(van Gr. dxfióg (atmos) = damp, ofpaiQO. (sphaira) = bal of bolschaal) is de dampkring* der aarde, het overwegend gasvormig omhulsel, dat de aardbol omsluit en, dank zij de zwaartekracht, steeds blijft vergezellen door de overigens zo goed als luchtledige wereldruimte.
Drukking.
De atmosfeer oefent door haar zwaarte een druk op het aardoppervlak uit, welke op zeeniveau gemiddeld ongeveer gelijk is aan de druk van 760 mm kwik of wel 1013 millibaren (1 millibar = 1000 dyne/cm2), of 1,033 kg-gewicht per cm2. Houdt men rekening met de aanwezigheid van hoger gelegen delen van het aardoppervlak, hoogvlakten en gebergten, alwaar de druk lager is dan op zeeniveau, dan kan men (volgens Hann) voor de ware gemiddelde druk op het aardoppervlak rond 740 mm kwik rekenen of 1,006 kg per cm2. Vermenigvuldigd met de oppervlakte van de aardbol geeft dit een totaal gewicht van de atmosfeer van 5,13 X io18 kg of ruim 5 trillioen kg. De massa der gehele aarde bedraagt 5,98 X io24 kg. De verhouding is dus als 1:1200000. De luchtdruk wisselt van plaats tot plaats en (op elke plaats afzonderlijk) van tijd tot tijd.
De grenzen van de druk op zeeniveau zijn (uitzonderingen daargelaten) ongeveer 1060 en 960 millibar (mb) (z luchtdruk). De dichtheid der atmosfeer is op zeeniveau gemiddeld ongeveer 800 maal zo klein als die van water. Had de atmosfeer op alle niveau’s dezelfde dichtheid (zgn. „homogene atmosfeer”) dan zou uit het. gewicht per cm2 en de dichtheid de hoogte te berekenen zijn. Daar droge lucht van o gr. C. en 760 mm kwikdruk een dichtheid van 0,00129 g/cmJ heeft, volgt voor de „hoogte van de homogene atmosfeer” onder genoemde omstandigheden 7990 m. In werkelijkheid neemt echter, bij toenemende hoogte boven zeeniveau, met de druk ook de dichtheid af.
Dit maakt, dat op grotere hoogte in de atmosfeer aan een zelfde verschil in hoogte een kleiner drukverschil beantwoordt dan nabij het aardoppervlak, waar de druk gemiddeld ongeveer 1 mb daalt bij een toeneming van 8 m in de hoogte. Zoals het eerst Boyle aantoonde, neemt, wanneer de temperatuur niet te veel met de hoogte verandert, de druk af volgens een meetkundige reeks, als de hoogte toeneemt volgens een rekenkundige reeks, d.w.z.: aan een bepaald verschil in hoogte beantwoordt dan steeds een bepaalde verhouding der drukken; deze verhouding hangt echter van de temperatuur in de beschouwde laag af. (Voorbeeld: bij een temperatuur van —55 gr. C., zoals in de stratosfeer heerst, wordt de druk gehalveerd bij elke stijging van 4400 m). Hieruit volgt, dat de atmosfeer in principe oneindig uitgestrekt zou kunnen zijn, ware het niet, dat i° op grote hoogte de dichtheid zo klein is, dat het geen zin meer heeft om daar van atmosfeer te spreken, aangezien de ruimte tussen de planeten en tussen de sterren ook niet geheel vrij van materie is (het interstellaire gas); terwijl 2° op zeer grote hoogten (bijv. 15 aardstralen) het zwaartekrachtveld van de aarde niet sterk genoeg meer is om de voornaamste bestanddelen van de lucht binnen haar attractiesfeer te houden, zulks in verband met het feit, dat de atmosfeer op zeer grote hoogten dermate ijl is, dat de gasmoleculen zich vrij van elkaar bewegen en dat met in het algemeen zeer grote snelheden.
Van een bepaald punt in de atmosfeer de druk bekend, alsmede de druk aan de grond, dan kan daaruit de hoogte van dit punt berekend worden, mits ook de temperatuurverdeling onder dit punt bekend is. Is dit laatste niet het geval, dan kan men gebruikmaken van een zgn. „standaardatmosfeer”. Dit is vooral van belang voor de hoogtebepaling in vliegtuigen (z barometrische hoogtebepaling).
Omgekeerd kan men voor grotere hoogten, waar geen directe drukmetingen zijn gedaan, de drukverdeling uitrekenen als er (langs andere wegen, zie hieronder) maar voldoende omtrent de temperatuurverdeling (en de samenstelling van de atmosfeer) tot op die hoogten bekend is.
