Issuu

vwo

Newt A n Natuurkunde voor de bovenbouw

Auteurs Jan Flokstra, Aart Groenewold, Kees Hooyman, Carolien Kootwijk, Koos Kortland. Mark Bosman, Nicole ten Broeke, Torsten van Goolen, René Hazejager, Michel Philippens, Mariska van Rijsbergen, Hein Vink. Eindredactie Jan Flokstra, Aart Groenewold Eindredactie digitaal Evert-Jan Nijhof Bureauredactie Easy Writer, Maurik Opmaak Crius Group Ontwerp en beeldresearch Michelangela, Utrecht Tekeningen Jaap Wolters, Amersfoort, DDCom, Veldhoven

Over ThiemeMeulenhoff ThiemeMeulenhoff ontwikkelt zich van educatieve uitgeverij tot een learning design company. We brengen content, leerontwerp en technologie samen. Met onze groeiende expertise, ervaring en leeroplossingen zijn we een partner voor scholen bij het vernieuwen en verbeteren van onderwijs. Zo kunnen we samen beter recht doen aan de verschillen tussen lerenden en scholen en ervoor zorgen dat leren steeds persoonlijker, effectiever en efficiënter wordt. Samen leren vernieuwen. www.thiememeulenhoff.nl ISBN 978 90 06 98794 2 Vijfde druk, eerste oplage © ThiemeMeulenhoff, Amersfoort, 2021 Alle rechten voorbehouden. Niets uit deze uitgave mag worden verveelvoudigd, opgeslagen in een geautomatiseerd gegevensbestand, of openbaar gemaakt, in enige vorm of op enige wijze, hetzij elektronisch, mechanisch, door fotokopieën, opnamen, of enig andere manier, zonder voorafgaande schriftelijke toestemming van de uitgever. Voor zover het maken van kopieën uit deze uitgave is toegestaan op grond van artikel 16B Auteurswet 1912 j° het Besluit van 23 augustus 1985, Stbl. 471 en artikel 17 Auteurswet 1912, dient men de daarvoor wettelijk verschuldigde vergoedingen te voldoen aan Stichting Publicatie- en Reproductierechten Organisatie (PRO), Postbus 3060, 2130 KB Hoofddorp (www.stichting-pro.nl). Voor het overnemen van gedeelte(n) uit deze uitgave in bloemlezingen, readers en andere compilatiewerken (artikel 16 Auteurswet) dient men zich tot de uitgever te wenden. Voor meer informatie over het gebruik van muziek, film en het maken van kopieën in het onderwijs zie www.auteursrechtenonderwijs.nl. De uitgever heeft ernaar gestreefd de auteursrechten te regelen volgens de wettelijke bepalingen. Degenen die desondanks menen zekere rechten te kunnen doen gelden, kunnen zich alsnog tot de uitgever wenden.

Deze uitgave is volledig CO2-neutraal geproduceerd. Het voor deze uitgave gebruikte papier is voorzien van het FSC®-keurmerk. Dit betekent dat de bosbouw op een verantwoorde wijze heeft plaatsgevonden.

Inhoud Werken met Newton

K1 Geofysica 6 Weer en klimaat

1 Introductie 7 2 Atmosfeer 10 3 Wind 20 4 Algemene circulatie met straalstromen en fronten 29 5 Regen en zonneschijn 38 6 Verdieping 43 7 Afsluiting 45 Antwoorden op rekenvragen

Werken met Newton

WERKEN MET NEWTON VOOR DE LEERLING Op jouw school werk je met de methode Newton. Met je klasgenoten ga je ontdekken en onderzoeken hoe de natuurkunde in theorie en in de praktijk werkt, zodat je je goed kunt voorbereiden op het eindexamen. Op deze pagina vind je uitleg over de onderdelen die je tegenkomt bij het werken met Newton. Er zijn werkbladen en experimenten beschikbaar. Je docent maakt een keuze hieruit en zal deze verspreiden.

Keuzekatern en digitaal materiaal Alle leerstof die je nodig hebt voor het keuzeonderwerp Geofysica vind je in dit keuze katern. Ook vind je verwijzingen naar onderdelen die de docent verspreidt. Introductie

H O O F D S T U K V R A AG

INLEIDING

Het keuzekatern begint met een introductieparagraaf. Je maakt kennis met het onderwerp vanuit de praktijk. Dan zie je de hoofdstukvraag, zodat je weet wat je gaat leren. In overleg met je docent ga je aan de slag met de opgaven en werkbladen. Paragraaf

PA R AG R A A F V R A AG

Als je een T bij een opgave ziet staan, kun je aan de slag met een tekenblad. Tekenbladen vind je in je eigen digitale omgeving.

E In

de gele kaders zie je samengevatte leerstof.

In de paarse kaders zie je formules en rekenvoorbeelden.

Elke paragraaf heeft dezelfde opbouw: E Ontdekken: Met de experimenten, opgaven en de ontdekactiviteiten op werkbladen ontdek je hoe de natuurkunde werkt. Je docent bepaalt met welke experimenten en andere ontdekactiviteiten je aan de slag gaat. Bij Ontdekken wordt de paragraafvraag geïntroduceerd, zodat je een beeld hebt waarover het in deze paragraaf zal gaan. E Begrijpen: Alle belangrijke leerstof wordt in begrijpelijke taal aan je uitgelegd. Belangrijke begrippen zijn weergegeven als paarse woorden. Deze vind je ook in het register achter in dit keuzekatern. Samenvattingen van de uitleg vind je in aparte gele kaders direct onder de leerstof. De opgaven zijn erop gericht om je de leerstof goed te laten begrijpen. Bij sommige opgaven heb je een tekenblad nodig om iets te tekenen. E Beheersen: De leerstof van Begrijpen wordt uitgebreid, zodat je ermee kunt gaan redeneren en rekenen. Formules zie je in aparte paarse kaders. Naast een formule vind je in de marge soms een of meer rekenvoorbeelden. In de opgaven leer je zowel redeneren als rekenen. De uitkomsten van de rekenopgaven vind je achter in dit keuzekatern. Verdieping Aan het einde van dit keuzekatern kun je je extra verdiepen in het onderwerp met extra leerstof en opgaven.

Van elk hoofdstuk is er een uitgebreide samenvatting.

Afsluiting Je blikt terug op de hoofdstukvraag. Kun je deze nu beantwoorden? Je maakt aan de hand van vragen zelf een samenvatting. Dit kun je doen op basis van de korte samenvattingen in de paragrafen. In de keuzeopdrachten leer je hoe de natuurkunde van het hoofdstuk werkt in andere praktijksituaties. Je docent bepaalt of je ermee aan de slag gaat. Met de eindopgaven test je jezelf op examenniveau: ben je klaar voor het echte werk? Leerdoelen Bij elke paragraaf horen leerdoelen. De leerdoelen staan hier overzichtelijk bij elkaar. Daarmee kun je voor jezelf nagaan welke leerdoelen je wel of nog niet beheerst.

Werken met Newton

WERKEN MET NEWTON VOOR DE DOCENT Newton is een contextgerichte methode met veel aandacht voor begripsontwikkeling, experimenten en differentiatie. Alles voor het centrale examen en schoolexamen Per leerjaar is er voor havo en voor vwo een leerwerkboek met de verplichte leerstof voor CE en SE. Elk subdomein is ondergebracht in een hoofdstuk. Daarnaast zijn er zowel voor havo als voor vwo vier keuzekaternen met aparte hoofdstukken voor de SE-keuzedomeinen. Digitaal materiaal voor leerling en docent Via je licentie krijg je als docent toegang tot de digiboeken van de leerwerkboeken en de SE-keuzehoofdstukken. Ook heb je de beschikking over werkbladen, experimenten, keuzeopdrachten, toetsen en vele extra’s. Je kunt zelf kiezen wat je je leerling aanbiedt. Herkenbare didactische opbouw Elke paragraaf heeft een didactische opbouw die flexibel kan worden ingezet: 1 Het onderdeel Ontdekken is bedoeld voor activerend leren in de vorm van experimenten en ontdekactiviteiten. Deze vind je op de docentenpagina als werkbladen en experimenten. Je kunt zelf een selectie maken en onder de leerlingen verspreiden. 2 De kern van de leerstof van elke paragraaf bestaat uit de onderdelen Begrijpen en Beheersen. Bij Begrijpen is er sprake van kwalitatieve begripsvorming. Opgaven zijn voornamelijk gericht op begripsontwikkeling. 3 In het onderdeel Beheersen wordt de stap gezet naar kwantitatieve beheersing. De benodigde formules worden hier aangeboden. In de nieuwe examens wordt namelijk steeds meer een beroep gedaan op het kunnen beredeneren van de oplossing van een vraagstuk. Verdieping en Afsluiting De paragraaf Verdieping biedt bij elk hoofdstuk de mogelijkheid voor differentiatie. De leerstof is een aanvulling voor de gemotiveerde leerling, maar valt buiten het CE-examenprogramma. De leerstof van Verdieping kan naar eigen inzicht worden getoetst. Hetzelfde geldt voor de keuzeopdrachten, waarnaar in de Afsluiting verwezen wordt. Context leidt tot inzicht in concept Elk hoofdstuk en elk keuzekatern van Newton begint met een contextuele vraag waarmee de theorie en de opgaven toepassingsgericht worden aangeboden. De context kaders op een paarse achtergrond (geen examenstof) bieden toepassing in concrete praktijkvoorbeelden. Er wordt extra gevarieerd met contexten in de opgaven, keuze opdrachten en eindopgaven. Zo oefent de leerling met het oplossen van vraagstukken in bestaande en nieuwe contexten. Extra aandacht voor vaardigheden Hoofdstuk 15 van het leerwerkboek richt zich op de voorbereiding voor het examen. Hoofdstuk 11 omvatte rekenvaardigheden en wiskundige vaardigheden. In hoofdstuk 6 zijn aan bod geweest: rekenen, onderzoeken, modelleren en ontwerpen.

ONTDEKKEN Centrale vraag voor de leerling: “Waar gaat dit over?”

BEGRIJPEN Centrale vraag voor de leerling: “Wat is hier aan de hand?”

BEHEERSEN Centrale vraag voor de leerling: “Wat moet ik hiermee kunnen?”

VERDIEPEN

K1 1

Introductie

Atmosfeer

Wind

Algemene circulatie met straalstromen en fronten 29

Regen en zonneschijn

Verdieping

Afsluiting

Geofysica Weer en klimaat

Geofysica

Introductie

Zonder atmosfeer zou de aarde niet leefbaar zijn. Niet alleen omdat mensen en dieren niet zonder zuurstof kunnen en de ozon in de stratosfeer de schadelijke ultravioletstraling van de zon grotendeels tegenhoudt. Maar ook omdat de broeikasgassen in de atmosfeer zorgen voor een leefbare gemiddelde temperatuur op aarde. De tropen ontvangen gemiddeld meer zonnestraling dan de gematigde breedtes en veel meer dan de poolstreken. Hierdoor worden stromingen in de oceanen en in de atmosfeer in gang gehouden die een deel van de energie van de tropen naar de gematigde breedtes en de poolstreken transporteren. En daardoor blijven de temperatuurverschillen tussen de tropen, de gematigde breedtes en de poolstreken beperkt. In dit keuzekatern leer je hoe de natuurkunde bijdraagt aan het begrip van de weersystemen en het klimaat.

H O O F D S T U K V R A AG

Figuur 1 Deltavliegen

Waardoor ontstaan weersverschijnselen zoals depressies, wind, bewolking en neerslag? In dit katern ga je na door welke natuurkundige processen deze weersverschijnselen optreden. Je zoekt naar antwoorden op de volgende vragen: E Hoe veranderen luchtdruk, dichtheid, temperatuur en relatieve vochtigheid naarmate je hoger in de atmosfeer komt en hoe kun je dat verklaren? (paragraaf 2) E Waardoor wordt wind aangedreven en welke windrichting en snelheid levert dat op? (paragraaf 3) E Hoe en waardoor ontstaat de straalstroom en hoe kan een slinger in de straalstroom uitgroeien tot een depressie? (paragraaf 4) E Hoe ontstaan bewolking en regen in een depressie en waardoor is het in een hogedrukgebied mooi zonnig weer? (paragraaf 5)

INLEIDING Druk en dichtheid De druk in een gas wordt veroorzaakt door botsingen van bewegende gasmoleculen. De druk van een gas is de kracht die het per m2 op een oppervlak uitoefent. In formule: p = _  F   A Hierin is p de druk (in Pa = N/m2), F de nettokracht (in N) en A de grootte van het oppervlak (in m2). De dichtheid van een gas is de totale massa per m3 van alle moleculen in een gegeven volume. In formule:

SA M E N S T E L L I N G VA N D E AT M O S F E E R De meest voorkomende gassen in de atmosfeer zijn stikstof (N2), zuurstof (O2) en argon (Ar). Verder zijn er nog sporengassen, zoals de broeikasgassen koolstofdioxide (CO2), methaan (CH4) en waterdamp (H2O). Hoog in de atmosfeer houdt ozon (O3) het kortgolvige uv in de zonnestraling tegen. Voor het weer zijn waterdamp, water en ijs de invloedrijkste componenten in onze atmosfeer, ook al is de hoeveelheid relatief gering. Verdamping en condensatie van water speelt ook een belangrijke rol bij de energiehuishouding van de atmosfeer. argon koolstofdioxide (CO2)

overige zuurstof

stikstof

ρ = _  m   V Hierin is ρ de dichtheid (in kg/m3), m de totale massa (in kg) en V het volume (in m3). Wordt een bepaalde hoeveelheid (aantal moleculen) gas samengeperst bij constante temperatuur, dan neemt de dichtheid toe en daardoor ook de druk, doordat er per seconde meer gasmoleculen tegen elke m2 oppervlak botsen. Wordt een bepaald volume gas, met constante massa, verwarmd, dan neemt de druk toe, doordat er per seconde meer gasmoleculen tegen elke m2 oppervlak botsen en gemiddeld ook harder.

Figuur 2 Samenstelling van de atmosfeer

1 Introductie Geofysica

Opwaartse kracht Sta je tot je middel in het water, dan voel je je lichter dan normaal. De normaalkracht op je voeten is kleiner dan wanneer je op de kant staat. Het water zorgt voor een extra kracht omhoog. Deze opwaartse kracht wordt veroorzaakt doordat de druk in de vloeistof toeneemt met de diepte. Ook in de atmosfeer oefent de lucht een opwaartse kracht uit op een voorwerp. Dat zie je bij heel lichte voorwerpen, zoals een helium ballon en een heteluchtballon. Zie figuur 3.

Convectieve menging en convectieve stroming

Figuur 3 Een heteluchtballon houdt de mand met mensen in de lucht, doordat de opwaartse kracht op de ballon met verdunde lucht even groot is als de zwaartekracht op het geheel.

