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 (de Planetary, of liever: de Atmospheric boundary layer (ABL)).Deze is meestal tussen de 200 en 2.000 meter hoog.
Boven de ABL heb je de vrije lucht van de troposfeer. 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 bovenstaande ‘standaard-theorie’ (Wikikids), 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 ABL)? 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 ‘Atmospheric boundary layer’
Toch een broeikas-effect?
Wat is eigenlijk de rol van convectie binnen ons klimaat?
Over het weer in de ABL
Over dynamische en thermische drukgebieden. Een eerste verkenning
Mengplaneet
Binnen de troposfeer neemt de ‘Atmospheric boundary 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 ABL verdienen dan ook allereerst een nadere studie, voordat een antwoord kan worden gegeven op de vraag hoe ons klimaat functioneert.
De Aardse ABL is 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 ABL 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 ABL en vrije troposfeer, veroorzaakt door de energie-uitwisseling van de ABL 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 ABL die haar naam eer aandoet.
Boven het ABL waait de wind bij benadering geostrofisch (parallel aan de isobaren), terwijl binnen het ABL 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 Atmospheric boundary layer (ABL), 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 ABL te definiëren als de zone in de troposfeer waarbinnen een duidelijke dagelijkse gang kan worden waargenomen.
Hoe kan de ABL, 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 ABL 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 ABL 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, zoals besproken in de webpagina De Loodzware hitte.
De warmteverspreiding in de ABL vindt vervolgens plaats op een manier die wel enig begrip van de belangrijkste natuurkundige beginselen vereist. Om te beginnen 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 door direct contact, 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 ABL 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 ABL, plaats. Maar waarom kan deze inversie niet door stralingsenergie worden overbrugd? Waarom is de dagelijkse gang alleen in de ABL te zien?
En hoe kan het dat de tegenstraling van de atmosfeer in de dagperiode blijkbaar nauwelijks warmte toevoegt (de ingestraalde zonnestraling boven de evenaar zou dan al voor een temperatuur van 120 graden Celsius moeten zorgen, nog afgezien van deze tegenstraling die toch ook nog een energie zal toevoegen) maar ’s nachts blijkbaar een onuitputtelijke bron voor stralingsenergie vormt? Waarom zou alle stralingsenergie alleen overdag kunnen ontsnappen?
– In de blog Klimaatfilosofie VI, verkoeling, is hier nog wat uitgebreider op ingegaan –
Anders dan in de broeikastheorie lijkt het dat alle drie de bovengenoemde mechanismen een belangrijke rol spelen voor het begrijpen van de temperatuur van de ABL.
Dat straling een rol speelt is evident. De zon warmt (door straling) de aardkorst op, die vervolgens op zijn beurt weer (laagfrequente) straling uitzendt. Voor laagfrequente straling is de atmosfeer nagenoeg ondoordringbaar en deze straling wordt dus binnen dertig meter al opgevangen door de broeikas-moleculen van de atmosfeer.
Voordat deze moleculen deze opgevangen straling weer kunnen gaan uitzenden vindt er een proces van “vibrational relaxation” plaats. Het duurt even voordat het molecuul de opgenomen straling weer kan uitzenden. Voor kooldioxide duurt dit proces 3,75 μs bij 440 K en 0,64μs bij 815 K.
Gedurende deze luttele microseconden (het zal iets meer zijn bij 300 K) zal het door de straling opgewarmde broeikasmolecuul echter al een groot aantal botsingen met buur-moleculen doormaken. Berekend kan worden dat een molecuul bij normale druk en temperatuur maar liefst 7*109 botsingen doormaakt per seconde.
Gedurende de “vibrational relaxation”- periode botst ons aangeslagen broeikas-molecuul dus maar liefst 25.200 keer met zijn buren, waardoor, via geleiding, de door de broeikasmoleculen opgenomen warmte wordt verspreid in de luchtlaag waar de straling is opgevangen.
Na verloop van tijd is deze luchtlaag zozeer opgewarmd dat hij als geheel zal opstijgen (convectie).