Exploratie.
Het is gebleken, dat de atmosfeer in werkelijkheid op veel groter hoogten nog merkbaar is dan men vroeger dacht. Dit vindt zijn oorzaak in de omstandigheid, dat op grote hoogten veel hogere temperaturen heersen dan men vroeger onderstelde. Deze hogere temperaturen maken, dat de atmosfeer daarboven als het ware meer uitgezet is. Onze dampkring is in ieder geval nog tot 1000 km waarneembaar.
De exploratie van de atmosfeer in verticale 'richting is geschied langs directe en langs indirecte weg. Langs directe weg door het doen van meteorologische waarnemingen op hooggelegen punten van de aardkorst, in het bijzonder gebergten (een der pioniers in dit opzicht was H. B. de Saussure met zijn Mont-Blanc-expeditie van Juli 1788), vervolgens van bemande luchtballons, luchtschepen en vliegtuigen uit; verder door het oplaten van vliegers en onbemande ballons, voorzien van registrerende instrumenten, alsmede met behulp van loodsballons en radiosondes (z aërologie).
Met bemande luchtballons hebben vooral Assmann* en Berson* omstreeks 1900 vele onderzoekingstochten gemaakt (de „Wissenschaftliche Luftfahrten”, waarvan die van Berson en Süring in 1901 reeds tot 10 800 m hoogte voerde, een record, dat eerst door Piccard werd verbeterd). Sinds Piccard in 1931 en 1932 in een gesloten gondel tot omstreeks 16 km hoogte steeg, zijn Russische meteorologen in Sept. 1933 tot 19 km, Amerikanen in Nov. 1935 (met de „Explorer II”) tot 22 km opgestegen.
Onderzoekingen met onbemande gummiballons met zelfregistrerende instrumenten zijn sedert igoo geregeld uitgevoerd en hebben reeds gevoerd tot 36 km hoogte (Wigand en Frankenberger, 1931).
Omtrent de toestand van de atmosfeer boven ongeveer 35 km zijn we alleen ingelicht langs indirecte weg, en wel door de volgende verschijnselen:
a. .SWtfmm'mj.r-verschijnselen;
b. spectroscopisch onderzoek van het zonlicht, zoals dat door de atmosfeer heen tot ons komt; wat de hogere luchtlagen betreft heeft dit vooral betrekking op lichtabsorptie in de ozonlaag*-,
c. lichteffect op de maanschijf bij maansverduistering door de aarde;
d. lichtverschijnselen van vallende sterren en meteoren;
e. abnormale geluidsvoortplanting (z hoorbaarheid);
f. atmosferische eb en vloed;
g. lichtende nachtwolken en hoog vulcanisch stof (bijv. na de Krakatau-uitbarsting in 1883, z stof in de atmosfeer) ;
h. radio-peiling van de ionosfeer*;
i. poollicht* („noorderlicht”) en het diffuse licht van de nachthemel. Van de allerhoogste lagen van de atmosfeer (tot omstreeks 1000 km) hebben we kennis door het laatst genoemde verschijnsel: het poollicht (Vegard en Störmer); de hoogte van poollicht kan worden gemeten door het gelijktijdig van verschillende plaatsen uit te fotograferen.
In de hierbij afgedrukte tabel staan met overeenkomstige letters die verschijnselen vermeld, die van de desbetreffende hoogten (eerste kolom) bericht brengen. In deze tabel zijn in de tweede kolom en derde kolom bij een aantal hoogten de daar ongeveer te verwachten drukken en dichtheden opgegeven, bij een gronddruk van 1000 mb (in werkelijkheid kunnen deze grootheden van plaats tot plaats en van tijd tot tijd variëren, zodat het geheel als een model moet worden opgevat). De vierde kolom geeft het aantal moleculen per cm®, overeenkomend met de genoteerde dichtheden, in de onderstelling, dat de chemische samenstelling van de lucht dezelfde blijft. Dit laatste is boven ioo km zeker niet meer het geval, zodat op ioo en meer km deze getallen dienen te worden opgevat als een illustratie van de orde van grootte. De getallen, opgegeven voor iooo km zijn slechts gissingen.
In de vijfde kolom zijn, uitgaande van een grondtemperatuur van +7 gr. C., enige temperaturen genoteerd, zoals die op de verschillende hoogten verwacht kunnen worden. Hier vooral geldt, dat de omstandigheden nogal kunnen variëren van plaats tot plaats en van tijd tot tijd; deze getallen zijn bedoeld om een beeld te geven van het algemene temperatuurverloop, en dat wel nader voor niet te lage geografische breedte (terwijl in de winter ook op zeer hoge breedte het temperatuurverloop aanzienlijk anders kan zijn). Mede in verband met onzekerheid t.a.v. de chemische samenstelling op grotere hoogten zijn boven 90 km de opgegeven temperaturen behept met een betrekkelijk grote onzekerheidsmarge (z ionosfeer).