Figuur 4 Wordt de lucht over een groot gebied van beneden af gelijkmatig verwarmd, dan vindt alleen verticale menging plaats door opstijgende warme en dalende minder warme lucht(bellen).

Wordt in de mand van de heteluchtballon de gasbrander aangezet, dan wordt de lucht onderin de ballon warmer en zet daardoor uit. In de ballon wordt deze verwarmde lucht omhoog geduwd door de minder warme maar dichtere lucht. Daardoor vindt in de ballon verticale menging plaats van nieuw verwarmde lucht met de rest van de lucht. Dit heet convectieve menging. Door die menging neemt de temperatuur van alle lucht in de ballon toe en de dichtheid dus af. Er wordt, aan de open onderkant, lucht uit de ballon geduwd, die daardoor lichter wordt. Boven een woestijn vindt een tijdje na zonsopkomst verwarming van lucht plaats. Ook dan stijgen warme ‘luchtbellen’ op en zakt minder warme lucht daarlangs naar beneden. Maar als het een grote woestijn is en de opwarming over een groot gebied hetzelfde is, ontstaat er geen horizontale beweging van lucht. Er stijgt warme lucht op en er daalt net zo veel koelere lucht, er is geen sprake van een netto-stroming van lucht. Wel wordt de dichtheid van de lucht boven de woestijn kleiner en zet de atmosfeer dus uit naar boven. Als lucht niet gelijkmatig over een groot gebied aan het aardoppervlak wordt verwarmd maar slechts lokaal, ontstaat er convectieve stroming, een rondstromen van lucht door verwarming. De horizontale stroomrichting beneden is dan tegengesteld gericht aan die bovenin. Eenzelfde stroming ken je van de lucht in een afgesloten ruimte met een verwarming aan een muur. Zie figuur 5.

Middelpuntzoekende kracht

24°C

20°C

17°C

Figuur 5 Alleen bij de verwarming wordt de lucht verwarmd waardoor er convectieve stroming (circulatie) ontstaat.

Experiment 1: Schoorsteentrek W1 Heteluchtballon Experiment 2: Convectie in een vloeistof

Voor een eenparige cirkelbeweging, of een deel daarvan, is een middelpuntzoekende kracht Fmpz nodig waarvoor geldt: 2 Fmpz = _____   m·v   r 

Hierin is v de snelheid van het voorwerp (in m/s) met massa m (in kg) en r de straal van de cirkelbaan waar de bocht een deel van is (in m).

Elektromagnetisch spectrum Ultravioletstraling, zichtbaar licht en infraroodstraling (of warmtestraling) zijn de drie vormen van elektromagnetische straling die een rol spelen in de stralingsbalans van de aarde en de atmosfeer. De straling van de zon bevat alle drie de vormen, maar de atmosfeer absorbeert grotendeels het ultraviolet en gedeeltelijk het infrarood. Zie figuur 6.

Geofysica 1 Introductie

Het aardoppervlak straalt alleen infraroodstraling uit. De uitgestraalde energie wordt voor een groot deel in de atmosfeer geabsorbeerd en vervolgens naar boven en naar beneden weer uitgestraald. Door dit broeikaseffect is de gemiddelde temperatuur van het aardoppervlak ongeveer 20 graden hoger dan zonder atmosfeer het geval zou zijn.

Warmte en temperatuur Bij een hogere temperatuur bewegen de gasmoleculen sneller, ze hebben dan meer bewegingsenergie. De temperatuur van een gas is evenredig met de gemiddelde bewegingsenergie van de gasmoleculen. Wordt een hoeveelheid warmte (in J) aan een bepaald volume gas toegevoerd, dan neemt de totale bewegingsenergie van de gasmoleculen in dat volume met datzelfde bedrag toe. In het algemeen kan warmte toegevoerd worden door geleiding, stroming of straling. Bij de faseovergang van damp naar vloeistof (bijvoorbeeld condensatie van waterdamp) neemt de totale hoeveelheid bewegingsenergie van de dampmoleculen af. Die vrijkomende energie is warmte die ten goede komt aan de vloeistof. Ook komt er warmte vrij als water bevriest. Omgekeerd onttrekt de damp warmte aan de vloeistof bij verdamping en is er warmte nodig om ijs te laten smelten.

intensiteit straling (W/(m²· nm))

, uv zicht- infrarood baar ,

zonnestraling buiten de atmosfeer theoretische zonnestraling buiten de atmosfeer

,

zonnestraling op zeeniveau

,

H₂O ,

H₂O H₂O CO₂

,

250 500 750 1000 1250 1500 1750 2000 2250 2500

golflengte λ (nm)

Figuur 6 Zonnestraling op en door de atmosfeer

1 Waar of niet waar? Verbeter de onjuiste uitspraken. a b c d

Luchtdruk is de kracht per m2 en de eenheid is pascal (Pa). Luchtdruk is altijd loodrecht op het betreffende oppervlak. Temperatuur en warmte zijn twee verschillende woorden voor precies dezelfde grootheid. De luchtdruk is altijd evenredig met de dichtheid van de lucht.

2 Een dichtgeknoopte weerballon (600 g rubber) is gevuld met helium en heeft dan een diameter van 1,5 m. De luchtdruk aan de grond is 1,0·105 Pa. Nadat de ballon is losgelaten, stijgt hij op en neemt de sonde (250 g) met meetinstrumenten mee omhoog. De dichtheid van lucht bij 1,0·105 Pa is 1,3 kg/m3 en van helium 0,18 kg/m3. a Laat zien dat de opwaartse kracht op de ballon bij het loslaten 23 N is. (Hint: voor het volume van een bol geldt: V = __   4   ⋅ π ⋅ r 3) 3 Bij meting blijkt de ballon (zonder de sonde) vóór het loslaten een omhoog gerichte trekkracht van 13 N te leveren. b Leg uit dat direct na het loslaten de nettokracht op de sonde 11 N is. c Leg uit waardoor al heel snel de nettokracht op de sonde 0 is geworden. Op 30 km hoogte knapt de ballon als de diameter 6 m is geworden. d Laat met een berekening zien dat de druk van het helium in de ballon tot minder dan 1,6·104 Pa is afgenomen op het moment dat de ballon knapt. In werkelijkheid is de druk in de ballon nog een stuk lager als hij knapt. e Leg uit dat de temperatuur op 30 km hoogte een stuk lager moet zijn dan op het punt van loslaten.

Figuur 7 Een weerballon wordt opgelaten

3 Een rivier maakt een bocht naar rechts. a b

Leg uit dat het waterniveau bij de linker oever hoger is dan bij de rechter. Leg uit dat er op elke liter water van de rivier een middelpuntzoekende kracht werkt naar het middelpunt van de bocht.

H₂O

W2 Zonneboiler

Geofysica

2 Experiment 3: Atmosferische luchtdruk meten Experiment 4: Hoogte meten Experiment 5: Dauwpunt bepalen Experiment 6: Afkoeling door expansie

Atmosfeer

ONTDEKKEN Hoog in de bergen word je bij inspanning sneller moe en ga je harder hijgen dan in de Nederlandse polder. De lucht is er ‘dunner’. Boven in de bergen is het kouder dan beneden in het dal. Ook neemt de kans op condensatie van waterdamp toe met de hoogte, waardoor vliegtuigstrepen vaak lang blijven hangen. Waardoor komt dat?

PA R AG R A A F V R A AG Hoe veranderen luchtdruk, dichtheid, temperatuur en relatieve vochtigheid naarmate je hoger in de atmosfeer komt en hoe kun je dat verklaren?

BEGRIJPEN Een flinterdunne schil De atmosfeer is het gasvormige omhulsel van de aarde en is door de zwaartekracht aan de aarde gebonden. Vergeleken met de straal van de aarde (6,4·103 km) is de atmosfeer flinterdun: meer dan 75% van alle lucht bevindt zich beneden een hoogte van gemiddeld maar 10 km.

OZO N E N H E T O N T S TA A N VA N L E V E N O P H E T L A N D Figuur 8 De atmosfeer is maar een flinterdun schilletje lucht.

vacuüm

glazen buis

Tot ongeveer 3 miljard jaar geleden bestond de atmosfeer voornamelijk uit CO2, N2 en waterdamp (H2O). Deze gassen werden door de nog afkoelende hete aarde uitgestoten bij vulkaanerupties. Zuurstof kwam nog nauwelijks voor in de atmosfeer. Leven op het nog droge aardoppervlak of in de lucht was niet mogelijk vanwege de dodelijke kortgolvige uv-straling van de zon, waarvoor de atmosfeer toen nog doorzichtig was. Toen het aardoppervlak en de atmosfeer zo ver waren afgekoeld dat waterdamp condenseerde tot wolken waaruit het ging regenen, vormden zich meren, r ivieren, zeeën en oceanen. Met water als uv-filter, konden toen onder water eencellige algen ontstaan, die met zichtbaar zonlicht CO2 omzetten in voedsel, waarbij ook O2 vrijkomt. Hoog in de atmosfeer kan de kortgolvige uv-straling van de zon geabsorbeerd worden door moleculen zuurstof die daardoor gesplitst worden in losse atomen zuurstof, waarna zich ozon vormt (O + O2 → O3) dat op zijn beurt weer gesplitst kan worden door absorptie van iets minder kortgolvige uv-straling van de zon. Zo worden wij op aarde beschermd tegen de meeste uv-straling. En leven op het land kon dus pas ontstaan toen bovenin de atmosfeer het gehalte O2 en O3 hoog genoeg was.

760 mm druk van de atmosfeer

druk door de kwikkolom

kwik

Figuur 9 Kwikbarometer

Het verband tussen luchtdruk, luchtdichtheid en hoogte De druk in je fietsband ontstaat doordat je lucht samenperst in een afgesloten ruimte. De lucht van de atmosfeer is niet opgesloten tussen vaste wanden maar wordt bij de aarde gehouden door de zwaartekracht. De druk van de lucht in de vrije ruimte is de atmosferische luchtdruk, meestal afgekort tot luchtdruk. De atmosferische luchtdruk wordt gemeten met een barometer. Vroeger was dat een kwikbarometer, waarin de druk onder een kolom kwik in evenwicht is met de atmosferische luchtdruk. Zie figuur 9. Tegenwoordig meet je de luchtdruk met een elektronische druksensor.

Geofysica 2 Atmosfeer begrijpen

De eenheid van luchtdruk is pascal: 1 Pa = 1 N/m2. Meestal wordt de atmosferische luchtdruk aangegeven in hectopascal, 1 hPa = 100 Pa. Op weerkaarten wordt met isobaren (de zwarte lijnen in figuur 10) de luchtdruk op zeeniveau aangegeven. In alle punten van een isobaar is de luchtdruk gelijk. De atmosferische luchtdruk wordt veroorzaakt door de zwaartekracht op de lucht moleculen, waardoor je het gewicht van alle lucht boven je op je voelt drukken. Je kunt het vergelijken met de waterdruk die je onder water voelt. Die wordt veroorzaakt door het gewicht van het water boven je. Hoe dieper je gaat, des te meer druk voel je, en omgekeerd. Luchtdruk en ook vloeistofdruk werkt in elk punt alle kanten op, ook al is de zwaartekracht altijd naar beneden gericht.

Het temperatuurverloop met de hoogte Dat ook de temperatuur in de atmosfeer afneemt met de hoogte, is minder makkelijk te begrijpen. Het heeft te maken met de opwarming van het aardoppervlak en de atmosfeer door de zonnestraling overdag en de continue afkoeling door infrarode uitstraling. Gemiddeld is de geabsorbeerde energie van de zonnestraling even groot als de uitgaande infraroodstraling. Zie de stralingsbalans van figuur 12. De atmosfeer is doorzichtig en absorbeert daardoor weinig zonnestraling. De verwarming van de atmosfeer gebeurt vooral indirect via het aardoppervlak. Het warmtetransport van het aardoppervlak naar de atmosfeer bestaat uit geleiding en daarna convectieve menging, uit infraroodstraling vanuit het aardoppervlak, en uit condensatie van waterdamp bij wolkenvorming (zie figuur 12).

zonnestraling buiten de atmosfeer

door atmosfeer weerkaatst 10

door wolken weerkaatst 35

door de door atmosfeer aardoppervlak uitgestraald weerkaatst het heelal in 7

111

door het aardoppervlak uitgestraald het heelal in 10

Figuur 10 Weerkaart met isobaren en fronten

hoogte h (km)

Als je in de atmosfeer omhoog gaat, neemt de luchtdruk af doordat er steeds minder lucht boven je is. Zie figuur 11. Doordat de luchtdruk afneemt met de hoogte, neemt ook de dichtheid van de lucht af als je omhoog gaat in de atmosfeer. Hoe hoger je bent, des te lager is de druk en des te groter is het volume van elke gram lucht. Als je op zeeniveau een plastic zakje voor de helft met lucht vult, dichtknoopt en meeneemt naar de top van een berg, zie je dat het zakje met lucht is uitgezet. Doordat de dichtheid afneemt met de hoogte, neemt de luchtdruk steeds minder snel af, als je omhoog gaat in de atmosfeer. Als je van 1000 m naar 1100 m stijgt, ‘passeer’ je minder lucht dan van 0 naar 100 m.

36 32 28 24 20 16

50% van alle lucht (massa) bevindt zich onder deze hoogte

Mount Everest

8 4 0

200

400

600

800 1000 druk p (hPa)

Figuur 11 Luchtdruk en hoogte boven het aardoppervlak

174 PW

33 door de atmosfeer geabsorbeerd

12 geleiding en convectie

89 PW

uitstraling van het aardoppervlak door atmosfeer geabsorbeerd verdampingswarmte in waterdamp

geabsorbeerd door het aardoppervlak

Figuur 12 Stralingsbalans van de atmosfeer en het aardoppervlak, gemiddeld over een jaar

begrijpen 2 Atmosfeer Geofysica

Dat de temperatuur gemiddeld afneemt met de hoogte, kun je verklaren door de afkoeling die optreedt als verwarmde lucht bij verticale menging omhoog beweegt. Want een volume lucht dat opgetild wordt zet uit, doordat de omgevingsdruk afneemt met de hoogte. Bij dat uitzetten (expanderen) koelt de lucht af, zie het kader ‘Afkoeling door expansie’. Verticale menging gaat dus door tot de hoogte waarop de temperatuur van het geëxpandeerde volume lucht gelijk is geworden aan de omgevingstemperatuur.

