Streven. Jaargang 10

[p. 975]

Wetenschappelijke kroniek
W. de Rop
Atmosferische Energievormen

MET Anton Zischka kunnen we de lucht als het meest alomtegenwoordige in ons leven beschouwen. Tegenover de ‘zee van lucht’ zijn alle oceanen klein, zij is de meest natuurlijke van alle wegen, een weg die tot in elk huis, tot in elk van onze miljarden lichaamscellen voert.

Lange tijd scheen de atmosfeer geen geheimen te bevatten en daardoor ontdekte Johann Baptist Helmont pas in 1610 dat lucht bij de ademhaling dezelfde rol speelt als bij de verbranding van een vlam. In 1641 ontwierp Otto von Guericke een luchtpomp en maakte daarmee het scheppen mogelijk van een ‘atmosfeer’ die buiten de ‘natuurlijke’ ligt. Deze uitvinding betekende de ontdekking van een nieuwe wereld vol schatten, een wereld die wij thans even willen verkennen, echter vanuit een meer fysische gezichtshoek.

Met het begrip atmosfeer bedoelen wij in de loop van deze korte uiteenzetting het niet-homogeen anisotroop gasvormig omhulsel dat de aardbol als een ellipsoïde omsluit. Deze vorm wordt veroorzaakt enerzijds door de afplatting van de aardbol aan de beide polen en door de aardrotatie anderzijds. Theoretische beschouwingen leren dat de gemiddelde dikte van de atmosfeer zowat 1200 km moet bedragen. De dikteverandering is te wijten aan een getijdenwerking die veel gelijkenis vertoont met die wij kennen voor oceanen en zeeën.

Troposfeer

De laag nabij het aardoppervlak, die voor ons het meest directe belang heeft, is de troposfeer of de weersfeer. Haar dikte is veranderlijk met de plaats op aarde. Op de evenaar reikt ze tot 30 km hoogte, aan de polen ongeveer tot 7 km terwijl op onze breedte (50° N.B.) gemiddeld 12 km wordt gemeten. Haar grensvlak met de bovenliggende stratosfeer noemt men tropopause; het vertoont permanent een golfkarakter, vooral in de buurt van meteorologische ‘fronten’. In de troposfeer spelen zich alle weersverschijnselen af. Deze staan, zoals bekend, in nauw verband met de verdeling der ‘drukgebieden’ en ‘luchtbronnen’. De vorming van reusachtige luchtmassas, min of meer homogeen, is een der essentiële karakteristieken der algemene atmosferische circulatie. Het bestaan van ‘bronnen’ d.w.z. gebieden waar deze massas worden geconstitueerd, is duidelijk geworden door een systematische analyse van weerkaarten en aerologische peilingen uitgevoerd met ballons.

Vooraf dient opgemerkt dat de karakteristieke eigenschappen van een bron afhangen van de intensiteit der zonnestraling, van de t^o en de aard van het aardoppervlak. Opdat een luchtmassa de eigenschappen van een bron aanneme en daardoor kwasihomogeen worde, is vereist dat de lucht gedurende een voldoende lange tijd op dezelfde plaats blijve. Dit zal bij voorbeeld het geval zijn in een anticycloon. (Een anticycloon of barometrisch maximum is een meestal

[p. 976]

omvangrijk gebied met barometerstanden hoger dan 1 atmosfeer of 760 mm Hg. De wind is er gewoonlijk zo zwak dat men de luchtmassa kan beschouwen als zijnde in rust; in dit geval heeft de lucht de tijd en de gelegenheid om de eigenschappen van de plaats over te nemen. Een quasi-stationaire anticycloon wordt daarom als een ‘natuurlijke bron’ aangezien.

Als natuurlijke warme luchtbronnen staan bekend het Azorenhoog en de anticycloon der Hawaï-eilanden, terwijl het permanent hogedrukgebied over Siberië een natuurlijke koude luchtbron uitmaakt.

Verplaatst 'n luchtmassa zich weg van de bron dan blijft haar invloed op het weer niet dezelfde gedurende heel de lengte van het parcours, integendeel, de fysische eigenschappen veranderen.

Dat de bodemgesteltenis een storende invloed kan uitoefenen blijkt b.v. uit het volgend feit. De afkoeling van de lucht, nabij de grond, te wijten aan de ijskap van de Noordpool, is zodanig dat zich even boven het zeeniveau een barometrisch maximum instelt. Het bestaat enkel in de onderste luchtlagen; hoger dan 2 km treft men namelijk het polair minimum aan dat zich aan zijn zuidzijden splitst in twee afzonderlijke minima: een eerste ten Z.W. van IJsland en een tweede ten W. van de Aleoeten-eilanden.