Energie wordt opgenomen door de broeikas-gassen en door hen verspreid en vastgehouden door de gasmoleculen van de ABL. De warmteoverdracht vindt plaats door transport van de deeltjes. Maar deze warmte blijft wel gevangen in de ABL, om vervolgens ’s nachts te worden uitgewisseld met een afkoelende aardoppervlakte.
Alleen bij deze vorm van warmteoverdracht is het mogelijk dat, in de nachtperiode, de grenslaag zorgt voor warmtetoevoer naar het aardoppervlakte. Er is dan een menging binnen de ABL (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 ABL.
Dit vindt iedere nacht plaats, behalve als er zich in de ABL 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 ABL 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 stralingsmodel er flink naast zit, wanneer het gaat om energietransport:
“Volgens het hierboven uitgelegde [IPCC-]model vertegenwoordigt stralingstransport 398,2 W/m2 ofwel ongeveer 95,5% van het gedeelde warmtetransport en geleiding/convectie ongeveer 4,5% van het gedeelde warmtetransport.
Hoe kunnen we dit meten?
We weten dat er drie mechanismen zijn voor het transport van warmte-energie: geleiding, convectie en straling. Er moet een experiment worden ontworpen dat de verhouding tussen het warmteverlies als gevolg van straling en het warmteverlies als gevolg van geleiding en convectie kan onderscheiden. Toevallig bestaat er al een instrument dat al meer dan 100 jaar wordt gebruikt en dat precies dit doet: de Pirani-meter.”
De moderne Pirani-meter wordt gebruikt om kleine drukveranderingen te meten in het bereik van 760 Torr tot 10-4 Torr (1 torr = 1,33322368 millibar). Het principe van de meter werd in 1906 uitgevonden door Marcello Pirani, een Duitse natuurkundige die voor Siemens & Halske werkte, en wordt al meer dan 100 jaar in een groot aantal toepassingen gebruikt.
Het werkingsprincipe van de meter is eenvoudig. In het meterhuis bevindt zich een gloeidraad die wordt verwarmd en op een constante temperatuur wordt gehouden. De energie die de gloeidraad binnengaat, wordt geregeld via de stroom die er doorheen vloeit. Energie kan op vier manieren uit de gloeidraad worden afgevoerd:
– Gasgeleiding
– Gasconvectie
– Straling
– Eindverliezen (d.w.z. warmtegeleiding van het filament naar de ondersteunende structuur.)
De stralings- en eindverliezen zijn constant en kunnen worden gemeten door een (voldoende groot) vacuüm in de meter te creëren, zodat verliezen door geleiding en convectie verwaarloosbaar zijn. Wanneer gas in de behuizing wordt geïntroduceerd, wordt warmte uit de gloeidraad verwijderd via geleiding en convectie. Het ingangsvermogen dat nodig is om de temperatuur van de gloeidraad op peil te houden, zal afhangen van hoeveel energie wordt verwijderd via geleiding en convectie door het gas.
Samenvattend vertelt de Pirani-meter ons de relatieve bijdragen aan het warmtetransport door straling versus geleiding/convectie als een functie van de gasdruk voor een object (in dit geval de gloeidraad) dat op een constante temperatuur wordt gehouden. Verwijzend naar de paragraaf voorafgaand aan de bovenstaande afbeelding: dit is precies de maat waarnaar we op zoek zijn. (…)
Bij atmosferische druk, 760 Torr, is het vermogen dat nodig is om de temperatuur van de gloeidraad op peil te houden 100 mW. Omdat de stralings- en eindverliezen 0,4 mW bedragen, betekent dit dat het warmtetransport door gas 99,6% bedraagt, waarbij slechts 0,4% te wijten is aan stralings- en eindverliezen. Dit zou geen verrassing moeten zijn, omdat alle gasmoleculen warmte kunnen transporteren via geleiding en convectie, en niet alleen de kleine fractie die de zogenaamde ‘broeikasgassen’ vormen.