A F KO E L I N G D O O R E X PA N S I E Een hoeveelheid gas die uitzet (expandeert), verricht arbeid, waardoor de kinetische energie van dat gas afneemt. De temperatuurdaling is op deeltjesniveau (zie hoofdstuk 3) als volgt te verklaren: in een cilinder met een beweegbare zuiger bevindt zich een bepaalde hoeveelheid gas. Voortdurend botsen er gasmoleculen tegen de wanden en tegen de zuiger. Zolang de zuiger niet beweegt, is de snelheid van de gasmoleculen vóór en ná een botsing tegen de zuiger even groot (figuur 13a). Als de zuiger naar buiten beweegt, is de snelheid van de gasmoleculen na een botsing tegen de zuiger echter kleiner dan ervoor (figuur 13b). De gemiddelde snelheid van de gasmoleculen neemt af, het gas koelt dus af (figuur 13c).

hoogte h (m)

Figuur 13a

3000 2000 1000 0 -20

-10

10 temperatuur T (°C)

hoogte h (km)

Figuur 14 Afkoelen door expansie 30

Figuur 13c

Uit de algemene gaswet en de soortelijke warmte van droge lucht is af te leiden dat in de onderste kilometers van de atmosfeer de temperatuur van droge lucht bij optillen 1,0 K daalt per 100 m stijging (zie figuur 14). Als verticale menging de enige manier is waarop warmte van het aardoppervlak naar de atmosfeer getransporteerd wordt, zorgt dit dus voor een afname van de temperatuur met de hoogte van 1,0 K per 100 m. Dat de temperatuur tot aan de tropopauze meestal minder sterk afneemt (zie figuur 15), komt doordat de atmosfeer ook energie van het aardoppervlak krijgt via infraroodstraling vanuit het aardoppervlak en condensatiewarmte die bij wolkenvorming vrijkomt. Zie ook figuur 12.

Troposfeer, tropopauze en stratosfeer

stratosfeer

tropopauze

10 troposfeer 5

0 -100

Figuur 13b

Op basis van het temperatuurverloop wordt de atmosfeer verdeeld in een paar zones. De onderste zone met afnemende temperatuur is de troposfeer. De zone daarboven, waarin de temperatuur constant is of weer stijgt, heet de stratosfeer. Dat de temperatuur in de stratosfeer niet meer afneemt met de hoogte komt door de absorptie van het ultraviolette deel van het zonlicht door zuurstof (O2) en ozon (O3). De overgang tussen troposfeer en stratosfeer heet de tropopauze.

Verdampen en condenseren van water -75

-50

-25

0 25 50 temperatuur T (°C)

Figuur 15 Ballonregistratie van de temperatuur met de hoogte

In opstijgende lucht kan bewolking ontstaan, doordat de temperatuur afneemt bij het stijgen. Want de hoeveelheid waterdamp die een m3 lucht kan bevatten zonder dat er condensatie optreedt, is afhankelijk van de temperatuur van die lucht. Hoe kouder de lucht is, des te minder waterdamp deze kan bevatten. Beneden een bepaalde

Geofysica 2 Atmosfeer begrijpen

temperatuur, het dauwpunt, kan condensatie optreden. Het dauwpunt van een hoeveelheid lucht met een bepaalde dichtheid aan waterdamp is de temperatuur waarbij waterdamp kan gaan condenseren. Condensatie treedt echter alleen op als er ook condensatiekernen aanwezig zijn, zoals microscopisch kleine waterdruppeltjes, stofdeeltjes, zoutkristalletjes of elektrisch geladen deeltjes. Waterdampmoleculen die elkaar tegenkomen ‘plakken’ niet aan elkaar zonder de aanwezigheid van een stofdeeltje of wateroppervlak(je) waar ze aan kunnen ‘plakken’. Bij een wateroppervlak kan de lucht niet meer waterdamp bevatten dan de hoeveelheid die hoort bij de dauwpunttemperatuur van het wateroppervlak. De lucht heet dan verzadigd met waterdamp. H₂O-molecuul B

ve r

condensatie

d a mping

1° C

10° C

20° C

Figuur 16 Van droge lucht tot verzadiging

Condensatie vindt bijna altijd plaats aan een wateroppervlak. Er ontsnappen voortdurend watermoleculen uit de vloeistof (verdamping), maar er worden ook voortdurend watermoleculen uit de lucht ‘ingevangen’ (condensatie). Het dauwpunt is de temperatuur van een wateroppervlak als er evenwicht is tussen de verdamping uit dat wateroppervlak en de condensatie naar dat wateroppervlak. Bij een hogere temperatuur van het water ontsnappen er per seconde en per m2 wateroppervlak meer watermoleculen, de verdampingstroom is dan groter. De condensatiestroom neemt alleen toe, als er meer waterdampmoleculen binnen het bereik van het wateroppervlak komen, dus als de dichtheid van de waterdamp groter wordt. Wolkendruppels groeien als de lucht verzadigd is en er extra waterdamp van elders aangevoerd wordt. Verdamping en condensatie zijn niet afhankelijk van de luchtdruk. Voorbeeld1: Lucht van 34 °C en een ‘vochtigheid’ van 20 g waterdamp per m3 lucht (punt A in figuur 17) heeft een dauwpunt van 22 °C. Condensatie kan in deze lucht dus pas plaatsvinden als deze lucht van 34 °C afgekoeld is tot 22 °C. Dan is de lucht verzadigd en bevat de maximale hoeveelheid waterdamp per m3 bij die temperatuur. Voorbeeld 2: Lucht van 16 °C en een ‘vochtigheid’ van 10 g waterdamp per m3 lucht (punt B in figuur 17) heeft een dauwpunt van 10 °C.

Relatieve vochtigheid De luchtvochtigheid is de dichtheid van waterdamp in de lucht, uitgedrukt in gram per kubieke meter. Deze varieert van bijna nul tot enkele tientallen grammen waterdamp per kubieke meter lucht. Ter vergelijking: de massa van een kubieke meter lucht is meer dan 1000 gram. Waterdamp is dus altijd maar een heel kleine fractie van de lucht. Hoeveel waterdamp er in de lucht is, is meestal minder van belang dan hoeveel waterdamp er nog bij kan voordat er verzadiging is. Daarvoor vergelijk je de werkelijke dichtheid van de waterdamp in die lucht met de dichtheid bij verzadiging bij die temperatuur. Dat geeft een hygrometer, bijvoorbeeld de bovenste meter in figuur 19, dan ook aan.

waterdampdichtheid ρdamp (g/m3)

Evenwicht en verzadiging bij het dauwpunt

60 50 40 30 A

20 B

10 0

-20

-10

20 30 40 temperatuur T (°C)

Figuur 17 Waterdampdichtheid en dauwpunt

waterdampdichtheid ρdamp (g/m3)

begrijpen 2 Atmosfeer Geofysica

De relatieve vochtigheid geeft de verhouding aan tussen de hoeveelheid waterdamp die er in een volume lucht bij een bepaalde temperatuur is en de hoeveelheid waterdamp die er zou zijn bij verzadiging bij die temperatuur. Bij een relatieve vochtigheid van 100% is de lucht verzadigd, een waterdruppel met dezelfde temperatuur groeit dan niet en wordt niet kleiner. De verdamping is bij verzadiging in evenwicht met de condensatie. In figuur 18 zie je hoe de relatieve vochtigheid afhangt van de dichtheid van de waterdamp én de temperatuur van de lucht.

60 50 40 30 A

20 B

10 0

-20

-10

20 30 40 temperatuur T (°C)

Figuur 18 Relatieve vochtigheid

Voorbeeld 1: Lucht van 34 °C en een ‘vochtigheid’ van 20 g waterdamp per m3 lucht (punt A in figuur 17 en 18) kan 38 g waterdamp per m3 bevatten en heeft dus een rela20   × 100 % = 53%. tieve vochtigheid van  ___ 38 Voorbeeld 2: Lucht van 16 °C en een ‘vochtigheid’ van 10 g waterdamp per m3 lucht (punt B in figuur 17 en 18) kan 14 g waterdamp per m3 bevatten en heeft dus een relatieve vochtigheid van 71%. De relatieve vochtigheid wordt gemeten met een hygrometer. Een metalen veertje trekt de wijzer in de hygrometer naar rechts en een mensenhaar trekt hem naar links. Bij een grotere relatieve vochtigheid wordt de haar iets langer en beweegt de wijzer naar rechts.

Verdampingswarmte en condensatiewarmte Een vloeistof koelt af bij (netto) verdamping. Want aan een wateroppervlak ontsnap pen alleen de snelste moleculen aan de aantrekkingskracht van de andere water moleculen. Daardoor neemt de gemiddelde bewegingsenergie van de watermoleculen af. Het water koelt af en de waterdamp neemt die energie mee. Deze energie heet de verdampingswarmte (in J/kg) en is niet afhankelijk van de temperatuur of de luchtdruk.

Figuur 19 Hygrometer (bovenste wijzer) en thermometer (onder). De relatieve vochtigheid van de lucht is 53% en de temperatuur 18 °C.

Bij condensatie van waterdamp aan een wateroppervlak worden de dampmoleculen ‘gevangen’ door het wateroppervlak en geven daar een groot deel van hun bewegings energie af. Deze afgestane condensatiewarmte is per kg waterdamp even groot als de verdampingswarmte. Waar zich wolken vormen, worden de groeiende waterdruppels warmer en verwarmen dan ook de lucht, die daardoor uitzet en omhoog geduwd wordt. In een depressie kan daardoor de opstijgende beweging worden versterkt. B De

atmosferische luchtdruk wordt weergegeven in hectopascal (hPa). Gemiddeld is de luchtdruk op zeeniveau 1,0·105 hPa. B Als je omhoog gaat in de atmosfeer, nemen de luchtdruk en de luchtdichtheid af. B De lucht absorbeert weinig zonnestraling en wordt voornamelijk vanaf het aardoppervlak verwarmd. Veel warmte wordt door verticale menging omhoog gevoerd. B Opstijgende lucht zet uit (expansie) en koelt daardoor af, gemiddeld 1,0 K per 100 m in de onderste kilometers van de atmosfeer. B In de troposfeer neemt de temperatuur van de lucht (gemiddeld) af met de hoogte. In de stratosfeer neemt de temperatuur niet af met de hoogte. Het overgangsgebied tussen troposfeer en stratosfeer is de tropopauze.

Geofysica 2 Atmosfeer begrijpen

B Het

dauwpunt van een volume lucht is de temperatuur waarbij, na afkoeling, condensatie kan optreden. Bij het dauwpunt is de lucht verzadigd met waterdamp, de verdamping(stroom) uit een wateroppervlak is dan even groot als de condensatie(stroom) B De relatieve vochtigheid van lucht van een bepaalde temperatuur is de verhouding tussen de aanwezige hoeveelheid (dichtheid) waterdamp en de hoeveelheid (dichtheid) die aanwezig zou zijn als de lucht verzadigd was bij die temperatuur. B Verdamping van water onttrekt warmte aan het water, de verdampingswarmte in J per kg waterdamp. B Condensatie van waterdamp voert verdampingswarmte toe aan het water (bewolking) en daardoor aan de lucht.

4 Waar of niet waar? Verbeter de onjuiste uitspraken. a b c d e f g h i j

Atmosferische luchtdruk werkt altijd verticaal, net als zwaartekracht. Ozon wordt door planten uitgeademd. Verwarmde lucht stijgt op en maakt zo ruimte vrij voor koude lucht, die daardoor aangezogen wordt. In alle punten van een isobaar is de temperatuur hetzelfde. Ga je in een open grot in een bergwand naar binnen, dan is daar de luchtdruk lager doordat er daar minder lucht boven je is. Doordat warme lucht opgetild wordt door koelere lucht, neemt de temperatuur in de atmosfeer toe met de hoogte. Een druk van 1 bar is evenveel als 10 hPa. In de atmosfeer ontstaat bewolking als de lucht verzadigd is met waterdamp. Het dauwpunt heeft als eenheid g/m3. Hoeveel waterdamp per s condenseert aan een wateroppervlak hangt niet af van de temperatuur van de waterdamp.

5 Grondmist is mist vanaf de grond tot een hoogte van een paar meter. Je ziet het vooral vroeg in de ochtend bij zeer zwakke wind, bijvoorbeeld boven een weiland. Het aardoppervlak is ‘s nachts flink afgekoeld door uitstraling van infrarode (warmte)straling. De lucht aan de grond is door geleiding ook afgekoeld en door een klein beetje wind gemengd tot op geringe hoogte. a Leg uit waardoor de grondmist is ontstaan. b Leg uit waardoor er in dit geval geen convectieve menging optreedt die de mist optilt. Als de zon gaat schijnen, verdwijnt de grondmist snel. c Leg uit waardoor dat komt.

6 De temperatuur van opstijgende lucht neemt af door de expansie. Het mgekeerde gebeurt bij het samendrukken van lucht, bijvoorbeeld in een o fietspomp. a Leg uit waardoor je voor het samenpersen van lucht arbeid moet verrichten. b Waar blijft de energie die je levert tijdens het samenpersen? c Leg nu uit waardoor een gas afkoelt bij (snelle) expansie.

Figuur 20 Grondmist

beHEERSen 2 Atmosfeer Geofysica

7 Het beklimmen van bergen is geen ongevaarlijke sport. In de Alpen zijn daarom reddingsteams die met helikopters in noodgevallen klimmers van een berg kunnen halen. Wie echter naar de top van de Mount Everest gaat, moet er rekening mee houden dat daar geen reddingshelikopter kan komen. a Leg uit waardoor een helikopter niet zo hoog kan komen. b Leg uit waardoor je op 8000 m hoogte heel moeilijk adem kunt halen. (Beschrijf twee oorzaken.)

Gewicht van de lucht in de kolom erboven is gelijk aan de luchtdruk.

1 m² aardoppervlak

8 De waaghals die als parachutist het record ‘vrij vallen’ heeft gevestigd, deed dat niet vanuit een vliegtuig maar vanuit een capsule onder een heliumballon. Op een hoogte van bijna 40 km sprong hij uit de capsule. a Leg uit waarom hij niet gewoon met een vliegtuig omhoog ging. b Leg uit waarom hij een soort ruimtepak aan had. c Leg uit waardoor hij in het eerste deel van zijn sprong de onwaarschijnlijk hoge valsnelheid kon halen van 1357 km/h.

Figuur 21 (Oneindig) hoge luchtkolom

1 hPa

50 km

9 Jules heeft na de gymles zijn bus deodorant onderin zijn tas gelegd en daarop

100 hPa

12km

zijn gymspullen. Als hij na enige tijd zijn tas wil pakken, blijkt de knop de hele tijd ingedrukt te zijn geweest en is de hele bus in één keer leeg gespoten. Zijn gymkleren zijn bevroren. Leg uit wat hier is gebeurd.

1000 hPa

1 m2 aardoppervlak

luchtdruk p (hPa)

Figuur 22 Atmosferische luchtdruk en hoogte

BEHEERSEN

1100 1000

Luchtdruk, dichtheid en hoogte

900 800 700 600 500 400 300

A B

200 100 0

9 10 11 12 hoogte h (km)

Figuur 23 Luchtdruk en hoogte bij gelijkblijvende temperatuur van 15 °C (A) en in de zogenaamde standaardatmosfeer (met een gemiddeld temperatuurverloop) (B).