De troposfeer staat bekend als de zone van de grote energie-transformaties. Uit waarnemingen is bekend dat de gemiddelde kinetische energie der luchtstromen in de loop der jaren maar weinig verandert. De turbulentie (wervelingen) van de lucht, een proces dat traag en irreversiebel verloopt, veroorzaakt een voortdurend aan te vullen verlies van kinetische energie. Brunt berekende inderdaad een energieverlies door turbulentie van 5.10-3 kilowatt/m², wat ongeveer overeenkomt met 2% van het vermogen door de zon aan de troposfeer afgeleverd. Margules heeft in een kwantitatief gerechtvaardigde theorie aangetoond, dat alleen transformaties van potentiële en interne energie in kinetische energie een verklaring kunnen geven omtrent de vorming van luchtstromen in en tussen barometrische maxima en minima en het voortbestaan van deze stromingen ondanks turbulentie en wrijving.

Beschouwen we b.v. twee luchtmassas: een warme en een koude, die aan elkaar raken door een verticaal scheidingsvlak. De thermodynamica leert dat die begintoestand onstabiel is en niet kan voortbestaan. De warme lucht zal boven de koude schuiven ingevolge dichtheidsverschillen. Het scheidingsvlak tussen beide luchtsoorten gaat dus over van de verticale naar de horizontale stand, wat noodzakelijk gepaard gaat met een beweging der luchtmassa. Het systeem wint aan kinetische energie, terzelfdertijd neemt de som van interne en potentiële energieën af. Voor het geval dat deze laatste zich geheel omzetten in kinetische energie kan men aannemen dat ze voldoende is om aan de hele luchtmassa een gemiddelde snelheid toe te kennen van 12,2 m/sec. of 17,3 m/sec. naargelang het oorspronkelijk temperatuurverschil 5° C. of 10° C. bedraagt.

De op de gematigde breedten in contact komende luchtmassas zijn respectievelijk van tropische en polaire oorsprong. Het scheidingsvlak tussen beide luchtsoorten wordt ‘poolfrontvlak’ genoemd (benaming ingevoerd door Bjerknes). Met ‘poolfront’ bedoelt men de snijlijn van dit frontvlak met het aardoppervlak. Er is sprake van een ‘warm’ front als men bij het voorbijtrekken van een front overgaat van de koude in de warme lucht. In het tegenovergestelde geval heeft men te doen met een ‘koud’ front. De meeste cyclonen die W.-Europa doortrekken zijn van frontale oorsprong.

[p. 977]

Een belangrijk fysisch verschijnsel, dat aan de basis ligt van de nog piepjonge radiometeorologie, is de troposferische energie-absorptie van microgolven (golven met een golflengte kleiner dan 10 cm). Twee soorten absorpties komen voor. De moleculaire absorptie in zuurstof en waterdamp. Het zuurstofmolecule bezit een eigen magnetisch moment dat in wisselwerking treedt met het magnetisch veld van de opvallende elektromagnetische golf. Voor een golflengte van 0,5 cm bedraagt de absorptie 10 db/km. Aan de andere kant bezit het watermolecule een elektrisch dipoolmoment. Het kan in interactie treden met het elektrisch veld van de golf. Twee absorptiemaxima, eveneens van 10 db/km, zijn bekend n.l. bij de golflengte 0,2 cm en 1,3 cm.

De absorptie in een neerslaggebied door waterdruppels, sneeuwvlokken of hagelkorrels kan verlopen door strooiïng of door rechtstreekse omzetting in warmte. De radiometeorologie maakt gebruik van de z.g. ‘neerslagechos’. Het zijn echos ontstaan door weerkaatsing van E.M. signalen tegen atmosferische neerslaggebieden. Twee soorten neerslagen worden zo opgespoord: gelokaliseerde (onweren en regenbuien), die een grote echo-amplitude veroorzaken, en ruimtelijk uitgebreide neerslagzones.

Stratosfeer en Ionosfeer

Boven de troposfeer bevindt zich de stratosfeer, een gebied reikend tot 80 km, waar verticale luchtstromen en waterdamp onbekend zijn. De temperatuur is er afgenomen tot - 50° C. en blijft overal vrij constant. Een uitzondering dient gemaakt voor de ‘oronosfeer’, een zone rijk aan ozon en stikstof, gelegen tussen 50 en 60 km waar maximumtemperaturen van 50° C. optreden.