We kunnen ook het geval bestuderen van een vacuümdruk van 10 Torr, het equivalent van ongeveer 33,4 km boven zeeniveau. In dit geval is er ongeveer 60 mW aan vermogen nodig om de gloeidraadtemperatuur op peil te houden. Dan is convectie is nog steeds verantwoordelijk voor ongeveer 99,3% van het warmtetransport, terwijl de stralings- en eindverliezen slechts 0,7% zijn. Naarmate men hoger komt, is een groter deel van het warmtetransport toe te schrijven aan straling, en zo keert alle warmte uiteindelijk terug naar de ruimte in de uiterste hogere atmosfeer. Het kruispunt, waar convectie-verliezen gelijk zijn aan stralings- en eindverliezen, ligt op ongeveer [20] milliTorr (0,02 Torr), wat overeenkomt met een hoogte boven de 76,2 km.”
Dit is toch wel overtuigend 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 ABL. 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 is.
Ondoordringbaar?
De grenslaag tussen de onderliggende koelere ABL en de warmere laag daarboven, wordt visueel gemarkeerd door de basis van de wolken in het gebied. De top van het ABL 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 soms ook aan de bovenzijde van de ABL zit. Hoe is dat dan mogelijk als waterdamp per definitie altijd ontstaat binnen de ABL? Dan kan de ABL toch niet zo gesloten zijn als hier wordt voorgesteld?
De grenslaag tussen de onderliggende koelere ABL en de warmere laag daarboven, wordt vaak visueel gemarkeerd door de basis van de wolken in het gebied. De top van het ABL is herkenbaar door een dunne laag nevel die vaak door passagiers aan boord van vliegtuigen kan worden waargenomen tijdens het opstijgen van luchthavens.
Een wolkenlaag kan natuurlijk ook ontstaan omdat een frontlaag naar boven wordt geduwd door de botsing met een andere (koudere) luchtmassa.
De warmere luchtmassa wordt hierdoor uit de ABL 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 ABL die wordt verdreven wordt bovenop de opdringende ABL-luchtlaag gedrongen. Maar dit betekent dus niet dat wolken boven de ABL laten zien dat de bovenlaag van de ABL normaliter wél doordringbaar zijn voor bovenliggende luchtlagen.
We zien dus dat de lucht overdag in de ABL 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 ABL 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 ABL. In het geval van woestijnen kan het ABL zich uitstrekken tot 4.000 of 5.000 meter. Het ABL 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 ABL hoger dan 500 m.
Is dat belangrijk? Dat lijkt in ieder geval wel zo te zijn. De ABL is immers 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) zijn bepalend voor de aard van de Atmosferic Boundary Layer (ABL).
Op het noordelijk halfrond circuleren ABL-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 ABL-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 ABL vanwege de sterke overkappingsinversie boven de ABL.
In plaats daarvan wordt de ‘capping-inversie’ dichter bij de grond naar beneden geduwd waardoor de ABL dunner wordt. Deze situatie houdt bijvoorbeeld ook luchtverontreinigende stoffen vast in een ondiepe ABL, waardoor luchtstagnatie en zwaardere luchtverontreinigingsepisodes ontstaan.
Evenzo wordt horizontaal convergerende ABL-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 de ABL-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 ABL 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 ABL 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 ABL, maar wanneer de hoge en lagedrukgebieden ‘over de ABL surfen’, hoe onwaarschijnlijk is dan de hypothese dat de gebeurtenissen binnen de onderliggende laag, de ABL, 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 ABL 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 ABL. Daar waar karakteristieke ABL hoogtes van 2 km normaal waren, steeg de ABL grens gedurende de hittegolven tot wel 4 km. Gedurende de nachtperiode vormen zich binnen de ABL quasi-inversies, die ervoor zorgen dat de afkoeling gedurende de nacht slechts een beperkte invloed hebben op de temperatuur binnen de ABL.
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.”
De ABL wordt dus uitgerekt tot een kolom van wel 4 kilometer hoogte, waar zich zeer warme, droge lucht bevindt.
We kunnen dus concluderen dat het ontstaan van hoge- en lagedrukgebieden wel degelijk samen kan hangen met de omstandigheden in de ABL.
In de volgende webpagina wil ik ingaan op een nog ontbrekende factor bij dit alles, de vormgevende factor van het Aardse klimaat volgens velen. De biosfeer.