De gemiddelde atmosferische luchtdruk van ongeveer 1,0·105 Pa op zeeniveau betekent dat op elke m2 aardoppervlak het gewicht rust van ongeveer 10 ton lucht. Dat is net zoveel als de druk veroorzaakt door een laag water van 10 m, of een laag kwik van 76 cm. Op zeeniveau en een temperatuur van 0 °C is de dichtheid van lucht 1,3 kg/m3. Ga je 100 m omhoog, dan rust er 130 kg/m2 minder op je en is de luchtdruk afgenomen met 13 hPa. Deze regel geldt echter alleen in de onderste regionen van de atmosfeer. Want doordat de luchtdruk afneemt met de hoogte, neemt ook de luchtdichtheid af met de hoogte en dus neemt ook de afname van de druk per km stijging af met de hoogte. Is de temperatuur op elke hoogte hetzelfde, dan neemt de luchtdruk exponentieel af met de hoogte, zie grafiek A in figuur 23. Maar als de temperatuur ook afneemt met de hoogte, zoals meestal het geval is, dan daalt de druk dus iets sneller bij het omhoog gaan, zie grafiek B.

Temperatuurinversie Op een rustige windstille zomerse namiddag neemt de temperatuur in de onderste laag van de atmosfeer af met de hoogte volgens het profiel van figuur 24a. Een opstijgende verwarmde luchtbel koelt immers door expansie per 100 m stijging 1,0 K af en zal dus niet verder stijgen dan de hoogte waarop zijn temperatuur gelijk is geworden aan de omgevingstemperatuur. Na zonsondergang koelt de grond en daardoor ook de lucht bij de grond snel af door infrarode uitstraling. Het temperatuurprofiel wordt

Geofysica 2 Atmosfeer beHEERSen

in de onderste luchtlaag daardoor omgekeerd. Dat heet een temperatuurinversie, zie figuur 24b. Waait het de hele nacht niet en blijft het onbewolkt, dan ontstaat de situatie van figuur 24c. Pas nadat de grond al weer aardig opgewarmd is, vindt convectieve menging plaats in de onderste luchtlaag.

hoogte (km)

1.8 1.6 1.4 1.2

Bij een temperatuurinversie wordt convectieve menging dus sterk onderdrukt. Opstijgende opgewarmde luchtbellen koelen af bij het opstijgen en komen al heel snel in een omgeving waar de temperatuur even hoog is en de opstijging dus stopt. In een stedelijke omgeving kan zo’n inversie vervelende gevolgen hebben doordat uitlaatgassen laag blijven hangen. Mexico City is een berucht voorbeeld van een daardoor ongezonde stad.

15 uur

1 0.8 0.6 0.4 0.2 0

R E K E N VO O R B E E L D In figuur 24d is de temperatuur tegen de hoogte weergegeven op een zomerse ochtend na een windstille nacht. Vlak boven een zwarte asfaltweg wordt de lucht al verwarmd tot 25 °C. Vraag: Tot welke hoogte stijgt deze verwarmde lucht? Antwoord: Teken in figuur 24d een grafiek met een helling van −1,0 K per 100 m die aan de grond begint bij 25 °C. Het snijpunt met de grafiek van de temperatuur van de omringende lucht is dan de gevraagde hoogte: 0,4 km.

hoogte (km)

temperatuur (°C) 2

1.8 1.6 1.4 1.2

20 uur

1 0.8 0.6 0.4

temperatuurinversie

0.2 0

10 De paragraafvraag is: Hoe veranderen luchtdruk, dichtheid, temperatuur en

11 Condensatie van waterdamp vindt plaats als aan twee voorwaarden is voldaan.

hoogte (km)

relatieve vochtigheid naarmate je hoger in de atmosfeer komt en hoe kun je dat verklaren? Wat is het antwoord op deze vraag?

temperatuur (°C) 2

1.8 1.6 1.4 1.2

Welke twee voorwaarden zijn dat? Vliegtuigstrepen worden veroorzaakt door de uitstoot van de straalmotoren. b Leg uit hoe daarbij voldaan wordt aan de twee voorwaarden. c Leg uit waardoor vliegtuigstrepen bestaan uit ijskristallen. De vliegtuigstrepen die je ziet, beginnen niet bij de motoren van het vliegtuig maar een eindje erachter. d Verklaar die streeploze tussenruimte. a

5 uur

1 0.8 0.6

temperatuurinversie

0.4 0.2 0

12 Een raam van enkel glas kan in de winter gemakkelijk beslaan, ook al is de relatieve vochtigheid in de kamer minder dan 100% en de dichtheid van de waterdamp overal in de kamer gelijk. a Leg uit dat de relatieve vochtigheid bij het raam wel 100% kan zijn. b Leg uit waardoor je ver van het raam een brillenglas wel kunt laten beslaan door er tegen te ademen.

13 Het warmtetransport van het aardoppervlak naar de atmosfeer door verdamping en condensatie is gemiddeld 40 PW is (P = 1015). De verdampingswarmte van water is 2,26·106 J/kg. Bereken hoeveel m3 water er gemiddeld per dag condenseert.

hoogte (km)

temperatuur (°C) 2

1.8 1.6 1.4 1.2

10 uur

1 0.8 0.6 0.4 0.2 0

temperatuur (°C)

Figuur 24 Temperatuurinversie in de onderste laag van de atmosfeer

waterdampdichtheid ρdamp (g/m3)

beHEERSen 2 Atmosfeer Geofysica

14 Gebruik voor deze opgave het diagram van figuur 25. In een woning is de temperatuur 19 °C en de relatieve vochtigheid 60%. a Hoe groot is de waterdampdichtheid in deze woning? De temperatuur in de woning stijgt naar 24 °C. De dichtheid van de waterdamp blijft hetzelfde. b Bepaal de relatieve vochtigheid bij 24 °C.

50 40 30 20

15 De ‘slootmist’ van figuur 26 is ontstaan doordat op een vroege windstille

10 0

-20

-10

20 30 40 temperatuur T (°C)

Figuur 25 Verzadigde waterdampdichtheid

chtend twee verschillende luchtsoorten met elkaar gemengd zijn. De lucht o vlak boven het water was relatief warm (15 °C) en met waterdamp verzadigd. De lucht boven het hoger gelegen grasland was −5 °C en onverzadigd. a Leg uit waardoor er koude onverzadigde lucht bij het water is gekomen. b Leg uit dat door menging de lucht bij het water verzadigd is geraakt, waardoor er mist is ontstaan. Gebruik hierbij figuur 25.

16 Op een bepaalde dag is het (op 1 m hoogte) 14 °C en de luchtvochtigheid is 60%. Laat zien dat eventuele wolken niet lager dan op ongeveer 900 m zullen hangen.

17 Een luchtlaag met een profiel waarin de temperatuurafname met de hoogte

Figuur 26 Slootmist

minder dan 1,0 K per 100 m is, wordt stabiel genoemd omdat convectieve menging van droge lucht wordt afgeremd. a Leg uit waardoor deze ‘afremming’ wordt veroorzaakt. b Leg uit dat een luchtlaag waarin de temperatuur met meer dan 1,0 K per 100 m afneemt, onstabiel is. c Leg uit waardoor een luchtlaag die stabiel is voor droge lucht, onstabiel kan zijn voor verzadigde lucht.

18 Lucht is verzadigd met waterdamp als er uit een wateroppervlak per seconde evenveel water verdampt als er op condenseert. a Leg uit dat de temperatuur van de lucht of van het water geen invloed heeft op de condensatiestroom. b Leg uit waardoor de verdamping uit een wateroppervlak toeneemt met de temperatuur van het water. c Leg uit waardoor de verzadigingsdichtheid toeneemt met de temperatuur van het wateroppervlak.

19 De relatieve vochtigheid hangt niet af van de luchtdruk. a b

Verklaar waardoor de luchtdruk geen invloed heeft op de relatieve vochtigheid. Verklaar waardoor de relatieve vochtigheid van lucht toeneemt als die lucht afkoelt.

Geofysica 2 Atmosfeer beHEERSen

20 T Op een windstille avond is het temperatuurprofiel zoals in figuur 27. De lucht in een grote lampion van dun rijstpapier wordt opgewarmd tot 20 °C en dan wordt de lampion losgelaten. Neem aan dat de lampion zelf een verwaarloosbare massa heeft. a Laat met behulp van de grafiek van figuur 27 op het tekenblad zien dat deze lampion stijgt tot een hoogte van 1,9 km als de relatieve vochtigheid zo laag is dat er geen condensatie optreedt. b Laat zien dat de temperatuur in de ballon dan 1 °C is. c Laat met een berekening en figuur 25 zien dat de relatieve vochtigheid in de ballon maximaal 31% was als er geen condensatie optrad tijdens het stijgen. d Leg uit waardoor de lampion hoger komt als de relatieve vochtigheid bijvoorbeeld 80% was. De hoogte van 1,9 km zal in de praktijk niet gehaald worden. e Leg uit dat dat komt doordat rijstpapier geen perfecte isolator is.

hoogte h (km)

260

280 300 temperatuur T (K)

Figuur 27 Een temperatuurprofiel

Geofysica

Wind

ONTDEKKEN Duizenden jaren lang was wind de belangrijkste aandrijving voor schepen en eeuwenlang waren windmolens de belangrijkste energiebron voor de mechanisatie van handarbeid. Zonder houtzaagmolens bijvoorbeeld hadden de scheepswerven in de Gouden Eeuw niet zoveel schepen kunnen bouwen. Tegenwoordig wekken we met grote windmolens vooral elektriciteit op. Waardoor wordt de wind aangedreven? Tot in de 16de eeuw geloofden veel mensen dat wind een bovennatuurlijke oorzaak heeft. Op bevel van de Griekse goden zou Aeolus de thuisreis van Odysseus 10 jaar hebben vertraagd door hem te plagen met tegenwind en storm. Sinds de renaissance verklaren we wind met luchtdruk verschillen. Hoe gaat dat in zijn werk? Figuur 28 Aeolus met zijn zak met winden

Experiment 7: Bewegen op een draaischijf

PA R AG R A A F V R A AG Waardoor wordt wind aangedreven en welke windrichting en windsnelheid levert dat op?

BEGRIJPEN Isobaren op de weerkaart

Figuur 29 Anemometer (boven) met windvaan (onder)

Hoe de wind waait, zie je aan een windvaan. Hoe hard het waait, meet je met een anemometer. Zie figuur 29. De windrichting en windsnelheid worden op veel plaatsen op aarde gemeten en online doorgegeven aan meteorologische instellingen. Ook de andere grootheden die van belang zijn voor het weer, zoals de luchtdruk, de temperatuur van de lucht, de intensiteit van de zonnestraling, de relatieve vochtigheid, de hoeveelheid neerslag en het zicht, worden op vele weerstations gemeten en doorgegeven. En er cirkelen speciale weersatellieten rond de aarde die in verschillende gebieden van het elektromagnetisch spectrum opnamen maken en doorseinen. Daaruit wordt dan onder andere de temperatuur op verschillende hoogtes in de atmosfeer berekend. De resultaten van al die metingen worden continu in computermodellen en weer kaarten verwerkt. Op internet en tv zie je maar een klein deel van al die gegevens. Wel zijn er meestal isobaren, lijnen van gelijke luchtdruk op zeeniveau, op de weerkaart getekend (zie figuur 30). Daaraan kun je zien uit welke hoek de wind waait en kun je een berekende schatting maken van de windsnelheid. Wind is bewegende lucht, waarbij die beweging voornamelijk horizontaal is. Wind wordt veroorzaakt en gaande gehouden door horizontale verschillen in luchtdruk. Op schalen groter dan enkele tientallen kilometers levert ook het draaien van de aarde een wezenlijke bijdrage. Maar over kleinere afstanden is de draaiing van de aarde niet van invloed op de wind. Zo kun je bijvoorbeeld een zeebries (zwakke wind op het strand vanaf zee op een verder windstille warme dag) eenvoudig verklaren uit verschillen in luchtdruk.

Figuur 30 Weerkaart

Geofysica 3 Wind begrijpen

Zeebries

Boven het land en het water van tekening 1 in figuur 31 is bij zonsopkomst de temperatuur vlak boven het land en het water gelijk. Het is windstil en de luchtdruk boven land is op elke hoogte gelijk aan die boven het water. Dat is in de figuur weergegeven met isobaren, eigenlijk vlakken van gelijke luchtdruk, die dan nog allemaal horizontaal zijn. Het land warmt dan door de zonnestraling meer op dan het water, waardoor de lucht boven land warmer wordt, uitzet en verticaal gaat mengen, zie tekening 2. Na verloop van tijd is de dichtheid van de hele kolom lucht beneden A kleiner geworden. Langs A is lucht omhoog geduwd, waardoor er meer lucht boven A is gekomen en de luchtdruk in A dus is toegenomen. De isobaren zijn dan geworden zoals in tekening 2 is aangegeven. Doordat in punt A de luchtdruk groter geworden is dan op dezelfde hoogte boven het water (punt B) gaat het op die hoogte waaien van A naar B, zie tekening 3. Daardoor komt er meer lucht boven het water en neemt de luchtdruk in punt C toe, zie tekening 4. Boven land is dan in een verticale kolom de hoeveelheid (massa) lucht afgenomen en de luchtdruk in D dus ook. Door het drukverschil tussen C en D ontstaat aan het aardoppervlak de zeebries, een stroming van lucht van de zee naar het strand. Deze convectieve circulatie blijft in stand zolang het land warmer is dan het water.

p (hPa) 960 970 980 990

2 Uitzettende lucht boven land veroorzaakt luchtdrukverschil tussen A en B p (hPa) B 960

970 980 990

980 990

4 A

p (hPa) 960 970 980

zeebries

990

p (hPa) 960

5 A

970

De stijgende luchtstroom boven land is dus het gevolg van de zeebries, niet de oorzaak. De oorzaak is de convectieve menging boven het warmere strand en dat is nog geen stroming.

De zeebries wordt dus aangedreven door horizontale drukverschillen. Als het druk verschil tussen punt C en punt D in figuur 31 bijvoorbeeld 7 hPa is over een afstand van 5 km, is de drukgradiënt 0,14 Pa/m. Hierdoor ontstaat op elke m3 lucht een horizontale kracht, de gradiëntkracht, gericht van hogere naar lagere druk. Deze gradiëntkracht versnelt de lucht, totdat de wrijving met het aardoppervlak zorgt voor evenwicht. Zolang er een temperatuurverschil is tussen het land en het water blijft de circulatie in stand, waarbij de lucht bij het strand opwarmt en bij het water weer afkoelt. De gradiëntkracht houdt de zeebries aan de gang.

p (hPa) 960 970

Het is helaas een wijdverbreid misverstand dat ‘de verwarmde lucht boven het strand omhoog gaat stromen en dat dan het tekort op het strand aangevuld wordt door koelere lucht vanaf het water’. Maar in het begin van het opwarmen zijn er geen stromingen, er is dan alleen nog verticale menging boven het strand (1). Daardoor gaat de lucht hogerop van land naar zee stromen (2) en daardoor wordt de luchtdruk bij het wateroppervlak hoger (3). Er is dan nog geen sprake van ‘zakken van lucht boven zee’. Pas als de zeebries eenmaal stroomt (4), ontstaat een rondstromen van lucht, ook verticaal.