Wij willen thans wat meer aandacht besteden aan de ionisatieverschijnselen die zich in de atmosfeer op grote schaal voordoen. Lucht is, zoals de meeste andere gassen, een slechte geleider van de elektriciteit. Het is echter geen ideale isolator. Zijn gering geleidingsvermogen dankt hij aan ionen waarvan de vorming en evolutie ongeveer als volgt verloopt. Straling van elektromagnetische, radio-actieve en buitenaardse oorsprong slaat elektronen los uit luchtatomen en -moleculen. Een aldus bevrijd elektron zet zich onmiddellijk vast op een molecule (bij voorkeur een zuurstofmolecule). De twee geëlektriseerde centra (nl. elektron en geëlektriseerd molecule) omringen zich onmiddellijk met een zeker aantal elektrisch neutrale moleculen, wat z.g. ‘kleine ionen’ geeft. De dichtheid (aantal per cm³) der ‘kleine ionen’ is sterk afhankelijk van de plaats op aarde, ze kan variëren van 80 per cm³ in stralen tot 300 per cm³ boven het vrije veld. Tussen 80 km en 800 km is de atmosfeer buitengewoon sterk geïoniseerd. Dit omvangrijk gebied wordt ‘ionosfeer’ genoemd. Het is verre van homogeen en moet op zijn beurt verdeeld worden in 4 gebieden (in de zin van toenemende hoogte): de D-laag, de E- of Heavisidelaag, de F₁- en F₂-lagen of Appletonlagen. Gedurende de nacht zijn zon en zonnestralen afwezig en verdwijnt de diepliggende D-laag. De E-laag wordt geïoniseerd door een straling die niet wordt afgebogen door het magneetveld der aarde n.l. het ultraviolet zonlicht. De ionendichtheid neemt gedurende de nacht sterk af. Wat de F-laag (hoger dan 200 km) betreft kan gezegd worden dat ze overdag gesplitst wordt in de F₁- en F₂-lagen. De F₁-laag is gedurende de zomer omvangrijker. Men stelt dus een verandering vast van ionisatiedichtheid volgens de tijd en de hoogte; er zijn maxima op sommige hoogten, te wijten aan de verandering van de samenstelling

[p. 978]

van de atmosfeer en aan de verschillende absorpties der onderscheiden gassen.

De ionosfeer speelt ook een zeer voorname rol in het gedrag en de ruimtelijke voortplanting der elektromagnetische golven. Een der belangrijkste eigenschappen in dit verband is wel haar terugkaatsend vermogen voor golven van niet te korte golflengte. Golven met golflengten van 30 km tot 600 m kaatsen overdag terug tegen de D-laag, 's nachts is deze verdwenen en verloopt de reflectie tegen de E-laag. De omroepgolven met golflengten tussen 600 m en 200 m weerkaatsen op de D- of E-lagen. Een bekend verschijnsel in dit golflengtegebied is de ‘fading’, het is een afwisselend sterker en zwakker worden van de ontvangst als gevolg van interferentie (samentreffen) tussen de golven die de ontvanger bereiken langs de aarde (bodemgolven) en deze weerkaatst op de ionosfeer. Deze is onderhevig aan schommelingen, vandaar de sterkteverandering der gereflecteerde golven.

Wanneer een elektromagnetische golf in een geïoniseerd gas binnentreedt, brengt zij de ionen in trilling, en dit geeft aanleiding tot twee belangrijke verschijnselen: een verandering van de diëlektrische constante van het milieu en een energie-absorptie. Op de eerste plaats gaat alles zich afspelen alsof de brekingsindex (n) bij de voortplanting van een elektromagnetische golf door het geïoniseerd midden afhankelijk is van de trillingsfrequentie (f). Het mathematisch verband tussen brekingsindex (n), ionisatiedichtheid (N) en frequentie wordt uitgedrukt in een vrij eenvoudige formule:

De breking zal dus afnemen naarmate de ionisatie verzwakt ('s nachts) en de frequentie vergroot (golflengte verkort). Sommige golven zullen 's nachts verder gelegen punten kunnen bereiken terwijl andere (vanaf en beneden een zekere golflengte) zich ongebroken door de ionosfeer zullen boren (denk aan T.V.- en radargolven) om aldus veel gelijkenis te gaan vertonen met gewone lichtgolven. De frequentiebovengrens van de aan de ionosfeer gereflecteerde golven is niet vast bepaald daar deze o.a. afhangt van de laagdikte der ionosfeer, grootheid die verandert met de tijd en de plaats op aarde. Op het middaguur ligt die grensfrequentie in de buurt van 30 MHz (λ = 10 m). Golven met golflengte korter dan 10 m noemt men ‘ultrakort’, voorkomend als bodemgolf hebben ze een geringe dracht. Over deze laatste zal, in verband met buitenaardse invloeden, meer gezegd worden in een volgend artikel, dat wij hopen te wijden aan het probleem der microgolven.