van hoge- en lagedrukgebieden zijn van elkaar afhankelijk. Een hogedrukgebied zal worden weggeduwd door een lagedrukgebied omdat de winden die deze gebieden begeleiden elkaar zullen wegduwen als twee tollen die tegengesteld draaien. Ze kunnen niet versmelten zoals drukgebieden met eenzelfde windtype dat wel kunnen doen.
Welke effect heeft een blokkerend lagedrukgebied dan eigenlijk op het synoptisch weerpatroon?
Teleconnecties
De geschiedenis van de studie naar het Noordzee-klimaat is al erg oud. het is hierbij geen toeval dat juist Deense onderzoekers hierbij het voortouw hebben genomen, omdat zij vaak werden geconfronteerd met een raar verschil in het klimaat tussen hun vaderland en hun Groenlandse koloniën. Zo was er in 1745 de observatie van de Deense missionaris Hans Egede Saaby: “In Groenland zijn alle winters streng, maar dat zijn ze niet in gelijke mate. De Denen hebben gemerkt dat wanneer de winter in Denemarken streng was (zoals zij het ervaren), de winter in Groenland op zijn manier mild was, en omgekeerd.”
Deze ‘volkswijsheid’ was wijdverspreid en leidde in het 19e eeuwse, verlichte Duitsland, tot een aantal wetenschappelijke studies. Een studie naar het omgekeerde verband tussen de winters van Groenland en Duitsland tussen 1709-1800 werd al in 1811 door Gronau gepubliceerd. Dove [1839; 1841] onderzocht 60 temperatuur reeksen die 40 jaar klimaatgeschiedenis vastlegden uit het hele Noordelijk Halfrond, en merkte op dat oost-west variaties in temperaturen vaak meer uitgesproken waren dan noord-zuid variaties.
Hij zag een tegengesteld verband in de maandelijkse en seizoensgebonden temperatuurafwijkingen van Noord-Europa met betrekking tot zowel Noord-Amerika als Siberië, en bevestigde daarmee wetenschappelijk de verklaring van Hans Egede Saabye.
De beroemde Oostenrijkse klimatoloog, Julius Hann [1890], demonstreerde later dit verschil in de oost-west temperatuur tegenstelling met behulp van 42 jaar maandgemiddelde temperaturen vanaf Jakobshavn de westkust van Groenland (69°N, 51°W) en Wenen, Oostenrijk (48°N, 16°O). Latere studies gebruikten Oslo, Noorwegen (60°N, 11°E) in plaats van Wenen [Hann, 1906].
Hildebrandsson [1897] bestudeerde vervolgens de verschillen in luchtdruk die hiermee samenvielen en constateerde een opmerkelijke inverse relatie tussen de luchtdrukken in IJsland en het Azorengebied. Dit was het begin van alle studies die vervolgens de effecten van deze “Noord Atlantische Oscillatie” (NAO) bestudeerden.
De NAO is misschien wel de best bestudeerde zgn. ’teleconnectie’. Waarbij een bepaalde klimaatanomalie verbonden kan zijn met een andere anomalie, die op grote afstand (meestal duizenden kilometers) is gelegen.
De overwegende westenwind naar en van Europa laat zich meestal prima verklaren door de constellatie van de NOA, waarbij de twee draaiende drukgebieden zorgen voor toe- en afvoer van de wind en het bijbehorende weer. Belangrijk hierbij is dat hoge- en lagedrukgebieden zich kenmerken door tegengestelde draairichtingen en elkaar dus afstoten! Ze zullen dus invloed op elkaars functioneren hebben, wanneer ze elkaar te dicht naderen. Hoe belangrijk dit is zal in een volgende webpagina (zie link) worden uitgewerkt.
Een willekeurig voorbeeld van de positionering van hoge- en lagedrukgebieden en wind op de snikhete 8 juli 2023 is hieronder weergegeven. (weergave van https://www.knmi.nl/nederland-nu/klimatologie/daggegevens/weerkaarten en earth.nullschool.net)
Te zien is dat het Azoren-hoog vrij ver is weggedrukt door de twee lagedrukgebieden (een ten westen van Ierland, de ander tussen Spanje en Sardinië), wat voor een zuidelijke aanvoer van woestijnlucht naar Nederland zorgt. Wanneer een stationair lagedrukgebied in de nabijheid van het Azoren-hoog, invloed zou hebben op het gedrag van dit Azoren-hoog, zou dit dus inderdaad in theorie voor grote problemen zorgen.
Ten slotte
Ik kom tot de volgende conclusies. Allereerst zien we op alle planeten met een relatief dikke atmosfeer forse afwijkingen ten opzichte van datgene wat op basis van stralingsevenwichten verwacht kon worden. Dit ongeacht de aard van de atmosfeer. Of de atmosfeer nu bestaat uit waterstof en helium (Jupiter), kooldioxide (Venus) of stikstof en zuurstof (Aarde) bestaat. Op al deze planeten is het (gemiddeld) fors warmer dan op planeten zonder atmosfeer.