Gradiëntkracht

Luchtdrukverschil stuwt lucht van A naar B

980 zeebries

990

Figuur 31 Een zeebries ontstaat doordat eerst hogerop lucht naar zee gaat stromen.

960 990

1000

H 1040 1010

1030 1020

Bij de zeebries van figuur 31 zijn de horizontale afstanden hoogstens enkele tientallen kilometers en komt de circulatie niet hoger dan enkele honderden meters. Dan waait de wind op zeeniveau rechtstreeks van hogere druk naar lagere druk. Maar op grote schaal, zoals in figuur 32, zie je dat de wind niet loodrecht op de isobaren van hogere naar lagere luchtdruk waait. Vanaf een hoogte van een paar honderd meter waait de wind zelfs evenwijdig aan de isobaren. Dat komt doordat wind daar geen wrijving met het aardoppervlak ondervindt en doordat de aarde een bol is die om zijn as draait.

H 0

1020

00 10

0 99

200 400 600 km

Figuur 32 De windrichting is niet loodrecht op de isobaren.

begrijpen 3 Wind Geofysica

Corioliseffect en corioliskracht

Alle grootschalige bewegingen op aarde krijgen op het noordelijk halfrond een afwijking naar rechts en op het zuidelijk halfrond naar links. Deze afwijking op de draaiende aarde heet het corioliseffect, genoemd naar de Franse ingenieur Coriolis. Hij beschreef en verklaarde in 1835 dit effect voor het eerst wiskundig. Dat je hier normaal niets van merkt komt doordat het effect heel erg klein is vergeleken met alle krachten die de bewegingen beïnvloeden. Het effect werd pas echt duidelijk waargenomen, toen men kanonnen kon maken die projectielen over grote afstanden konden schieten. Zo’n projectiel kwam op het noordelijk halfrond altijd rechts van het doelwit terecht en op het zuidelijk halfrond links er van.

CO R I O L I S E F F E C T Waardoor het corioliseffect ontstaat is te zien aan de hand van een gedachtenproef met zeer snelle projectielen die hoog genoeg vliegen om geen luchtweerstand te ondervinden.

In figuur 33a wordt een projectiel afgeschoten vanaf punt A op een doel bij B. Het projectiel krijgt door de lancering een snelheid in noordwaartse richting. Maar door de draaiing van de aarde om zijn as had en heeft het projectiel bij de lancering nog steeds ook de oostwaartse snelheid van het lanceerpunt A. Na de lancering werkt er alleen nog de zwaartekracht op het projectiel, waardoor dat langs de paarse cirkel om het middelpunt van de aarde vliegt. Als het projectiel in C terechtkomt, is het doel inmiddels opgeschoven naar punt D. Het projectiel komt dus niet in punt D terecht, waarop was gemikt, maar rechts daarvan. Intussen is de plaats van de lancering van A naar E gegaan. Het traject dat het projectiel heeft gevolgd is voor de mensen op de aarde dus het rode traject van E naar C. Het projectiel vloog in werkelijkheid netjes ‘rechtuit’ langs de paarse cirkel, maar volgde het gekromde spoor EC langs de draaiende aardbol. In figuur 33b wordt het projectiel niet noordwaarts gelanceerd, maar zuidwaarts. Dan levert eenzelfde beschouwing ook een gekromd spoor op. Het doel beweegt sneller naar het oosten dan het projectiel.

E A

b Figuur 33 Corioliseffect na lancering noordwaarts of zuidwaarts van een projectiel buiten de dampkring

D C

De grootte van het corioliseffect is afhankelijk van de geografische breedtegraad. Bij een pool (90°) is het effect maximaal en bij de evenaar (0°) is het afwezig. Dat is ook te zien aan het spoor van het ISS, het ruimtestation dat op een hoogte van ruim 400 km rondjes om de aarde vliegt, ongeveer zoals de paarse cirkel in figuur 33a. Elke omwenteling duurt ongeveer 1,5 uur, waardoor het spoor er op de wereldkaart uitziet zoals in figuur 34. De evenaar wordt in een rechte lijn overgestoken en hoe verder van de evenaar, hoe krommer het spoor.

Figuur 34 Dat het corioliseffect nul is bij de evenaar en groter is op hogere breedtegraad, is te zien aan het spoor van ISS.

Geofysica 3 Wind begrijpen

In de atmosfeer werken op elke m3 lucht de zwaartekracht, de opwaartse kracht, de gradiëntkracht van de omringende lucht en de wrijvingskracht van het aardoppervlak of van de omringende lucht. Maar doordat wij in het dagelijks leven niet zien of merken dat de aarde een bol is die om zijn as draait, lijkt het of er nog een extra kracht werkt op bewegende lucht in de atmosfeer: de corioliskracht. Voor het begrijpen en het berekenen van de wind, maken we daarom gebruik van deze schijnkracht. Bij de evenaar is het corioliseffect afwezig, daar is de corioliskracht dus nul. Het effect is maximaal bij de polen en de schijnkracht dus ook. De corioliskracht is in het dagelijks leven onmerkbaar klein. Maar voor bewegingen zonder wrijving en over grote afstanden, zoals in de atmosfeer en in zeeën en oceanen, is de corioliskracht van groot belang.

Geostrofische wind Boven een paar honderd meter hoogte werken op elke m3 lucht twee horizontale krachten: de gradiëntkracht Fgrad en de corioliskracht Fcor. Zie figuur 35. Als de isobaren evenwijdige rechte lijnen zijn, maken Fgrad en Fcor evenwicht. Dat is te begrijpen aan de hand van figuur 36. Neem in gedachten 1 m3 lucht en laat die los in punt A. De gradiëntkracht doet deze lucht versnellen naar de lagere luchtdruk. Met toenemende snelheid van deze m3 lucht neemt de corioliskracht toe, waardoor de snelheid steeds meer langs de isobaren gericht wordt tot er evenwicht is (bij B) en de wind evenwijdig aan de isobaren waait. De wind die waait bij rechte evenwijdige isobaren heet de geostrofische wind (geo-strofisch is Grieks voor draaiende aarde). Bij kromlijnige isobaren maakt de wind een bocht en daarvoor is een nettokracht nodig. Er is dan geen evenwicht van de twee krachten en de wind is niet-geostrofisch.

L Fgrad

Figuur 35 Evenwicht bij geostrofische wind geostrofische wind B

laag

Fgradient

990 hPa

Fwrijving 995 hPa

Fcor

Fgrad 985 hPa

Fgrad 980 hPa

925

930

935

940

Fcor

Figuur 38 Wind in de grenslaag op steeds grotere hoogte

985 hPa

945 950 luchtdruk p (hPa)

Figuur 36 Geostrofische wind  windsnelheid  windsnelheid 



Figuur 37 De grenslaag

wind

Fgrad 975 hPa

wind

Fwrijving

Fwrijving 990 hPa

wind

hoogte h (m)

Wrijving van lucht met het aardoppervlak speelt alleen een rol in de onderste laag van de atmosfeer, de grenslaag. Heel dichtbij het aardoppervlak is de w indsnelheid praktisch nul, want het aardoppervlak is nooit super glad. Boven de grenslaag ‘merkt’ de wind niets meer van het aardoppervlak. Bij wind wordt een volume lucht in de grenslaag aan de bovenkant versneld en aan de onderkant vertraagd, waardoor wervelingen ontstaan. De ‘dikte’ van de grenslaag hangt af van de ‘ruwheid’ van het terrein. In een bos en in een stad reikt de grenslaag hoger dan op zee (zie figuur 37). In de grenslaag werkt behalve de gradiëntkracht Fgrad en de corioliskracht Fcor dus ook nog de wrijvingskracht Fw op elke m3 stromende lucht. Deze drie krachten maken gemiddeld horizontaal evenwicht. Doordat de corioliskracht altijd loodrecht op de windsnelheid staat en de wrijving tegengesteld gericht is aan de wind, waait in de grenslaag de wind schuin over de isobaren heen. Ga je vanaf de grond omhoog, dan neemt de wind toe en draait van richting tot hij boven de grenslaag langs de isobaren waait. Zie figuur 38. Alleen in de relatief dunne grenslaag heeft de wind ook een c omponent in de richting van de lagere druk maar daarboven waait hij langs de isobaren. Daardoor wordt een lagedrukgebied slechts mondjesmaat van onderaf ‘opgevuld’.

wind

hoog

Fcor

Grenslaag in de atmosfeer

Fgrad

windgeostrofisch

Fcor

980 hPa

Fcor

begrijpen 3 Wind Geofysica

Kromlijnige isobaren, cyclonaal en anti-cyclonaal Boven de grenslaag waait de wind langs de isobaren. Waar de isobaren niet recht zijn, maken de gradiëntkracht en de corioliskracht geen evenwicht. Buigt de windrichting naar links af, dan is de nettokracht naar links en loodrecht op de windrichting. Op het noordelijk halfrond is de corioliskracht dan kleiner dan de gradiëntkracht en de windsnelheid kleiner dan de geostrofische windsnelheid bij dezelfde isobarenafstand. Een draaiing, meegaand met de wind, met dezelfde draairichting als de aardrotatie gezien van boven de noordpool, heet in de meteorologie cyclonaal.

H Fcor Fgrad

Fcor

Fgrad Fcor

Fgrad

geostrofische wind

Fgrad

Fcor

Figuur 39 Wind en krachten bij cyclonale kromming van de isobaren

Dat de windsnelheid (op het noordelijk halfrond) kleiner is als de isobaren naar links buigen kun je zien in figuur 39. Neem weer een denkbeeldige m3 lucht die met de wind komt aangewaaid. Waar de isobaren nog recht zijn, is er evenwicht van de twee krachten op de denkbeeldige m3. Buigen de isobaren naar links, dan staat Fgrad niet meer loodrecht op de bewegingsrichting. De corioliskracht Fcor staat echter wel altijd loodrecht op de snelheid. De nettokracht is nu niet meer 0, maar naar achteren gericht. Hierdoor neemt de windsnelheid af en daardoor ook de Fcor. De gradiënt kracht overheerst nu en trekt deze m3 lucht de bocht om. Deze aanpassing van de richting en grootte van de snelheid gaat door totdat de nettokracht gelijk is geworden aan de benodigde middelpuntzoekende kracht. Draaien de isobaren naar rechts, meegaand met de wind, dan is de corioliskracht groter dan de gradiëntkracht en de windsnelheid groter dan de geostrofische windsnelheid bij dezelfde isobarenafstand. Zie figuur 40. Een bocht naar rechts heet anti-cyclonaal.

L Fgrad

B Isobaren

zijn lijnen van gelijke luchtdruk. zeebries is onderdeel van een convectieve circulatie die ontstaat als het landoppervlak warmer is dan het wateroppervlak. B Convectieve stroming begint hogerop na convectieve menging door verwarming onderop. B De gradiëntkracht staat loodrecht op de isobaren in de richting van lagere luchtdruk. B Het corioliseffect wordt veroorzaakt door het draaien van de aarde om zijn as. B De corioliskracht op een bewegend voorwerp is een (heel kleine) schijnkracht die altijd loodrecht staat op de snelheid, naar rechts is gericht op het noordelijk halfrond en naar links op het zuidelijk halfrond. B De corioliskracht is nul op de evenaar en maximaal bij de polen. B Alleen in de onderste hectometers van de atmosfeer, de grenslaag, ondervindt de wind wrijving van het aardoppervlak. B In de grenslaag omhooggaand, draait de wind op het noordelijk halfrond naar rechts door de afnemende wrijving met het aardoppervlak. B Langs evenwijdige rechte isobaren is de wind boven de grenslaag geostrofisch. De gradiëntkracht en de corioliskracht maken dan evenwicht. B Een

Fgrad

Fcor Fcor

Fgrad

Fcor

geostrofische wind

Fgrad

Fcor

Figuur 40 Anti-cyclonaal is de wind sterker dan geostrofisch.

Geofysica 3 Wind begrijpen

B Draait

de wind op het noordelijk halfrond cyclonaal (om een lagedrukgebied en meegaand met de wind naar links), dan is de gradiëntkracht groter dan de corioliskracht. De windsnelheid is dan kleiner dan de snelheid van de geostrofische wind bij isobaren die recht en evenwijdig zijn met dezelfde drukgradiënt. B Draait de wind op het noordelijk halfrond anticyclonaal (om een hogedruk gebied en meegaand met de wind naar rechts), dan is de corioliskracht groter dan de gradiëntkracht. De windsnelheid is dan groter dan de geostrofische wind bij isobaren die evenwijdig en recht zijn met dezelfde drukgradiënt. B Op het zuidelijk halfrond is de stroming rond een lagedrukgebied en om een hogedrukgebied net andersom als op het noordelijk halfrond.

21 Waar of niet waar? Verbeter de onjuiste uitspraken. a b c d e

Isobaren kunnen zowel lijnen als vlakken zijn. Een zeebries is wind die naar zee waait. In de grenslaag waait het nooit. Een cyclonale stroming draait van boven gezien met de klok mee. Op het zuidelijk halfrond is de stroming rond een hogedrukgebied cyclonaal.

22 Op een heldere, windstille zomerse nacht kun je soms aan het strand een zwakke wind van strand naar zee voelen. Deze landwind ontstaat doordat de lucht boven land sterker afkoelt dan de lucht boven zee. a Leg uit dat de afname van de luchtdruk hogerop boven land in de nacht, door afkoeling van de lucht vlak boven land, kleiner is dan de toename van de luchtdruk hogerop boven land overdag door de opwarming van de lucht vlak boven land. (Aanwijzing: kijk terug in figuur 31.) b Leg uit dat door een klein beetje wind de landwind in de avond beter op gang komt dan zonder wind.

23 Je kunt het corioliseffect bij de noordpool naspelen als je in de speeltuin op een draaimolen een bal weggooit vanaf het centrum. Sta je naast de draaimolen van figuur 41, dan zie je de paarse baan van de bal. a Leg uit dat de bal voor iemand op de draaimolen langs de oranje baan gaat. Als je in de draaimolen meedraait, lijkt het alsof er een zijwaartse kracht op de bal werkt. b Leg uit in welke richting deze schijnkracht werkt. c Leg uit dat de tekening van figuur 41 de situatie op de noordpool is, wat betreft draairichting. Op een draaiende bol staat de corioliskracht altijd loodrecht op de snelheid. d Leg uit dat de corioliskracht op de aarde de snelheid van een bewegend voorwerp niet kan vergroten of verkleinen. e Leg nu aan de hand van figuur 41 uit dat een beweging in een draaimolen geen goed gelijkend model is voor een beweging over het aardoppervlak.