De onderste 30 km zijn toegankelijk voor directe meting van de temperatuur en hieromtrent is dan ook een uitgebreid waarnemingsmateriaal aanwezig. De sterkste variaties (van plaats tot plaats en van tijd tot tijd) worden in het algemeen gevonden in de alleronderste kilometers {z temperatuur in de atmosfeer).
Indeling.
I. In de onderste kilometers van de atmosfeer wordt bij toenemende hoogte overwegend een afneming van de temperatuur gevonden (gemiddeld ongeveer 6 gr. C. per 1000 m stijging). Dit gebied heet troposfeer („sfeer der omwendingen” of veranderingen, Teisserenc de Bort). De hoogte waartoe de troposfeer zich uitstrekt varieert van 6 tot 18 km. Haar bovenbegrenzing heet de tropopause; deze is in den regel het hoogst boven de evenaar (temperatuur van —92 gr. C. gemeten op 17 km boven Batavia), het laagst boven de polen. Uit radiosonde-oplatingen van een Amerikaanse expeditie op het antarctisch waarnemingsstation Little America III, 800 mijl van de Zuidpool, is gebleken dat aldaar in dc poolnacht de tropopause, die anders op 7-8 km hoogte gevonden werd, gedurende 2 maanden verdween, zodat de temperatuurdaling dan doorging zover als men heeft kunnen waarnemen (tot —80 gr. C.). Dit houdt wellicht verband met een tijdelijk verdwijnen van de ozonlaag ter plaatse gedurende de poolnacht.
De overwegende temperatuurdaling bij toenemende hoogte binnen de troposfeer wordt soms onderbroken door een zgn. inversie*, waar over een kort traject de temperatuur met de hoogte stijgt, om daarboven weer te dalen. Zulke inversies vormen dikwijls de afscheiding tussen twee luchtsoorten* van verschillende origine en worden dan front vlak-inversies genoemd (z front en frontvlak). Ook aan het aardoppervlak wordt niet zelden een inversie (zgn. grondinversie) waargenomen, vooral gedurende koude nachten.
II. Bij de tropopause houdt de temperatuurdaling in hoofdzaak op. Daarboven strekt zich de stratosfeer* („gelaagde sfeer”) uit. Deze is in haar onderste gedeelte boven één bepaalde plaats veelal min of meer isotherm (van gelijke temperatuur; op gematigde breedte bedraagt deze temperatuur gemiddeld omstreeks —55 gr. C.). Op grotere hoogten in de stratosfeer neemt de temperatuur zelfs weer toe.
Dit staat in verband met de aanwezigheid van ozon (vooral tussen 10 en 35 km, ozonlaag*), hetwelk op omstreeks 45 km door sterke absorptie van ultraviolet licht een gebied van hogere temperaturen (omstreeks -f-60 gr. C.) veroorzaakt. (Een en ander geldt niet zonder meer voor de poolnacht, die overigens op grotere hoogten korter duurt).
III. Het gedeelte boven ongeveer 45 km ten slotte wordt ionosfeer* („sfeer der ionen”) genoemd. Deze wordt in hoofdzaak gekenmerkt door de aanwezigheid van lagen, waarbinnen de atmosfeer in sterk geïoniseerde toestand verkeert. Deze lagen spelen een belangrijke rol bij het radioverkeer over lange afstand; verder beïnvloeden zij het aardmagnetische veld. Ook heeft in de ionosfeer het poollicht zijn zetel. Zie verder het desbetreffende artikel.
Samenstelling.
Tot ongeveer 30 km is de samenstelling van de atmosfeer bekend door direct chemisch onderzoek van luchtmonsters. Het blijkt dat minstens tot die hoogte de samenstelling nagenoeg constant is. (Voor meerdere bijzonderheden dan hier gegeven worden klucht). De voornaamste bestanddelen van droge lucht zijn: stikstof (N2) 78,08 pet; zuurstof (02) 20,95 Pct; argon (Ar) o,93 pet; koolzuur (C02) 0,03 pet; de opgegeven getallen geven de relatieve hoeveelheden in volumeprocenten aan. Samen maken deze vier 99,99 volumeprocenten van de lucht uit (afgezien van de waterdamp). Van deze vier komen stikstof en argon in een zeer constante verhouding voor; de hoeveelheid zuurstof is iets meer variabel en de hoeveelheid koolzuur relatief het meest (boven land wordt gemiddeld meer koolzuur in de lucht gevonden dan boven zee).
