(meteorologie), gasvormig omhulsel, dat zich rondom lichamen bevindt. De planeten uit ons zonnestelsel zijn omgeven door een atmosfeer, de maan niet of althans de dichtheid ervan is uiterst gering. De atmosfeer van de aarde is het best bekend en het grondigst onderzocht. In dit artikel is uitsluitend van de aardse atmosfeer sprake.
In de eerste plaats kan worden gesteld dat de atmosfeer slechts een relatief dunne laag rondom de aarde vormt. De dichtheid van het mengsel van gassen waaruit de atmosfeer bestaat, de lucht, is tot 1% van de waarde op zeeniveau afgenomen op een hoogte van 33 km (overeenkomend met 0,5% van de straal van de aarde). Op 50 km hoogte is de dichtheid minder dan 1‰ van die op zeeniveau. De dichtheid op grote hoogten (400 km en meer) kan bijv. worden bepaald uit de afremming die satellieten op die hoogten ondergaan.
Lucht bestaat uit een mengsel van gassen; de samenstelling nabij het aardoppervlak staat in tabel 1. Deze verhouding blijft in grote lijnen (afgezien van het ozon waarop nog zal worden teruggekomen) tot een hoogte van ca. 80 km constant. Boven deze hoogte wordt ten gevolge van dissociatie het gehalte moleculaire zuurstof steeds kleiner, dat van atomaire zuurstof groter; volgens berekeningen van Penndorf zouden boven de 80 km de verhoudingen gelden van tabel 2. Op 110 km hoogte zou dus geen moleculaire zuurstof meer aanwezig zijn. De dissociatie van zuurstof vindt plaats onder invloed van ultraviolette straling, afkomstig van de zon, met een golflengte kleiner dan 175 nm. Tabel 2 zou gelden voor het geval de zon in het zenit staat.
De aanwezigheid van de grote hoeveelheid zuurstof in de dampkring en het nagenoeg ontbreken van zware edelgassen zoals xenon, bewijzen dat de aarde haar atmosfeer eerst geruime tijd na haar ontstaan geleidelijk heeft gekregen, m.a.w. de aardse atmosfeer is niet oorspronkelijk aanwezig geweest. Vermoedelijk is de eerste zuurstof vrijgekomen door fotodissociatie van waterdamp, uit het inwendige van de aarde ontsnapt via het vulkanisme; daarna is de hoeveelheid zuurstof door biologische processen op het huidige peil gekomen. Stikstof wordt in aanmerkelijk mindere mate gedissocieerd.
Met toenemende hoogte neemt het bestanddeel aan lichte gassen in de lucht toe, tot uiteindelijk waterstof overweegt.
Tabel 3 geeft een overzicht van dichtheid, temperatuur en gemiddelde relatieve molecuulmassa volgens de ‘COESA’, het US Committee on the Extension to the Standard Atmosphere, een geconstrueerde atmosfeer, die ongeveer overeenkomt met hetgeen gemiddeld wordt waargenomen op gematigde breedte.
Men geeft ook wel de moleculaire temperatuur TM op, die wordt verkregen door de absolute temperatuur te vermenigvuldigen met de relatieve molecuulmassa van de lucht op zeeniveau en te delen door de werkelijke relatieve molecuulmassa; bijv. op 500 km:
TM = (((1226,07 + 273,15) × 28,966)/17,940) K = 2420,65 K ≙ 2147 °C
Ook in de onderste 80...90 km van de dampkring is het gehalte aan sommige bestanddelen variabel, in de eerste plaats moet hier waterdamp (H2O) worden genoemd; H2O komt in de atmosfeer behalve in dampvorm ook in de vorm van kleine druppels en als ijskristallen voor. Het waterdampgehalte in de lucht varieert van 0 tot ca. 4 volumeprocent (zie Luchtvochtigheid).