24 Leg uit wat een schijnkracht is en waarvoor die gebruikt wordt.

F' E' D' C' F

B' D

A' B

Figuur 41 Bal gooien op een draaimolen

beHEERSen 3 Wind Geofysica

25 In een cyclonale stroming is (op het noordelijk halfrond) de windsnelheid kleiner dan de (geostrofische) windsnelheid bij rechte isobaren met dezelfde onderlinge afstand. a Leg uit waardoor dat komt. Gebruik hierbij figuur 39. b Leg uit of de windsnelheid in een cyclonale stroming bij gelijke onderlinge afstand tussen de isobaren groter, kleiner of gelijk is bij een sterkere kromming. c Leg uit of de windsnelheid in een anticyclonale stroming bij gelijke onderlinge afstand tussen de isobaren groter, kleiner of gelijk is bij een sterkere kromming.

26 Een windvaan of windwijzer geeft de richting aan waarvandaan de wind komt. Als de wind draait en de windvaan met de klok mee draait (van boven gezien), heet dat ‘ruimen’ van de wind. Andersom ‘krimpt’ de wind als de windwijzer tegen de wijzers van de klok in draait. a Als de wind eerst noordwest is en later west, is hij dan gekrompen of geruimd? Als je omhoog gaat vanaf de grond, draait de wind. b Leg uit waardoor dat komt. c Leg uit dat de wind ruimt als je omhoog gaat. d Leg uit tot hoe hoog die draaiing doorgaat.

27 Voor wie geostrofische wind, gradiëntkracht en corioliskracht onbegrijpelijke termen vindt, is er de wet van Buys Ballot (oprichter van het KNMI): Met de wind in de rug, is de lage druk aan je linkerhand. a Leg uit dat de wet van Buys Ballot geldt voor de wind op het noordelijk halfrond. b Hoe luidt de wet van Buys Ballot in Australië?

BEHEERSEN Gradiëntkracht Bij de beweging van een voorwerp reken je met een nettokracht op de massa van dat voorwerp. In de atmosfeer werken we met een volume lucht als voorwerp, waarvoor we als standaard een volume van 1 m3 te nemen. Voor de gradiëntkracht op een denkbeeldige kubus lucht van 1 m3 in de richting loodrecht op de isobaren (de x-richting) geldt: Δp Fg  rad = −  _   Δx Δp Hierin is Fgrad de gradiëntkracht (in N/m3) op een kubus van 1 m3 lucht en ___     de luchtΔx drukgradiënt (in Pa/m).

W3 Afleiding formule voor de gradiëntkracht

Het minteken duidt erop dat de kracht gericht is naar de lagere druk. In de praktijk gaat het echter alleen om de grootte van de gradiëntkracht en laat je het minteken vaak weg. De richting van de kracht is in de richting van de afname van de luchtdruk en dat zie je aan de isobaren.

Geofysica 3 Wind beHEERSen

Corioliskracht De coriolisversnelling a  cor is altijd loodrecht op de bewegingsrichting, naar rechts op het noordelijk halfrond en naar links op het zuidelijk halfrond. De grootte van de coriolisversnelling van een voorwerp hangt af van: E de snelheid v van het voorwerp volgens: a  cor ~ v E de geografische breedtegraad (φ) waarop het voorwerp zich bevindt: a  cor ~ sin(φ). De (schijn)kracht die de (schijnbare) coriolisversnelling van een volume lucht veroorzaakt, de corioliskracht, is dus afhankelijk van de breedtegraad, de snelheid en de massa van dat volume lucht, waarvoor geldt: m = ρ · V. Voor de corioliskracht op een denkbeeldige kubus lucht met een volume V van 1 m3, geldt:

Fcor = ρ · f · v Hierin is Fcor de corioliskracht (in N/m3) op 1 m3 lucht, ρ de dichtheid van de lucht (in kg/m3), v de snelheid (in m/s) en f (in N · s/(kg · m)) de coriolisparameter, die afhangt van de breedtegraad φ:

f = 1,45·10−4 × sin (φ)

Geostrofische windsnelheid Als de isobaren rechte lijnen zijn en er geen wrijving met het aardoppervlak is, maken de gradiëntkracht en de corioliskracht evenwicht: Δp Fg  rad = − Fc  or → _      = ρ ⋅ f ⋅ v Δx Hieruit volgt de formule voor de grootte van de geostrofische windsnelheid: Δp 1       ⋅  _    v geostrofisch =  _ ( ρ ⋅ f ) Δx

R E K E N VO O R B E E L D Vraag: Hoe groot is de geostrofische windsnelheid in Schotland in figuur 42? Gegevens: • De luchtdichtheid is ongeveer 1,15 kg/m3 in de Schotse Hooglanden. • De isobaren zijn getekend om de 4 hPa. • De geografische breedte van Midden-Schotland is 57° N.B. • De afstand tussen punt A en punt B is volgens de atlas ongeveer 900 km. Berekening: • De afstand tussen de isobaar door B en die door Noord-Ierland is de helft van de afstand AB, dus ongeveer 4,5·105 m. • Het drukverschil tussen deze isobaren is 3 × 4 hPa = 1,2·103 Pa. Δp 1,2 × 1 0  3 • De drukgradiënt  ___   =  ________    = 2,7·10  −3 Pa·m−1 Δx 4,5  ·  1 0  5 • Op de breedte van 57° is de coriolisparameter: f = 1,45·10−4 × sin 57° = 1,22·10−4 N·s·kg−1·m−1 Δp ______________ 1  1      ⋅  ___   =      • v  geostrofisch =  ____   × 2,7·10 −3= 19 m / s ( ρ ⋅ f ) Δx 1,15 × 1,22 · 1 0  −4

Figuur 42 Isobaren op Ierland en Schotland

beHEERSen 3 Wind Geofysica

28 De paragraafvraag is: Waardoor wordt wind aangedreven en welke windrichting en windsnelheid levert dat op? Wat is het antwoord op deze vraag?

29 Bij dezelfde onderlinge afstand tussen rechte isobaren waait het in Lapland minder hard dan in Nederland. a Leg uit waardoor dat komt. b Waait het op Sint Maarten harder dan, minder hard dan of even hard als in Utrecht bij dezelfde onderlinge afstand tussen rechte isobaren? Leg uit.

30 Bij een kleinere onderlinge isobarenafstand is de windsnelheid groter. a b

Beredeneer of de geostrofische wind bij een 2 × zo kleine onderlinge afstand tussen de isobaren 2 × zo groot wordt of meer of minder. Beredeneer of de windsnelheid in een cyclonale stroming bij een 2 × zo kleine afstand tussen de isobaren 2 × zo groot wordt of meer of minder.

31 Het woord ‘gradiënt’ betekent in de wiskunde hetzelfde als ‘afgeleide’. In de dp dx

wiskunde zou je de drukgradiënt schrijven als − ___     en zou je de waarde bepa-

len door de helling te nemen van de raaklijn aan de grafiek van de druk p Δp tegen de afstand x. De notatie met  ___  wordt in de wiskunde gebruikt voor het Δx geval je niet de helling van de raaklijn neemt, maar het verschil in druk p tussen twee punten x een eind uit elkaar. Δp Leg uit waarom in de meteorologie Fg  rad = –  ___  gebruikt wordt. Δx

32 Parijs is op de weerkaart van figuur 43 aangegeven met een stip. Op die dag L

65°

960 990

1000

60°

1040 1010

1030 1020

55°

50°

was de luchtdichtheid in Parijs 1,24 kg/m3. −3 −1 a Laat zien dat de drukgradiënt in Parijs 3,3·10 Pa · m was op de dag van de afgebeelde weerkaart. b Bereken de coriolisparameter in Parijs aan de hand van figuur 43. c Laat zien dat de geostrofische windsnelheid in Parijs op die dag 24 m/s was. d Leg uit dat het toch niet stormde op de boulevards in Parijs.

33 Bij gelijke onderlinge afstand tussen de isobaren is de windsnelheid in een H 0

1020

45°

Figuur 43 Wind in Parijs

200 400 600 km

Parijs 00 10

0 99

cyclonale stroming kleiner bij een sterkere kromming. Beredeneer of de windsnelheid bij een 2 × zo sterke kromming 2 × zo klein is of meer of minder dan de helft wordt. (2 × zo sterke kromming wil zeggen dat de kromtestraal 2 × zo klein is.)

Geofysica

Algemene circulatie met straalstromen en fronten

ONTDEKKEN Wind kan in Nederland uit alle richtingen waaien. Maar de grote weersystemen, zoals depressies, komen allemaal uit het westen. Dat heeft te maken met de algemene circulatie in de atmosfeer van het noordelijk halfrond. De motor van deze algemene circulatie is de ongelijke verdeling over de aardbol van de binnenkomende zonneenergie. De tropen ontvangen gemiddeld meer dan de gematigde streken en de poolstreken zitten ver onder het gemiddelde, zie figuur 44. Toch is het verschil in de gemiddelde temperatuur tussen de tropen en de poolstreken naar verhouding minder groot, doordat er in de atmosfeer (en in de oceanen) energie getransporteerd wordt door grootschalige convectie. Door de verschillen tussen bijvoorbeeld land, zee, woestijn, oerwoud en hooggebergte ontstaan er grote gebieden in de atmosfeer met ongeveer gelijke temperatuur. Langs de randen van zulke gebieden kunnen dan straalstromen en fronten ontstaan.

100

150

200

250

300

350 W/m²

Figuur 44 Instraling van de zon op het aardoppervlak

PA R AG R A A F V R A AG

BEGRIJPEN Energiebalans De gemiddelde temperatuur van het aardoppervlak, de oceanen en de atmosfeer verandert maar heel weinig van jaar tot jaar. De inkomende zonne-energie is gemiddeld in balans met de uitgaande warmtestraling, zie ook figuur 12. Deze waarden zijn gemiddelden over de hele aarde, maar verschillen wel per breedtegraad en tussen bijvoorbeeld oceanen en woestijnen.

Algemene circulatie



binnenkomende zonnestraling

 

uitgaande warmtestraling

stralingsoverschot

   

stralingstekort

  -90 -75 -60 -45 -30 -15

30 45 60 75 90 geografische breedte (°)

Figuur 45 In- en uitstraling per breedtegraad, de paarse pijlen geven het energietransport door de algemene circulatie aan.

laag

gemiddelde hoogte tropopauze tro p

ze au op

Doordat de zon in de tropen gemiddeld hoger aan de hemel staat dan op hogere geografische breedtes, is er in de tropen gemiddeld meer instraling per m2 aardoppervlak, zie de groene lijn in figuur 45. Hierdoor zijn temperaturen van het land en het water in de tropen hoger dan gemiddeld over de hele aarde. Als gevolg daarvan vindt er transport van energie plaats uit de tropen naar gematigde breedtes. En vervolgens ook van de gematigde breedtes naar de poolstreken. Deze herverdeling van stralingsenergie van de zon door bewegingen in de atmosfeer en de oceanen, heet de algemene circulatie.

intensiteit I (W/m²)

Wat is de algemene circulatie in de atmosfeer op het noordelijk halfrond en hoe ontstaat daardoor de straalstroom? En hoe kan een slinger in de straalstroom uitgroeien tot een depressie?

Convectie op de wereldbol hoog

hoog

trop

In de tropen ontvangt het aardoppervlak meer zonne-energie dan in de subtropen. De lucht wordt voornamelijk van onderop verwarmd en door verticale menging wordt de hele troposfeer verwarmd. Ook verdampt er veel water uit tropische bossen en oceanen. Voor een deel komt die verdampingswarmte weer vrij in tropische stortbuien. In de tropen is de troposfeer daardoor uitgezet en ligt de tropopauze hoger, zie figuur 46.

laag

Figuur 46 Gemiddelde hoge en lage druk bij de tropopauze (overdreven getekend)

begrijpen 4 Algemene circulatie met straalstromen en fronten Geofysica

Daardoor is op een hoogte van bijvoorbeeld 10 km de luchtdruk in de tropen hoger dan op een hoogte van 10 km in de poolstreken. Op zeer grote schaal gebeurt dan in eerste instantie hetzelfde als aan het strand bij de zeebries. Er gaat op die grote hoogte lucht afstromen naar het noorden op het noordelijk halfrond en naar het zuiden op het zuidelijk halfrond. Daarna gaat het model van het strand echter niet meer op, doordat de corioliskracht een hoofdrol gaat spelen. De stroming van de lucht hoog in de atmosfeer van de tropen naar het noorden is aanvankelijk naar het noorden gericht, maar wijkt steeds meer af naar het oosten.

Figuur 47 Vereenvoudigd model van de circulatie tussen tropen en subtropen

In de subtropen neemt de luchtdruk aan het aardoppervlak toe, doordat er op grotere hoogte steeds lucht bijkomt. Deze zone van hogedruk bij het aardoppervlak heet de subtropische hogedrukgordel. Daarvandaan stroomt dan de naar beneden gezakte lucht voor een groot deel terug naar het zuiden. Zie figuur 47. Deze stroming van de subtropen terug naar de tropen, onderin de atmosfeer, buigt aanvankelijk naar rechts af. Deze passaatwinden waaien dus op het noordelijk halfrond gemiddeld naar het zuidwesten. Ze heten dan noordoost-passaten, omdat wind benoemd wordt volgens de richting waar hij vandaan komt. Op het zuidelijk halfrond heersen in de tropen meestal zuidoost-passaten. Zie figuur 48.