In de resterende 0,01 pet komen o.a. nog voor (in volgorde van afnemende hoeveelheden): waterstof, neon, helium, krypton en xenon; de hoeveelheid waterstof is zeer variabel. Hierbij zijn nog buiten beschouwing gelaten de volgende bestanddelen, die in wisselende hoeveelheden voorkomen en een bijzondere plaats innemen:
1. Water (zie hieronder), dat aan het aardoppervlak tot een hoeveelheid van 5 volume-pet aanwezig kan zijn (in vochtig hete klimaten), op andere plaatsen soms ook practisch afwezig is (in winterse poollucht en op grote hoogten in de atmosfeer);
2. Ozon (3-atomige zuurstof), dat vooral tussen 10 en 35 km hoogte gevonden wordt (z ozonlaag);
3. Condensatiekernen, bestaande uit zeer kleine druppeltjes (bijv. van zwavelzuur) of vaste deeltjes, voor zover niet vallend onder atmosferisch stof (z condensatie);
4. Stof (zie hieronder).
Uit theoretische overwegingen is afgeleid, dat wanneer de verschillende samenstellende gassen ieder voor zich in aerostatisch evenwicht zijn, de lichtere bestanddelen zich tot op grotere hoogten uitstrekken dan de zwaardere, zodat op zeer grote hoogten de procentische samenstelling zich ten gunste van de lichtere gassen, met name waterstof en helium, zou moeten wijzigen. Deze tendens wordt tegengewerkt door verticale menging in de atmosfeer ten gevolge van turbulente luchtbeweging. Uit luchtmonsteronderzoek (o.a. door Paneth) is gebleken, dat inderdaad helium procentsgewijs op 20 km hoogte iets meer voorkomt (5,69 X 10-1 pet) dan aan het aardoppervlak (5,27 X 10-1 pet). In de poollichtspectra wordt echter geen aandeel van helium gevonden en evenmin van waterstof. Nu is het te bewijzen, dat bij de hoge temperaturen, die in de bovenste lagen van de atmosfeer heersen, de lichte waterstofmoleculen of -atomen zo snel zijn, dat het zwaartekrachtsveld van de aarde niet sterk genoeg is om ze vast te houden. De waterstof zou daar (bij de grote ijlheid, die er heerst en die botsingen tussen moleculen of atomen weinig doet voorkomen) dus uit de atmosfeer ontsnappen. Blijkbaar moeten aan het aardoppervlak waterstofbronnen aanwezig zijn (o.a.: de vulkanen).
Boven 80 km is, zoals blijkt uit poollichtspectra, de zuurstof aanwezig in atomaire vorm (O); in veel mindere mate komt ook stikstof daar in gedissocieerde vorm voor (N) (z poollicht).
Energievoorziening
De grote energiebron voor de aarde en dus ook voor de atmosfeer is de zon. De zonnestraling wordt echter voor een groot deel óf doorgelaten öf door wolken teruggekaatst. De atmosfeer krijgt (in het bijzonder wat haar onderste lagen betreft) de energie daarom vooral via de aarde, die de zonnestraling, welke haar bereikt, grotendeels absorbeert en op haar beurt een straling van veel langere golflengte uitzendt, waarvan door de atmosfeer (met name door de waterdamp en door koolzuur) een groot deel wordt geabsorbeerd. Alleen aan de bovenzijde van de ozonlaag wordt een deel van de zonnestraling, nl. het gedeelte met golflengten kleiner dan 0,3 micron (1 micron = 0,001 mm), door de atmosfeer (het ozon) direct geabsorbeerd. Van de rest van het zonnespectrum wordt volgens Fowle bij heldere hemel met de zon in zenith 6-8 pet geabsorbeerd (vnl. door waterdamp en door koolzuur). Hier volgt een overzicht van de verschillende posten in de energie-balans van de atmosfeer:
Inkomste
I. Direct uit het zonlicht absorbeert de atmosfeer gemiddeld over een jaar en over het gehele aardoppervlak: 0,075 gramcalorieën per minuut en per cm' (cal/cm2min), zijnde 15,5 pet van het totaal (0,485 cal/cm2min), waarvan 42,5 pet teruggekaatst wordt naar het heelal (zgn. albedo van de aarde) en de resterende 42 pet door het aardoppervlak wordt geabsorbeerd. Over de gehele atmosfeer geeft deze directe absorptie een totale gemiddelde energielevering van 2,6 X 10la kW.