Daarnaast zien we ook op al deze planeten eenzelfde structuur met afwisselend warmere en koudere lagen, totdat een grens wordt bereikt die ligt op ongeveer 0,1-0,2 bar. Vanaf daar is er, afhankelijk van de dikte van de onderliggende atmosfeer een met de hoogte zeer regelmatig toenemende temperatuur. Deze regelmatig toenemende temperatuur komt overeen met ‘lapse-rate’ en kan worden berekend als zijnde een gevolg van zwaartekracht-compressie onder de aanname van het bestaan van een hydraulisch evenwicht.
Op de grens waar de andere planeten en ook de Aarde plotseling een regelmatige opwarming laten zien, ligt de tropopauze. De tropopauze is een vrijwel ondoordringbare luchtlaag voor luchtlagen in de troposfeer.
Onder deze tropopauze gaan luchtdeeltjes druk op elkaar uitoefenen, er vormt zich een hydrostatisch evenwicht (waarbij de zwaartekracht en de interne spanning van de gasdeeltjes met elkaar in evenwicht zijn), met een hogere temperatuur als gevolg.
Bij planeten met een zeer dikke atmosfeer en een hoger druk zien we temperaturen die zeer hoog kunnen oplopen. De binnenste lagen van Jupiter bereiken temperaturen die vergelijkbaar zijn met de buitenkant van de zon. Ook op de oppervlakte van Venus worden extreem hoge temperaturen bereikt, die (volgens de broeikastheorie) merkwaardig genoeg ook niet of nauwelijks afkoelen in de nachtperiode. Dit betekent dat het opwarmend effect van de dagelijkse zonnestraling verwaarloosbaar is ten opzichte van de op de planeet zelf door zwaartekracht opgewekte warmte.
De atmosfeer van de Aarde is hiervoor niet dik genoeg. De atmosfeer zorgt hier natuurlijk wel voor een enorme temperatuurbuffer, maar dat laat onverlet dat er wel degelijk een verschil is te zien in de dag- en nachtperiode. Dit verschil is natuurlijk bij lange niet zo groot als bijvoorbeeld bij Mars, Mercurius of de Maan, maar zeker in de onderste luchtlagen van de aardse atmosfeer is het verschil wel degelijk merkbaar. Het laagste deel van de troposfeer op Aarde wordt de Planetary Boudary Layer (PBL) genoemd. Deze luchtlaag vormt een afgesloten geheel binnen de troposfeer door de continu aanwezige inversielaag. Deze ontstaat wanneer de, door de toegenomen druk opgewarmde luchtlagen, botsen op de luchtlagen die door de (door de stralingswarmte van de zon) warme aardkorst zijn opgewarmd.
Binnen de PBL zijn met name de convectieve luchtbewegingen van belang. De (indirect) door de zonnestralen opgewarmde luchtlagen blijven binnen de PBL. Dit betekent ook dat de PBL gedurende de dagelijkse gang steeds hoger (dag) en lager (nacht) wordt.
Ook is het mogelijk dat zich binnen de PBL zelf, ook weer inversielagen gaan vormen, die zorgen voor:
a) grotere temperatuurverschillen gedurende de dag- en nachtperiode;
b) een veel snellere opwarming (en hogere temperaturen) in de dagperiode.
Binnen de PBL is de leefruimte van de Aarde. De aanwezigheid van de ruimtelijk afgesloten PBL maakt dat er inderdaad ook zoiets is als een broeikas-effect is op Aarde. En maakt dat er diverse wisselwerkingen zijn tussen de temperatuur/ het klimaat en ruimtelijke ontwikkelingen op de Aardkorst.
De PBL is ook mede-verantwoordelijk voor het zgn. ‘synoptisch weer’. De verschuiving van hoge- en lagedrukgebieden vindt plaats boven de PBL, maar zeker ook niet onbelangrijk; het ontstaan hiervan wordt ook beïnvloed door processen binnen de PBL.
Hierdoor is er een belangrijke rol van de processen binnen de PBL op het weer en klimaat. Golfstromingen van oceanen, stadsklimaten, grondwaterstanden, maar ook emissies van stoffen die een effect hebben op de ozonlaag en misschien zelfs kooldioxide, hoewel bij de laatste stof niet helemaal duidelijk is waar dit precies op zou aangrijpen…
Een invloed die bij dit alles naar mijn mening ten onrechte is verwaarloosd en die de zaken nog eens wat complexer maakt, is het doen en laten van de biosfeer, het organische doen en laten op onze planeet. Hierover meer in een volgende webpagina.