Cellenmodel

Figuur 48 Hoge en lage druk en passaatwinden op zeeniveau

De grootschalige circulatie van lucht beperkt zich niet tot de lage breedtes en de passaten. Schematisch is de algemene circulatie op het noordelijk halfrond te verdelen in drie grote circulaties, cellen genaamd. In het schematische model van figuur 49 en de noord-zuid-doorsnede daarvan in figuur 50, zie je dat er in de poolstreken (gemiddeld) ook een circulatie is, de polaire cel, die lijkt op die tussen de tropen en de subtropen. Die polaire wervel, zoals hij vaak genoemd wordt, ontstaat doordat de lucht in het poolgebied veel kouder is dan op gematigde breedtes. Daardoor is de stroming op grotere hoogte gemiddeld naar het noorden gericht en om de pool heen draaiend. Lager in de atmosfeer stroomt er dan, niet gelijkmatig verdeeld over de lengtegraden, koude lucht naar het zuiden. De circulatie in de tussengelegen subtropische zone is veel ingewikkelder. In deze zone verplaatsen zich de hogedrukgebieden en depressies waar we in Europa mee te maken hebben. Opgeteld en samengesteld over alle lengtegraden is de circulatie in deze zone wel zodanig dat er netto warmte noordwaarts getransporteerd wordt.

polaire cel Noordpool Figuur 49 Cellenmodel van de algemene circulatie

tropische cel

gematigde cel

60°N

30°N

Evenaar

Figuur 50 Een noord-zuid-doorsnede van de schematische indeling van de grootschalige luchtcirculaties op het noordelijk halfrond

Geofysica 4 Algemene circulatie met straalstromen en fronten begrijpen

Luchtsoorten en fronten Het model van figuur 49 en 50 is echter schematisch en vereenvoudigd. Het klopt niet doordat het aardoppervlak niet homogeen is. Het aardoppervlak krijgt niet overal op dezelfde breedtegraad dezelfde temperatuur en ook verdampt er niet overal evenveel water, een woestijn is geen oerwoud of oceaan. Vaak is de temperatuur van de lucht over grote afstanden ongeveer gelijk, bijvoorbeeld boven een woestijn of sneeuwvlakte. We spreken dan van een homogene luchtmassa. Ook boven een groot wateroppervlak is de luchtmassa meestal tamelijk homogeen. Zo’n luchtsoort heet maritiem. De luchtsoort die boven een heel groot landoppervlak tamelijk homogeen is, heet continentaal.

H mT

mP cT

H mT

mT mT

Figuur 51 Een luchtmassa wordt vernoemd naar zijn brongebied, bijvoorbeeld mT is maritiem tropisch en mP is maritiem polair.

Waar verschillende luchtmassa’s aan elkaar grenzen kan de temperatuur over een relatief korte afstand behoorlijk verschillen. Dit overgangsgebied tussen twee lucht massa’s heet een front. Op weerkaarten zie je fronten ingetekend als lijnen, maar eigenlijk is zo’n lijn de snijlijn van het frontvlak met het aardoppervlak. Een frontvlak is niet echt een vlak maar een gebied, de frontale zone, tussen koelere lucht (de koude sector) en warmere lucht (de warme sector). Dat het frontvlak niet verticaal maar schuin staat, komt door het verschil in dichtheid van de lucht in de twee sectoren. Als koude lucht de warmere lucht verdringt, kruipt de koude lucht eronder en verplaatst het front in de richting van de warme sector. Er is dan sprake van een koufront, dat aangegeven wordt als blauwe lijn met driehoekjes, die de trekrichting van het front aangeven. Zie figuur 52. Als andersom de warme sector opdringt en het front zich verplaatst in de richting van de koude sector, heet het een warmtefront en wordt het op de weerkaart aangegeven met een rode lijn met rode bolletjes aan de voorkant. Bij een warmtefront schuift de warmere lucht over de koudere lucht. De paarse lijn met zowel bolletjes als driehoekjes is de aanduiding van een geoccludeerd front. Daar heeft het koufront het warmtefront ingehaald en opgetild. (Zie ook pagina 39.)

Figuur 52 Fronten op de weerkaart

begrijpen 4 Algemene circulatie met straalstromen en fronten Geofysica

Fronten en straalstromen Het lijkt er misschien op dat een front zich verplaatst met de wind, maar dat klopt niet. Boven de grenslaag, waar geen wrijving met de grond is, waait het voornamelijk langs het front. De corioliskracht maakt dan evenwicht met de gradiëntkracht die loodrecht op het front staat. In figuur 53 is de richting van de wind in de frontale zone dus het papier in. Dat de geostrofische wind in de frontale zone op grotere hoogte veel s terker is dan op minder grote hoogte is te begrijpen aan de hand van figuur 53. Doordat in de warme sector de dichtheid van de lucht kleiner is dan in de koude sector (op dezelfde hoogte), liggen de vlakken van gelijke luchtdruk in de warme sector verder uit elkaar dan in de koude sector. Zie bijvoorbeeld het hoogteverschil tussen het vlak van 800 hPa en dat van 500 hPa in figuur 53. Aan het aardoppervlak verschilt de luchtdruk in de koude sector niet of nauwelijks van die in de warme sector. Maar hoe hoger, hoe groter dus het verschil in luchtdruk tussen een punt in de warme sector en een punt in de koude sector op dezelfde hoogte. Zo is het verschil in luchtdruk tussen de punten C en D in figuur 53 veel groter dan het verschil in luchtdruk tussen de punten A en B. En hoe groter de drukgradiënt, hoe groter de geostrofische windsnelheid. Zo’n sterke stroming van lucht hoog in de frontale zone tussen grote luchtmassa’s heet een straalstroom. Zie figuur 53 en 54. straalstroom

300 hPa

500 hPa

fro B

nta l

ez on

warme sector

800 hPa 1000 hPa

koude sector

Figuur 53 Dwarsdoorsnede van front en straalstroom

‘onze’ straalstroom

subtropische straalstroom

Figuur 54 Straalstromen op het noordelijk halfrond

Vaak strekt koude polaire lucht zich uit over een zeer groot gebied rond de noordpool. Waar deze luchtmassa grenst aan de warmere lucht van de gematigde breedtes, bevindt zich de polaire straalstroom. In een relatief smalle strook waait het daar op grote hoogte heel hard in oostelijke richting. Zie figuur 54 en ook figuur 50. En waar subtropisch warme lucht grenst aan de koelere lucht van de gematigde breedtes bevindt zich vaak de subtropische straalstroom. Een straalstroom is niet een soort snelstromende ‘luchtrivier’, waarin de lucht complete rondjes om de aarde vliegt. Er kan lucht uit stromen naar beneden en er kan lucht bijkomen. Een straalstroom is de kern van het stromingspatroon in de bovenlucht, waar de stroming altijd langs de isobaren is. Een straalstroom heeft nooit lang de vorm van een cirkel om de aarde, want dan wordt er geen energie noordwaarts getransporteerd. De temperatuur verschillen tussen bijvoorbeeld de tropen en de subtropen worden dan groter en dus ook de sterkte van de straalstroom. Die situatie is niet erg stabiel, er kunnen m akkelijk slingers in de straalstroom ontstaan waardoor wel netto-energie noordwaarts getransporteerd wordt (zie figuur 54).

Geofysica 4 Algemene circulatie met straalstromen en fronten begrijpen

B In

de tropen is de instraling van zonne-energie gemiddeld groter dan de infrarode uitstraling van het aardoppervlak en de atmosfeer. Er is daar een stralingsoverschot. B Op hogere geografische breedtes is de uitstraling gemiddeld groter dan de instraling, er is daar een stralingstekort. B De algemene circulatie is het totaal aan (gemiddelde) bewegingen van lucht en water op aarde, die de energie van het stralingsoverschot in de tropen transporteert naar hogere breedtes, waar een stralingstekort is. B De algemene circulatie van de atmosfeer bestaat uit convectieve stromingen aangedreven door temperatuurverschillen bij het aardoppervlak. B Een front is een overgangsgebied tussen twee luchtmassa’s. Dwars op het front verandert de temperatuur relatief sterk over een relatief korte afstand. B Bij een koufront dringt koudere lucht onder warmere lucht en bij een warmtefront glijdt warmere lucht tegen koudere lucht op. B Op grote hoogte bovenin een frontale zone kan de windsnelheid groot zijn, doordat de horizontale drukgradiënt daar relatief groot is. B Bij een heel lang front tussen heel grote luchtmassa’s kan in de bovenlucht een straalstroom ontstaan.

34 Waar of niet waar? Verbeter de onjuiste uitspraken. a b c

d e f

De aarde en de atmosfeer samen ontvangen per jaar meer zonne-energie dan ze beide zelf uitstralen. De algemene circulatie verdeelt zonne-energie over de hele aarde. In het diagram van figuur 45 is de groen gekleurde oppervlakte kleiner dan de rood gekleurde oppervlaktes samen. Het diagram is dus niet goed getekend. Stikstof en zuurstof zijn verschillende luchtsoorten. Een front is de grens tussen warme en koude lucht. Een straalstroom waait altijd in de grenslaag.

35 Het stilstaande water in een stuwmeer in Suriname wordt door de zon opgewarmd en straalt zelf infrarode warmtestraling uit. Overdag is de intensiteit van de inkomende zonnestraling groter dan de intensiteit van de uitgaande warmtestraling en ’s nachts is het uiteraard andersom. a Leg uit waardoor in een heel etmaal de ingestraalde energie van de zon groter is dan de uitgestraalde warmte, terwijl de temperatuur van het water toch niet merkbaar is toegenomen. Het stuwmeer in Suriname ligt op 5° N.B. waar de gemiddelde intensiteit van de zonnestraling volgens figuur 45 ongeveer 320 W/m2 is. Voor een stuwmeer in Noorwegen, op 60° N.B, is dit ongeveer 140 W/m2. b Leg uit waardoor de gemiddelde intensiteit van de zonnestraling in Suriname zoveel groter is dan in Noorwegen. De weerkaatsing van licht op een wateroppervlak neemt toe met de hoek tussen het invallende licht en de verticaal. c Leg uit dat het Surinaamse water veel meer dan 2 × zoveel zonnewarmte ontvangt dan het Noorse.

beHEERSen 4 Algemene circulatie met straalstromen en fronten Geofysica

36 Het polaire front met de bijbehorende straalstroom loopt zelden of nooit mooi langs een breedtegraad van west naar oost. a Leg uit waardoor het in de poolstreken steeds kouder zou worden als het polaire front wel als een cirkel om de aarde zou liggen. b Leg uit waardoor het in de tropen steeds warmer zou worden als het subtropische front als een cirkel om de aarde zou liggen.

37 Leg uit waardoor een frontvlak nooit verticaal is, maar een kleine hoek maakt met het aardoppervlak.

38 Leg uit waardoor de straalstroom de grootste windsnelheden heeft bovenin de frontale zone.

BEHEERSEN Rossby-golven, convergentie en divergentie Doordat de slingers in de straalstromen van figuur 54 wel wat op golven lijken, heten ze rossby-golven, vernoemd naar de ontdekker. De depressies die in West-Europa ‘aan komen waaien’, ontstaan meestal door zulke rossby-golven. Dit is te zien aan de hand van de figuren 55 en 56. Fgrad

Fgrad B

vgeostrofisch

Fgrad

Fcor

Fcor Figuur 55 Stroming in de straalstroom in een rossby-golf

In figuur 55 is een rossby-golf getekend waarin de afstand tussen de isobaren overal even groot is. De gradiëntkracht op een m3 lucht is dus overal even groot. E In de zuidelijke bocht (B) naar links is de corioliskracht kleiner dan de gradiëntkracht, want de nettokracht levert de middelpuntzoekende kracht voor de bocht naar links. De windsnelheid is daar dus kleiner dan de geostrofische windsnelheid. E In het gedeelte met de rechte isobaren (C) is de windsnelheid geostrofisch. E In de noordelijke bocht (D) naar rechts is de corioliskracht groter dan de gradiëntkracht. Want de nettokracht levert de middelpuntzoekende kracht voor de bocht naar rechts. De windsnelheid is daar dan groter dan de geostrofische windsnelheid.

Geofysica 4 Algemene circulatie met straalstromen en fronten beHEERSen

D HOOG

LAAG

C B

B Figuur 56 Convergentie (bij A) in stroming in de bovenlucht veroorzaakt hoge druk aan de grond. Divergentie (bij C) veroorzaakt lage druk aan de grond.

Figuur 57 Netto wordt warmte noordwaarts getransporteerd.

De rossbygolf van figuur 55 is nogmaals getekend in figuur 56. E Doordat de stroomsnelheid in de ‘top’ van de golf groter is dan in het ‘dal’ stroomt er per minuut in het gebied rondom C meer lucht uit dan erin stroomt. Dit heet divergentie van lucht: er verdwijnt dus hoger in de atmosfeer netto lucht uit het gebied rond C. De atmosfeer zakt als het ware een beetje in. E Deze divergentie in de bovenstroming zorgt er dus voor dat de luchtdruk afneemt in het gebied rondom C. Er ontstaat daar een lagedrukgebied, een depressie, waarbij aan de grond lucht instroomt en in de bovenlucht uitstroomt. In een depressie wordt de lucht omhoog ‘gezogen’ en koelt af. Er kan dan waterdamp condenseren tot bewolking. E In gebied A is het precies omgekeerd: door convergentie stroomt er meer lucht in dan er uitstroomt. De atmosfeer ‘dijt’ als het ware naar boven uit en op elke hoogte neemt de druk toe. Er ontstaat in het gebied om A een hogedrukgebied, waardoor er aan de grond lucht uitstroomt. E Netto instroom in de bovenlucht en uitstroom aan de grond zorgt ervoor dat er in het hogedrukgebied een dalende beweging van lucht is. Eventuele bewolking zal oplossen door opwarming door compressie bij daling. In de figuren 56 en 57 zie je dat de luchtstroming in de bovenlucht niet overeenkomt met de windrichting lager in de atmosfeer. Ook zie je dat in gebied B lager in de atmosfeer de lucht naar het zuiden beweegt en in gebied D juist naar het noorden. Bij B dringt koude lucht op naar het zuiden en bij D warme lucht naar het noorden. Dit is daardoor ook een belangrijk onderdeel van de algemene circulatie.

Hele reeks depressies Als het polaire front bij de straalstroom ‘opbreekt’ door de ontwikkeling van een depressie, ontstaat er in een groot gebied een intensief energietransport: warme lucht naar het noorden en koude lucht naar het zuiden. Het hele stromingspatroon in en rond de depressie kan met de westelijke straalstroom mee naar het oosten gevoerd worden, bijvoorbeeld naar West-Europa.

L 976 L 973

L 958

L 971

H 1031 H 1029

Het ontstaan en ontwikkelen van een depressie langs het polaire front is niet een eenmalige gebeurtenis, maar treedt voortdurend op, vooral ’s winters. Weermannen en weervrouwen waarschuwen er dan regelmatig voor: ‘De volgende storing komt er alweer aan!’. Zie de weerkaart van figuur 58.

L 1021

H 1036 H 1037

Figuur 58 Weerkaart met meerdere depressies met fronten

beHEERSen 4 Algemene circulatie met straalstromen en fronten Geofysica

koude polaire lucht

koud

koud trog

warmere lucht

koud trog

warm warm

H warm

Figuur 59 Rossbygolven en de vorming van hoge- en lagedrukgebieden

Begin van een rossby-golf Een eenmaal ontstane slinger in het gestrekte front met de straalstroom kan dus leiden tot depressies en hogedrukgebieden. Zie figuur 59. Maar hoe kan zo’n slinger ontstaan? Eén van de mogelijke oorzaken waardoor de straalstroom kan gaan ‘golven’, is dat de stroming over een bergketen gaat, zoals in het westen van Noord-Amerika. Vanaf de Stille Oceaan gaat de westelijke stroming over de bergketen van de Rocky Mountains. Daardoor is er, in verticale richting, een vernauwing waardoor de windsnelheden toenemen. Zie figuur 60. Een grotere windsnelheid betekent een grotere corioliskracht, waardoor de stroming naar rechts afbuigt. Na de bergketen nemen de windsnelheden weer af tot er geostrofisch evenwicht is, maar de stroming is nu noordwest. Zie punt C in figuur 61. Hoe verder naar het zuiden, hoe kleiner de coriolisparameter en hoe kleiner de corioliskracht. Bij gelijkblijvende afstand tussen de iso baren gaat verder naar het zuiden de gradiëntkracht overheersen, waardoor de stroming naar links afbuigt. Zo kan een rossby-golf ontstaan.