II. Aan aardstraling absorbeert de atmosfeer gemiddeld 0,54 cal/cm2min; totaal: 19,4 X 1013kW.
III. De aarde (inclusief oceanen) geeft door direct contact (geleiding en convectie* in de atmosfeer) gemiddeld 0,01 cal/cm2min aan de lucht af (dit is een ruw gemiddelde over zeer uiteenlopende bedragen, die zelfs van teken kunnen wisselen; d.w.z.: dikwijls ook geeft de atmosfeer aan de aarde). In totaal: 31 X 1012 kW.
IV. Indirect levert de aarde — in het bijzonder de oceanen — warmte door verdamping van water, waarvan een deel later in de atmosfeer condenseert en daarbij condensatiewarmte aan de lucht afstaat. Het nettobedrag is 0,085 cal/cm2min; totaal: 3 X 1013 kW.
V. Posten van gering belang en te verwaarlozen bij het geheel zijn de volgende:
a. Atmosferische eb en vloed (oorzaken: aantrekking van zon en maan);
b. Straling van maan en sterren (de volle maan geeft een stralingsstroom van 1,9 X 10-6 cal/ cm2min);
c. Corpusculaire straling, uitgaande van de zon (z ionosfeer);
d. Vallende sterren;
e. Kosmische stralen.
Samen bedragen de inkomsten van de atmosfeer (som van I, II, III en IV): 0,71 cal/ cm2min of in totaal 25,4 X io13 kW.
Uitgaven
I. Straling naar beneden, die door de aarde wordt geabsorbeerd: 0,47 cal/cm2min; totaal bedrag: 17 X iols kW.
II. Straling naar buiten: 0,24 cal/cm2min; totaal 8,4 X iou kW.
Energie-inkomsten en uitgaven dekken elkaar gemiddeld. Ware dit niet zo, dan moest de atmosfeer als geheel warmer of kouder worden in de loop der jaren. (Over de warmtehuishouding in de atmosfeer z temperatuur in de atmosfeer).
Bewegingen
Men kan onderscheiden:
a. bewegingen, die overwegend horizontaal zijn (^circulatie en wind);
b. bewegingen, die overwegend verticale verplaatsingen geven (z convectie);
c. atmosferische eb en vloed.
Water in de atmosfeer
De hoeveelheid water (als damp, als druppels en als ijsdeeltjes) in de gehele atmosfeer aanwezig, staat ongeveer gelijk met 2,6 cm vloeibaar water, over het gehele aardoppervlak verdeeld. Dit is 2i p. mille van het gewicht van de atmosfeer. In totaal komt dit overeen met 13 000 km3 water, of 13 X io15 kg. Hiervan is verreweg het grootste gedeelte vervat beneden 10 km hoogte, aangezien daarboven de temperaturen zo laag zijn, dat er nauwelijks enige waterdamp aanwezig kan zijn. Terwijl bijv. bij +35 gr. C. de maximale waterdampspanning 42 mm kwik bedraagt en bij o gr.
C. 4,6 mm, is zij bij -30 gr. C. slechts 0,28 mm en bij -60 gr. minder dan 0,01 mm. Volgens Hann en Süring bedraagt de waterdampdruk op 3000 m gemiddeld 27 pet van de dampdruk aan de grond, op 6000 m 5 pet, op 8500 m i pet, op 11 000 m o, 1 pet. Door dezelfde oorzaak is verder het grootste deel van het atmosferische water aanwezig buiten de poolcirkel (z vochtigheid).
Door condensatie* of sublimatie* kan de atmosferische waterdamp aanleiding geven tot wolken* en neerslag*. (In de meteorologie wordt onder sublimatie, in onderscheid van condensatie, verstaan directe overgang van de gasvormige in de vaste faze). Het water voert dus een kringloop uit: enerzijds geven aardoppervlak en oceanen aan de atmosfeer waterdamp af, anderzijds geeft de atmosfeer water in vloeibare of vaste vorm terug. Volgens Wüst is de totale verdamping van de oceanen 334 000 km3 per jaar. Van de continenten (inclusief meren, rivieren enz.) verdampt 62 000 km3 water. Samen geeft dit 396 000 km3 per jaar (dit is 30 maal de gemiddelde waterinhoud van de atmosfeer). Dezelfde hoeveelheid moet dus gemiddeld ook weer teruggaan als neerslag, en wel 297 000 km3 boven zee, 99 000 km3 boven land. (Blijkbaar verliest de zee meer door verdamping dan er in de vorm van neerslag terugkomt; het verschil wordt gedekt door afvloeiing van de continenten). Voor nadere bijzonderheden omtrent neerslagvorming, -verdeling, -vormen („hydrometeoren”), enz. zie neerslag.