Sterk variabel is ook ozon O3. Het gehalte neemt met toenemende hoogte toe, tot een betrekkelijk scherp maximum wordt bereikt op 25...30 km hoogte, waar het gehalte tot ongeveer 10 × 10−6 (10 ppm= 10 delen per miljoen = 10−3 %) kan bedragen. De voor de mens toelaatbare maximale concentraties liggen veel lager; voor quasicontinue blootstelling bij ca. 0,05 ppm, eventueel met piekwaarden tot 1 ppm. Hier ligt een van de problemen voor de supersone luchtvaart.
Terloops moge hierbij worden opgemerkt dat onder bepaalde meteorologische omstandigheden in industriegebieden en in steden met veel gemotoriseerd verkeer eveneens hoge ozonconcentraties kunnen voorkomen; tijdens zgn. smogperiodes in het Rijnmondgebied bedroegen de concentraties 0,2...0,3 ppm, terwijl in Los Angeles concentraties tot 0,9 ppm zijn waargenomen (1 ppm op zeeniveau komt ongeveer overeen met 2,1 mg m−3). De hoge O3-concentraties op enige tientallen kilometers hoogte worden veroorzaakt door de ultraviolette straling van de zon volgens de reacties:
O2+ hv (λ < 242,3 nm) → O + O (1)
O + O2 + M → O3 + M (2)
waarin h de constante van Planck voorstelt, v de frequentie van de straling en M een derde atoom of molecule dat nodig is om de bij de vorming van het O3 vrijkomende energie op te nemen. Anderzijds wordt O3 vernietigd door botsing en fotodissociatie:
O3 + O → 2O2 (3)
O3 + hv (λ < 1100 nm) → O + O2 (4)
Er ontstaat via deze processen, waarbij ook stikstofoxiden een belangrijke rol spelen terwijl bovendien het transport van O3 zowel verticaal als horizontaal van invloed is, een evenwicht waarbij de plaats van het maximum kwalitatief als volgt kan worden begrepen: op grotere hoogte is de dichtheid van de atmosfeer te gering om met name reactie (2) mogelijk te maken, terwijl op geringere hoogte de noodzakelijke ultraviolette straling niet meer in voldoende intensiteit aanwezig is. Hierbij kan nog worden opgemerkt, dat de absorptie van deze straling door het ozon essentieel is voor het bestaan van het leven op aarde. Men vreest wel, dat bij een sterke toename van het luchtverkeer op grote hoogte, bijv. door de introductie van civiel supersoon verkeer, het ozongehalte op de desbetreffende niveaus (ca. 20 km) door chemische reacties met bepaalde bestanddelen van de uitlaatgassen zodanig zou verminderen, dat de schadelijke straling tot het aardoppervlak zou doordringen. Ook van freon en andere stoffen die een uitgebreide toepassing vinden, bijv. als drijfgas in spuitbussen (aërosols), vreest men dat ze in de stratosfeer terecht kunnen komen en het ozon kunnen aantasten.
Ook koolstofdioxide vertoont geringe plaatselijke concentratieverschillen o.a. in verband met variaties in de vegetatie die via de fotosynthese CO2 opneemt. Daarnaast vertoont het CO2-gehalte de laatste tientallen jaren nog een langzame stijging, waarop nog zal worden teruggekomen. Plaatselijk variabel is ook het stofgehalte van de lucht, bijv. door het opdwarrelen van stof van het aardoppervlak door de wind of ten gevolge van vulkanische activiteit.
