H10: Opbouw van de atmosfeer

H10: Opbouw van de atmosfeer
1.
Een gelaagde gaslaag
Atmosfeer:
De gaslaag om de aarde. Ze levert zuurstof, beschermt tegen
meteorieten en ze houdt UV-straling tegen.
Exosfeer:
(500 – 1000 km) Hier ontsnappen de luchtdeeltjes in de ruimte. Hoogte
waar raketten rond de aarde draaien.
Thermosfeer: (100 – 500 km) De temperatuur is zeer hoog door de zonne-energie.
Radiostralen worden hier teruggekaatst zodat ze niet de ruimte in gaan.
Ionosfeer:
(75 – 1000 km) Kosmische straling worden geïoniseerd en zo ontstaat
poollicht of noorderlicht.
Mesosfeer: (50 – 100 km) De temperatuur is zeer laag, hier worden meteorieten
afgeremd en/of verbrand.
Stratosfeer: (10 – 50 km) Door de zonne-energie worden zuurstofatomen hier
omgezet naar ozon (ozonlaag), deze ozon absorbeert UV-stralen.
Troposfeer: Hier gebeuren alle weerprocessen (weersfeer).
H11: Temperatuurverschillen in de atmosfeer
1.
Warmte, een gevolg van insolatie en radiatie
20% van de zonne-energie wordt geabsorbeerd in de troposfeer en 31% wordt
teruggekaatst door het aardoppervlak en atmosfeer. Dit noemen we het albedo van de
aarde. Dit betekent dan dat maar 49 % van de zonne-energie doordringt tot het
aardoppervlak, dit is de insolatie. Deze energie wordt omgezet in infraroodstraling die
warmte veroorzaakt.
Je kan een energiebalans opmaken voor de atmosfeer en het aardoppervlak door de
inkomende energie en de uitgaande energie te vergelijken, telkens zal je dan merken
dat de energiebalans in evenwicht is.
2.
Breedteligging, tijdstip van de dag en seizoen bepalen insolatie
De insolatie-intensiteit wordt bepaald door de zonshoogte en de afstand afgelegd door
de atmosfeer. Als zonnestralen een langere weg door de atmosfeer moeten afleggen
bereikt er minder energie het aardoppervlak zelf. Hoe hoger de breedteligging, hoe
langer de weg door de atmosfeer, des te minder radiatie dus lagere temperaturen. Als
de zon hoog staat (vb. 80°) zijn voor één m² zonnestralen de zonnestralen meer
geconcentreerd, ze ‘belichten’ dan een aardoppervlak van ongeveer 1,2 m² en zo zal
het warmer zijn als de zon hoog staat. Het zenit is de bepaling voor wanneer de
zonshoogte maximaal is, dat wil zeggen 90°. Hier zal het dan het warmst zijn. Door de
vertraging van insolatie om te zetten in radiatie zal het altijd het warmst zijn in de
middag. De duur van de bestraling kan ook parten spelen bij de warmte.
3.
Geografische factoren die de temperatuur beïnvloeden
De temperatuur hangt niet alleen af van de breedteligging, maar geografische
elementen kunnen de temperatuur ook beïnvloeden.
Hoogte: Als je stijgt in de troposfeer bevindt je je verder van de aarde die de
warmtebron is, ook wordt de lucht ijler en zal de warmteoverdracht dus moeilijker
verlopen. Per 180 meter dat je stijgt in vochtige lucht daalt de temperatuur met 1°C.
Oriëntatie van de helling: Als de helling gunstig staat gericht tegenover de zon zullen
de zonnestralen rechter op het oppervlak inkomen. Dit zorgt er voor dat de radiatie
beter kan verlopen. Hierdoor kan er dus ook druiventeelt zijn in gebieden die een hoge
breedteligging hebben.
Zee: Water warmt trager op dan land en koelt trager af doordat de warmte zich
volledig verspreidt in het watervolume.
Zeestromingen: Door dichtheidsverschillen in water en door winden worden grote
watermassa’s over de oceanen verplaatst. Als het water van de polen komt zal dit dus
een negatieve invloed hebben op de temperatuur, terwijl als het van de evenaar komt
het een positieve invloed zal hebben.
Bodem: Verschillende bodems warmen sneller op dan andere bodems, zo heb je
bijvoorbeeld zand dat heel snel opwarmt en afkoelt, terwijl dat proces bij klei heel
traag gaat. Het hangt er ook vanaf of er veel vegetatie aanwezig is. Vegetatie
gebruiken de zonne-energie voor fotosynthese maar ze stralen geen warmte uit.
Weer: Bewolking en windrichting kunnen de temperatuur ook beïnvloeden.
H12: Drukgebieden, winden en neerslag
1.
Drukverschillen en winden
Op verschillende plaatsen op de aarde kom je andere luchtdrukgebieden tegen: een
hoge luchtdrukgebied of een lage luchtdrukgebied.
Thermische drukgebieden: Dit zijn drukgebieden die gevormd zijn op basis van
verschil in temperatuur. Warme lucht heeft een kleinere massadichtheid dan koudere
lucht dus zal deze lucht ook sneller stijgen. Hierdoor wordt de luchtdruk in een gebied
met warme lucht kleiner en ontstaat er een lage luchtdrukgebied, de luchtkolom oefent
dus een kleinere druk op het aardoppervlak uit waardoor de luchtkolom zal stijgen en
dus groter worden. Koude lucht daalt en zal een grotere druk uitoefenen op het
aardoppervlak waardoor men spreekt van een hoge luchtdrukgebied. De lucht
verplaatst zich boven het aardoppervlak van het lage luchtdrukgebied naar het hoge
omdat de luchtkolom in het lage luchtdrukgebied hoger is dan die van het hoge.
Winden zijn het gevolg van de lucht die worden aangezogen door het lage
luchtdrukgebied van het hoge luchtdrukgebied omdat hier teveel lucht is.
Dynamische drukgebieden: Drukgebieden kunnen ook ontstaan door bewegende
luchtlagen, dit zijn de dynamische drukgebieden. Lucht die bijvoorbeeld van het lage
luchtdrukgebied van de evenaar opstijgt koelt af in de hoogte, zo zal de
massadichtheid van de lucht groter worden en daalt die koude lucht op 30°
noorderbreedte waardoor er hier een hoge luchtdrukgebied ontstaat.
Ook seizoenen hebben een invloed op de luchtdrukgebieden, de luchtdrukgebieden
schuiven per seizoen op door de aardrotatie. Tijdens de zomer schuift alles dus 30° op
naar het noorden, tijdens de herfst gaat alles terug naar de oorspronkelijke plaats en
tijdens de winter schuift alles 30° op naar het zuiden toe.