Stof
T.a.v. wat er, behalve ijsdeeltjes, aan vaste stof in de atmosfeer aanwezig is, kan onderscheid worden gemaakt tussen
1. de (kleinere) zgn. condensatiekernen, welker stralen zijn van de orde van 10-7 tot 10-6 cm en die o.a. gevormd worden door bepaalde zoutdeeltjes (z condensatie), en
2. atmosferisch slof*. Atmosferisch stof kan afkomstig zijn van
a. de aardbodem,
b. veen-, steppe- of bosbranden,
c. industrierook,
d. vulkanen,
e. de wereldruimte.
Ad a.: Door hevige verhitting van een droge bodem (bijv. in woestijnen), gepaard gaande met convectie, kan veel stof in de lucht omhoog gevoerd worden. Gezien de geringe valsnelheden, kan dit, als het niet regent, de atmosfeer steeds meer vertroebelen. Komt hier nog een krachtige wind bij, dan wordt de „stofproductie” versterkt en bovendien de verspreiding zeer in de hand gewerkt. Door luchtstromingen kan stof over duizenden kilometers worden getransporteerd, zoals bijv. bij de „stofval” van 9-12 Mrt 1901, toen woestijnstof van Noord-Afrika tot in Denemarken terecht kwam (de korrelgrootte was gemiddeld 0,005 mm).
Ad c.: Industrierook, welke de atmosfeer vertroebelt, is vooral in de grote industriestreken een bekend verschijnsel; zo bijv. in Engeland (de Londense ,,fog” is hiervan mede een gevolg). Gemiddeld bevat 1 m3 grotestadslucht 5 mg stof. In Londen zijn wel tot 20 000 stofjes per cm3 geteld, daarentegen op de toppen der Alpen des winters: i per cm3.
Ad d.: Vulkanen kunnen stof tot op zulke hoogten werpen, dat het jarenlang in de atmosfeer blijft hangen. Voorbeelden: de Krakatau op 27 Aug. 1883, de Katmai (Alaska) op 6 Juni 1912. Het vulkanische stof werd na dergelijke erupties op zeer grote hoogten in de atmosfeer over de gehele aarde verspreid en gaf aanleiding tot een bleke hemelkleur overdag, bloedrode zonsondergangen, prachtige schemeringskleuren en in 1912 zelfs tot een sterke verzwakking van het licht van zon, maan en sterren.
Ad e.: Als kosmische stofbronnen kunnen werken: vallende sterren en meteorieten (de grote Siberische meteoor van 30 Juni 1908), alsmede de invanging van kosmisch stof door het gravitatieveld der aarde.
Door stof worden beïnvloed de volgende verschijnselen: condensatie*, straling*, optische verschijnselen* in de atmosfeer, het zicht* en de luchtelectriciteit*.
Optische verschijnselen
De atmosfeer beïnvloedt steeds in meerdere of mindere mate het licht op aarde, is soms ook zelf uitgangspunt van lichtverschijnselen, bijv. bij het poollicht* en bij electrische lichtverschijnselen als Sint-Elmusvuur* en bliksem (z onweer). De beïnvloeding van het licht geschiedt op vier wijzen:
1. verstrooiing,
2. straalbreking,
3. terugkaatsing,
4. buiging en interferentie.
De verstrooiing van licht vindt plaats aan deeltjes, die niet groter zijn dan de golflengte van het betrokken licht, dus in de eerste plaats aan de luchtmoleculen zelf (blauwe hemelkleur, schemeringskleuren), verder aan de kleinste vloeibare of vaste deeltjes in de lucht (schemeringskleuren, lichtende nachtwolken). De verstrooiing van het licht aan dc luchtmoleculen gaat gepaard met polarisatie.
Straalbreking vindt zowel in het atmosferische gas (schijnbare opheffing van zon, maan en sterren nabij de horizon, schijnbare afplatting van zon en maan, groene straal, luchtspiegeling, het flikkeren der sterren) als in waterdruppels (regenboog) en in ijskristalletjes (diverse haloverschijnselen) plaats, daarbij in druppeltjes en kristallen gepaard gaande met terugkaatsing. Buigingsverschijnselen zijn o.a.: kransen en irisatie in wolken, de aureool {z optische verschijnselen in de atmosfeer).