Behalve de hier besproken natuurlijke bestanddelen van de lucht bevat de atmosfeer tevens gassen en deeltjes die er door menselijke activiteiten in worden gebracht. Het gaat daarbij gewoonlijk om verbrandingsprocessen. Daardoor worden de grootste concentraties aangetroffen in gebieden met de grootste emissie, bijv. door industrie, verkeer, huisbrand, maar ook ver van de bronnen kunnen deze stoffen worden aangetroffen. Genoemd kunnen hierbij worden: SO2 , NOx, CO en CO2, koolwaterstoffen, HF, roet, stof (o.a. bestaande uit metalen), druppeltjes (voor een deel H2SO4). Het betreft daarbij steeds zeer kleine concentraties; zo is de gemiddelde dagelijkse concentratie van SO2 in het Rijnmondgebied in het algemeen kleiner dan 250 μgm−3, overeenkomend met ca. 0,1 ppm, al komen een enkele maal waarden tot maximaal 750 μg m−3 voor. Elders zijn wel waarden tot 5000 μg m−3 = ca. 2 ppm aangetroffen.
Men spreekt bij deze kunstmatige bijmengsels van de lucht van luchtverontreiniging of pollutie. Een bijzondere plaats wordt bij deze, van verbrandingsprocessen afkomstige, pollutie ingenomen door koolstofdioxide dat, zoals reeds werd besproken, in hoofdzaak van natuurlijke oorsprong is. Het gehalte aan dit gas is echter gedurende de laatste eeuw voortdurend langzaam toegenomen. In 1880 bedroeg de CO2-concentratie ca. 290 ppm; in 1960 was deze gestegen tot ca. 330 ppm en voor 1980 wordt ca. 345 ppm verwacht, een toename van ca. 20% in een eeuw; deze toename kan geheel worden verklaard uit het gebruik van fossiele brandstof. In overeenstemming hiermee is de laatste tijd een geringe afname geconstateerd van het in het CO2 voorkomende radioactieve 14C, dat een halfwaardetijd van 5570 jaar bezit en uit de fossiele brandstof derhalve nagenoeg geheel is verdwenen. Het belang van de op zich geringe toename van het CO2 is gelegen in de invloed die dit gas heeft op de warmtehuishouding van de atmosfeer (zie Klimaat; Straling).
Behalve 14C komen ook andere radioactieve elementen in geringe hoeveelheid in de atmosfeer voor. In hoofdzaak betreft het hier radon en thoron (gassen die ontstaan uit het zich in de vaste bodem bevindende uranium en thorium) en de vervalprodukten van deze gassen. Radon is daarbij in het algemeen het belangrijkste gas en ook het grondigst bestudeerd. Het gehalte varieert sterk van plaats tot plaats; het bedraagt vlak boven de grond ongeveer 3 × 10−7 Ci m−3 om op enige hoogte af te nemen tot ca. 10−10 Ci m−3; 1 curie (1 Ci) komt overeen met 3,7 × 1010 desintegraties per seconde. Boven de oceanen is het gehalte aan radioactieve nucliden ongeveer 1% van de waarde boven de continenten. De kunstmatig in de atmosfeer gebrachte radioactiviteit, bijv. ten gevolge van nucleaire explosies, is sedert het beëindigen van de proeven in de dampkring door de Sovjetunie en de Verenigde Staten, aanmerkelijk minder dan de natuurlijke radioactiviteit boven de continenten.
Zo heeft het maandgemiddelde van het gehalte aan kunstmatige radioactieve produkten in De Bilt steeds minder dan 10−11 Ci m−3 bedragen (gemeten 4 dagen na de monstername, waardoor produkten met een korte levensduur niet meer wezenlijk bijdroegen). Het maximum viel in november 1961 met 7,06 × 10−12 Ci m−3. Momenteel (1975) bedraagt het gehalte ongeveer 10−7 deel van dat van de natuurlijke radioactieve produkten vlak boven de grond. Dit zegt natuurlijk niet alles omdat ook de toxiciteit van de verschillende nucliden een rol speelt; een voorbeeld vormt het gevaarlijke 90Sr (strontium), dat bij atoomexplosies vrijkomt.
Ook het vreedzame gebruik van kernenergie, bijv. in kerncentrales, vereist de nodige waakzaamheid met betrekking tot mogelijke radioactieve besmetting van de omgeving.
Geografische aspecten.