Electriciteit in de atmosfeer
Het is gebleken, dat er in de atmosfeer altijd een electrisch veld aanwezig is. dat van plaats tot plaats en van tijd tot tijd sterk kan variëren en gemiddeld overeenkomt met een naar beneden gericht potentiaalverval van ongeveer 120 V/m in de nabijheid van het aardoppervlak. Dit impliceert een oppervlakte-lading van de aardbol met een dichtheid van o,oooci Coulomb per km2 of een totale negatieve lading van de aarde ten bedrage van rond 500 000 Coulomb. Met toenemende hoogte neemt dit veld sterk af, zodat het op 10 km hoogte nog slechts ongeveer 2 V/m bedraagt. Dit hangt samen met het veel grotere geleidingsvermogen van de atmosfeer op grotere hoogte. In de ionosfeer* ten slotte is het veld zo gering, dat deze als een geleidend omhulsel kan worden opgevat, waar op een bepaald ogenblik een constante potentiaal heerst en die samen met de aarde een bolcondensator vormt. Het geleidend vermogen van de atmosfeer ook in haar onderste lagen berust op de permanente aanwezigheid van ionen (aantallen boven land variërend van 1000 tot 50 000 per cm3).
De afneming van de electrische veldsterkte met toenemende hoogte impliceert de aanwezigheid van ruimteladingen, vooral in de onderste lagen der atmosfeer (10 k 15 km), die de lading van de aardbodem naar buiten compenseren. Het potentiaalverschil tussen ionosfeer en aardbodem wordt geschat op ongeveer 300 000 V. Hiermee gepaard gaat een electrische geleidingsstroom van boven naar beneden, die een gemiddelde dichtheid van 2 X io-16 Ampère/cm2 heeft en over de gehele aarde dus ongeveer 1000 A bedraagt.
De hierboven genoemde getallen hebben betrekking op de gemiddelde toestand, zoals die bij normale atmosferische omstandigheden ook ongeveer gerealiseerd is, al kunnen van plaats tot plaats ook de gemiddelden zeer sterk variëren. Daarnaast treden onder bijzondere omstandigheden (met name in zandstormen, dwarrelsneeuw en vooral bij onweer* of onweersachtige buien) gestoorde electrische velden op, waarin plaatselijk veldsterkten van 10 000-30 000 V/m zijn geconstateerd en die soms tegengesteld gericht zijn aan het normale veld. Bij dergelijke gestoorde toestanden kunnen sterke glimontladingen (zgn. Sint-Elmusvmr*) en doorslag-ontladingen (bliksem) optreden. Volgens schattingen van Brookes komen er per jaar over de gehele aarde een 16 millioen onweersbuien voor (dus per dag 44 000) en 1800 tegelijkertijd; het aantal ontladingen (lang niet alle de aarde treffend) wordt op 100 per seconde geschat. Gemiddeld verplaatsen onweersbuien negatieve electriciteit naar de aarde {z luchtelectriciteit en onweer).
Functie der atmosfeer
De atmosfeer speelt een uiterst belangrijke rol t.a.v. de mogelijkheid en de onderhouding van het plantaardig, dierlijk en menselijk leven. In de eerste plaats verschaft zij door de samenstelling van haar onderste lagen aan de groene planten de voor haar onderhoud benodigde koolzuur (zetmeel-productie door koolzuurassimilatie), aan planten, dieren en mensen de zuurstof, die zij ten behoeve van de inwendige verbranding nodig hebben (ademhaling), terwijl zij indirect, nl. via omzettingen, bewerkstelligd door bepaalde micro-organismen in de grond (in het bijzonder wortelbacteriën), ook stikstofproducten aan de bodem, en daardoor aan de planten levert. Bij rotting van stikstofhoudende organische producten komt stikstof in de atmosfeer terug. Met name t.a.v. de koolzuur- en de zuurstofvoorziening fungeert de atmosfeer als de onmisbare schakel in de grondstoffenkringloop der levende natuur, aangezien deze stoffen door de organismen ook worden afgescheiden (zuurstof door groene plantendelen bij het assimilatieproces, koolzuur bij de inwendige verbranding en ook bij rotting) en in de atmosfeer terugkomen.
Ook t.a.v. de waterkringloop speelt de atmosfeer de grote bemiddelende rol. Enerzijds (zie hieronder) neemt zij voortdurend water in dampvorm op van de wateroppervlakken en van het land en ook door de uitwaseming der levende wezens (o.a. gevolg van de inwendige verbranding), anderzijds vervoert zij de waterdamp, doet hem plaatselijk condenseren tot wolken en doet eventueel een deel als neerslag weer naar beneden komen, aldus zorgende voor een distributie van het voor het leven nodige water. Een essentiële rol vervult de atmosfeer vervolgens als temperatuur-regulateur voor het aardoppervlak. Ware de atmosfeer afwezig, dan zou de temperatuur van de aardbodem aan veel sterkere schommelingen onderhevig zijn dan thans. Tér vergelijking zij hier de sterke temperatuurschommeling van het maanoppervlak genoemd: i io gr. C. bij volle maan, -150 gr.