Tot dusverre is slechts sprake geweest van een min of meer ‘gemiddelde’ atmosfeer waarbij geen rekening is gehouden met de invloed van de geografische breedte of van oceanen en continenten. De geografische breedte heeft in de eerste plaats invloed op de temperatuurverdeling. Ook de hoogte van de tropopauze varieert met de geografische breedte en wel van 17...18 km aan de equator tot ca. 8 km aan de noordpool en 6 km aan de zuidpool. Het temperatuurverschil tussen hoge en lage breedte is uiteraard een gevolg van het verschil in door de zon, in afhankelijkheid van de zonshoogte, per eenheid van horizontale oppervlakte toegevoerde energie (zie Straling). In feite is het zo, dat de atmosfeer op lage breedte energiewinst boekt, hetgeen een temperatuurstijging tot gevolg zou moeten hebben, en op hoge breedte energieverlies met als gevolg temperatuurdaling. Dat zich gemiddeld een nagenoeg constante situatie weet te handhaven, is een gevolg van de voortdurende uitwisseling van luchthoeveelheden tussen hoge en lage breedte.
Deze uitwisseling vindt voor een deel plaats door min of meer persistente luchtstromingen, zoals de passaten die tussen de subtropen en de equator waaien (NO-passaat op het noordelijk halfrond en ZO-passaat op het zuidelijk), en voor een ander deel door grote wervels met nagenoeg verticale as, hogedrukgebieden en depressies op gematigde breedte en de tropische cyclonen tussen 5° en 10° breedte, zowel op het noordelijk als op het zuidelijk halfrond. De depressies worden veelal gekenmerkt door een min of meer snelle overgang van relatief warme luchtstromingen naar relatief koude of omgekeerd. Dit gebeurt wanneer door de stromingen lucht wordt aangevoerd van uiteenlopende herkomst. Men spreekt daarbij van luchtsoorten en noemt de overgangszone van de ene luchtsoort naar de andere, althans wanneer deze overgangszone relatief smal is, een front. In verband hiermee noemt men depressies ook frontale storingen. Dergelijke storingen kunnen aanleiding geven tot zware stormen; vooral de tropische cyclonen kunnen door de orkaanachtige winden grote verwoestingen aanrichten.
Zowel in depressies als in tropische cyclonen komen uitgebreide wolkenvelden voor, hetgeen de waarneming van deze systemen door satellieten mogelijk maakt. Uit de wolkenrangschikking is vaak de spiraalvormige beweging in de wervel te zien. Zowel depressies als tropische cyclonen gaan gepaard met neerslag. Het hier zeer globaal geschetste beeld van de zgn. algemene circulatie wordt gemodificeerd door de invloed van de continenten, met dien verstande, dat deze de regelmatigheid van het patroon van de algemene circulatie verstoren. Zo verdwijnen tropische cyclonen meestal snel wanneer zij boven land komen, terwijl ook de depressies van gematigde breedte vooral boven zee tot ontwikkeling komen en in intensiteit toenemen, om boven land in het algemeen geleidelijk in kracht af te nemen. Een en ander hangt o.a. samen met de sterkere wrijving, die de luchtstromingen boven land ondervinden. Continenten beïnvloeden de algemene circulatie nog op een andere wijze: in het warme jaargetijde is de luchtdruk boven een continent lager dan boven de oceanen in de omgeving, terwijl in het koude jaargetijde de druk boven een continent juist hoger is.
Het gevolg hiervan is een jaarlijkse gang in de luchtcirculatie, met dien verstande dat in het warme jaargetijde de koele, vochtige lucht van de oceaan naar het continent stroomt en daar meestal overvloedige neerslag brengt. In het koude jaargetijde stroomt koude, in het algemeen droge lucht van het continent naar de oceaan. Men spreekt in dit geval van een moessoncirculatie. Bekend is de natte moesson, die in India en Achter-Indië in de maand juni pleegt in te zetten. Voor de algemene circulatie, tevens zie Klimatologie; Meteorologie.