C. aan de nachtzijde. Dat dit grote verschil niet slechts het gevolg is van de lange duur van dag en nacht op de maan blijkt bij maansverduisteringen; op 14 Juni 1927 vonden Pettit en Nicholson gedurende de verduistering een temperatuurdaling van +80 gr. tot -120 gr. C. Wèl speelt hierin een grote rol het blijkbaar geringe warmte-geleidingsvermogen van de bovenste lagen van de maanbodem. Bij afwezigheid van de atmosfeer op aarde zou enerzijds de zonnestraling overdag altijd volledig tot het aardoppervlak doordringen zonder in de atmosfeer (door terugkaatsing en absorptie) verliezen te lijden, anderzijds zou des nachts het warmteverlies van het aardoppervlak door uitstraling niet getemperd worden door de zgn. tegenstraling van de atmosfeer. Terwijl nl. de atmosfeer, bij afwezigheid van wolken, de zonnestraling voor het grootste deel doorlaat, absorbeert zij voor het grootste deel de van de aarde uitgaande warmtestraling (die overwegend langere golflengten heeft) en zendt op haar beurt zelf warmtestraling naar beneden, die door de aarde geabsorbeerd wordt (zie hierboven).
Een en ander heeft tot gevolg, dat èn de dagelijkse temperatuurwisseling van de aardbodem door de atmosfeer gedempt wordt, èn ook zijn gemiddelde temperatuur, die nu, als gemiddelde over een heel jaar en over het gehele aardoppervlak, ongeveer +15 gr. C. bedraagt, hoger is dan wat zij zonder atmosfeer zou zijn (nl. omstreeks -2 gr. G.. volgens schatting). Dit is de zgn. broeikaswerking der atmosfeer.
Behalve de temperatuurwisseling tussen dag en nacht worden ook de jaarlijkse temperatuurschommelingen, alsmede de temperatuurverschillen tussen plaatsen op verschillende geografische breedten door de bemiddelende werking der atmosfeer binnen redelijke grenzen gehouden (circulatie* tussen evenaar en polen).
Ten slotte is daar de functie, die de atmosfeer vervult als vervoermedium voor planten (verspreiding van stuifmeel, zaden, sporen), dieren fin het bijzonder insecten en vogels) en mensen (luchtvaart) .
Takken van wetenschap.
De atmosfeer vormt het speciale veld van onderzoek van de meteorologie*. Als zodanig vormt de meteorologie een onderdeel van de geophysica* (in ruimere zin), welke zich bezighoudt met de bestudering van de algemeen-physische verschijnselen, die karakteristiek zijn voor de aarde, zowel wat haar vaste kern, als wat haar zeeën en oceanen, als ook wat haar dampkring betreft. De geophysica in engere zin wordt wel gerekend zich speciaal te richten op het natuurkundig onderzoek van de verschijnselen der vaste aarde, hoewel deze specialisering niet consequent is door te voeren aangezien bijv. het onderzoek van het aard-magnetisme* onverbrekelijk verbonden is met het onderzoek der ionosfeer. Dit laatste is oorzaak, dat het onderzoek der ionosfeer soms niet tot de meteorologie (in engere zin) wordt gerekend.
De meteorologie in engere zin omvat dan meer speciaal het onderzoek van de verschijnselen in troposfeer en stratosfeer en het ten nutte maken van de resultaten van dit onderzoek aan het economisch belang van de samenleving (dit laatste kan men practische of toegepaste meteorologie noemen). In overeenstemming met de in de algemene physica gebruikelijke onderscheiding van experimentele natuurkunde en theoretische natuurkunde kan in de meteorologie als wetenschap onderscheid worden gemaakt tussen empirische meteorologie (het woord experimenteel is hier minder op zijn plaats) en theoretische meteorologie. Deze twee kunnen uit den aard der zaak niet van elkaar losgemaakt worden (z meteorologie). Een aangrenzende tak van wetenschap is de aërodynamica*.
DR P. GROEN
Lit.: N. Shaw, Manual of Meteorology, Vol. I-IV (Oxford Cambridge 1926-1937); Hann-Süring, L^hrbuch der Meteorologie, 5de druk (gedeelt. versch.) (Leipzig 1938 e.v.); W. J. Humphreys, Physics of the air, 3de dr., Mc Graw-Hill Book Co (New York 1940).