100 km/u

80 km/u 40 km/u

Figuur 60 Luchtstroming over een bergrug

1600 km Fgrad Fgrad

Fgrad F grad C

Fcor

circa 4800 km Figuur 61 Afbuiging van straalstroom door bergrug

B Een

lagedrukgebied ontstaat door divergentie in de bovenlucht en een hogedrukgebied ontstaat door convergentie van lucht boven dat gebied. B In het schuin noordwaarts gerichte deel van een rossby-golf vindt divergentie van lucht plaats, daar kan zich een depressie ontwikkelen. B In het schuin zuidwaarts gerichte deel van een rossby-golf vindt convergentie plaats, daar ontstaat aan de grond een hogedrukgebied. B Depressies en hogedrukgebieden zijn onderdelen van de algemene circulatie en worden uiteindelijk aangedreven door het verschil in (gemiddelde) temperatuur in de tropen en op hoge breedtes.

39 De paragraafvragen zijn: Wat is de algemene circulatie in de atmosfeer op het noordelijk halfrond en hoe ontstaat daardoor de straalstroom? En hoe kan een slinger in de straalstroom uitgroeien tot een depressie? Wat is het antwoord op deze vragen?

40 De weerkaart van figuur 58 toont de situatie aan het aardoppervlak. a Leg uit waaraan je kunt zien dat dit een ‘grondkaart’ is. Het stromingspatroon op 5 km hoogte is anders dan onderin de atmosfeer. b Leg uit waardoor de depressies van figuur 58 van west naar oost bewegen.

Geofysica 4 Algemene circulatie met straalstromen en fronten beHEERSen

41 In het cellenmodel van figuur 62 zijn op het noordelijk halfrond drie zones te zien. a Leg uit waaraan je kunt zien dat dit model een schematische en vereenvoudigde voorstelling is van de luchtbewegingen gemiddeld over langere tijd. b Leg uit of de rode en blauwe gekromde pijlen op het aardoppervlak de gemiddelde stroming in de bovenlucht aangeven of de wind bij het aardoppervlak. In figuur 63 zie je een grootschalige weerkaart van de noordelijke poolstreken en de gematigde breedtes. c Leg uit hoe je kunt zien dat figuur 63 de situatie op een bepaalde dag weergeeft en niet een gemiddelde over langere tijd. In figuur 63 staat bij de noordpool het woord ‘laag’ terwijl daar toch een hogedrukgebied ligt. d Leg uit dat de isobaren in figuur 63 niet de luchtdruk aan de grond weer geven maar op 5 km hoogte. e Leg uit waardoor de poolstreek een groot hogedrukgebied is.

Figuur 62 Cellenmodel van de algemene circulatie

hoo

tains (in het westen van de VS, zie figuur 60 en 61) stroomt, wordt de windsnelheid groter maar neemt de temperatuur van de lucht af. a Leg uit waardoor de luchttemperatuur afneemt bij het omhoog bewegen. b Leg uit waardoor de meeste waterdamp die de lucht op de Stille Oceaan had meegekregen, in de bergen valt als regen of sneeuw.

42 Waar de lucht vanaf de Stille Oceaan over de bergketen van de Rocky Moun-

laag

hoo

de VS getekend. De oranje ligging treedt op in de zomer en de blauwe in de winter. a Leg uit dat het in de winter bij deze ligging van de straalstroom bij de Grote Meren heel koud kan zijn. In de winter ligt de straalstroom niet alleen zuidelijker, maar is dan ook sterker, waardoor de slingers groter zijn. b Leg uit waardoor de winterse straalstroom in het westen van de VS de bocht naar het zuiden maakt. c Leg uit waardoor de winterse straalstroom in het oosten van de VS de bocht naar het noorden maakt.

43 In figuur 64 zijn twee gemiddelde posities van de polaire straalstroom boven

Figuur 63 Poolaanzicht van fronten en isobaren

Figuur 64 De straalstroom boven VS

Geofysica

Regen en zonneschijn

ONTDEKKEN Voordat er radio, tv en internet was, moest je afgaan op volkswijsheden zoals ‘avondrood, water in de sloot’ of keek je op de barometer om te zien of er regen zou kunnen komen. Als de barometer ‘zakt’, kan er regen komen en bij aanhoudend hoge luchtdruk mag je zonnig weer verwachten. Hoe kun je dit verklaren? Lang niet altijd valt er uit wolken ook neerslag. Er zijn kurkdroge plekken op aarde waar toch veel wolken overdrijven. Wanneer komt er wel regen of sneeuw uit wolken en wanneer niet? In Nederland valt regen vaak als er een depressie langskomt. Waardoor komt er nattigheid naar beneden bij een depressie?

PA R AG R A A F V R A AG Figuur 65 Barometer met regenwolk en zonnetje

Experiment 8: Frontvlak tussen twee vloeistoffen Experiment 9: Verdamping door compressie

rug

straalstroom

conv

g er

d i ver tie

tie g en

trog

vlak van de straalstroom dalende koude lucht N

stijgende warme lucht

e re g

LLL warm

aardoppervlak

Figuur 66 Ontwikkeling van een depressie onder een rossbygolf

Hoe ontstaan bewolking en regen in en bij een depressie en waardoor is het in een hogedrukgebied meestal mooi zonnig weer?

BEGRIJPEN Het weer in een depressie of in een hogedrukgebied Een depressie ontstaat doordat er hoger in de atmosfeer divergentie van lucht is, waardoor er aan de grond lage druk is en de lucht daar omhoog ‘gezogen’ wordt. Divergentie in de bovenlucht wordt bij West-Europa vaak veroorzaakt door een rossby-golf. Zie paragraaf 4 en figuur 66. Omhoog bewegende lucht koelt af door expansie en daardoor neemt de relatieve vochtigheid toe. Als er genoeg condensatie kernen in de lucht zijn, condenseert er waterdamp wanneer het dauwpunt bereikt wordt. De hoogte waarop de wolkenvorming begint, hangt dus af van de relatieve vochtigheid van de lucht en van het temperatuurprofiel. In een hogedrukgebied is het precies andersom. Hoger in de atmosfeer is er convergentie van lucht waardoor aan de grond de luchtdruk hoger is dan elders en er daar horizontaal lucht wegstroomt. In het hogedrukgebied wordt de lucht dus langzaam naar beneden geduwd, waardoor deze opwarmt door compressie. De relatieve vochtigheid neemt af door de temperatuurstijging en eventuele bewolking verdampt, ‘lost op’.

Bewolking en neerslag bij een front Een front is een schuin oplopende zone tussen twee verschillende luchtsoorten, waarin de temperatuur over relatief korte horizontale afstand relatief veel verandert. Bij het schematisch weergegeven warmtefront van figuur 67 lijkt het front smal en steil door de verschillende schalen van de verticale en horizontale as. Het maakt echter een hoek van slechts 0,5° met het horizontale vlak. De frontale zone is ruim 150 km breed en de temperatuur verschilt voor en na het front bijna 10 K. Voor de duidelijkheid tekenen we een front in zijaanzicht na figuur 67 als een vlak en niet als een zone. Op een weerkaart wordt met een lijn aangegeven waar het front aan het aardoppervlak is.

hoogte h (km)

Geofysica 5 Regen en zonneschijn begrijpen

tropopauze 12 10 8 6 4 2

tropopauze

-50°C

-40°C -30°C

-40°C

-20°C

on ez

-30°C

a nt fro

-10°C

-20°C -10°C

0°C

10°C 55

500

1000

1500

2000 2500 afstand tot het front (km)

warme lucht gestage matige neerslag

Figuur 67 Schema van een warmtefront

Bij een warmtefront dringt warme lucht op en verdringt koudere lucht. Je merkt de passage van een warmtefront, doordat de temperatuur relatief snel toeneemt en doordat er vaak al bewolking met neerslag is overgekomen. Door de kleinere dichtheid van de warme lucht glijdt deze over de koude lucht omhoog en koelt af. Er ontstaat dan vaak bewolking met neerslag. In figuur 68 zie je dat die bewolking en eventuele neerslag voor het front uit gaat. Het gaat eerst regenen en pas daarna neemt de temperatuur aan de grond toe. Bij een koufront dringt de koude lucht op en verdringt de warme lucht. Door het dichtheidsverschil kruipt de koude lucht onder de warme lucht en tilt die op. In figuur 69 zie je dat nu de neerslag bij en achter het front plaatsvindt, dus tijdens en na de passage van het front. Dat een koufront veel steiler is dan een warmtefront komt onder andere doordat de koude lucht in de grenslaag wordt afgeremd door het aardoppervlak. Bij het warmtefront schuift de warmere lucht over koudere lucht waarbij de wrijving veel kleiner is. Een bewegend (relatief ) steil koufront duwt de warme lucht snel en ver omhoog, waardoor er bij een koufront zware buien kunnen optreden.

koude lucht

Figuur 68 Warmtefront

zware buien

warme lucht

koude lucht

Figuur 69 Koufront

Geoccludeerd front Op de weerkaart van figuur 70 zie je behalve de blauwe koufronten met driehoekjes en de rode warmtefronten met bolletjes ook nog paarse fronten met bolletjes én driehoekjes. Dat zijn zogenoemde geoccludeerde fronten, ook wel occlusiefronten genoemd. Bij een geoccludeerd front heeft een koufront een warmtefront ingehaald, zodat er sprake is van drie sectoren: koude lucht, koele lucht en warme lucht. De warme lucht raakt niet meer aan de grond maar laat nog wel zijn natte lading vallen.

Figuur 70 Drie soorten fronten B In

een lagedrukgebied wordt lucht omhoog gebracht waardoor de lucht afkoelt en er condensatie op kan treden. B In een hogedrukgebied wordt lucht naar beneden geduwd waardoor de lucht opwarmt en eventuele wolken kunnen verdampen. B Bij een warmtefront kan er neerslag aan het front vooraf gaan, doordat het frontvlak relatief vlak ligt. De opgetilde lucht waaruit de neerslag komt, bevindt zich voor het front (aan de grond). B Bij een koufront valt de neerslag pas in de buurt van het front en kan dan hevig zijn.

warme lucht

zware buien koude lucht

koele lucht geoccludeerd front

Figuur 71 Geoccludeerd front

beHEERSen 5 Regen en zonneschijn Geofysica

44 Waar of niet waar? Verbeter de onjuiste uitspraken. a b c d

Een barometer geeft aan wat voor weer het wordt. In een hogedrukgebied divergeert de lucht aan de grond. Boven een lagedrukgebied divergeert de lucht. Bij nadering van een warmtefront gaat eerst de temperatuur omhoog en pas daarna komt de eventuele regen.

45 Een hogedrukgebied zorgt voor ‘mooi weer’. a b c

Leg uit hoe de relatieve vochtigheid verandert van de lucht die in een hogedrukgebied naar beneden komt. Leg uit wat bedoeld wordt met ‘mooi weer’. Leg uit waardoor het in de winter bij hoge luchtdruk heel koud kan zijn.

46 Bij een warmtefront schuift de warme lucht over de koude lucht omhoog. Toch zie je bij de passage van een warmtefront de wolken niet omhoog gaan. Leg uit waardoor je dat niet ziet.

47 Een warmtefront geeft vaak regen, maar zware buien worden meestal veroorzaakt door een koufront. Leg uit waardoor de buien bij een koufront zoveel zwaarder kunnen zijn.

48 Bij passage van een koufront komt de afkoeling niet lang nadat de bewolking met neerslag is gepasseerd. Bij de passage van een warmtefront is er meestal wel een grote afstand tussen de voorste bewolking en de stijging van de luchttemperatuur aan het aardoppervlak. Leg uit waardoor er bij een koufront een minder grote afstand is tussen de voorste bewolking en het front dan bij een warmtefront.

BEHEERSEN Draaiende fronten om een depressie Waar een warmte- en een koufront bij een lagedrukgebied zijn ontstaan, kunnen de fronten blijven opschuiven. Ze draaien om het lagedrukgebied heen, zoals in figuur 72. Het koufront duwt de warme lucht voor zich uit en omhoog. Als het koufront het warmtefront heeft ingehaald en het front geoccludeerd is, kan de draaiing door blijven gaan.

lagedrukgebied

neerslag

warmtefront

occlusie warmtefront

warmtefront koufront

Figuur 72 Ontwikkeling van een occlusie

koufront koufront

Geofysica 5 Regen en zonneschijn beHEERSen

Er kan zelfs een opgekruld occlusiefront ontstaan zoals in figuur 73. Het lijkt daar misschien alsof er veel overgangen zijn van koude naar warme lucht, dus veel fronten, maar in feite is het één lang opgekruld geoccludeerd front.

Opvullen en uitdiepen Wanneer er geen wrijving met het aardoppervlak zou zijn, zou de lucht langs de isobaren om een lagedrukgebied heen stromen. Hetzelfde geldt voor een hogedruk gebied. Maar in de grenslaag is wel wrijving met het aardoppervlak, waardoor er in de grenslaag lucht naar binnen stroomt bij een lagedrukgebied en naar buiten bij een hogedrukgebied (zie figuur 74). Zolang de divergentie boven een lagedrukgebied groter is dan de convergentie in de grenslaag, wordt de druk in een lagedrukgebied steeds lager, het lagedrukgebied diept uit. Andersom verzwakt het lagedrukgebied als de divergentie erboven kleiner is dan de convergentie in de grenslaag, het lagedrukgebied vult op.

Figuur 73 Depressie met gekruld front

49 De paragraafvragen zijn was: Hoe ontstaan bewolking en regen in en bij een depressie en waardoor is het in een hogedrukgebied mooi zonnig weer? Wat is het antwoord op deze vragen?

50 In opstijgende lucht condenseert waterdamp, waarbij veel warmte vrijkomt. De opstijgende lucht koelt daardoor minder af door expansie dan wanneer er geen condensatie is. a Leg uit waardoor bij convectieve menging de divergentie op 6 km hoogte bevorderd wordt door de condensatie. b Zal een depressie eerder uitdiepen boven zee of boven land? Leg uit.

51 Op een dag trekt een warmtefront over Nederland naar het oosten. De voorbode van het front is bewolking op een hoogte van 10 km. De helling van het warmtefront is 0,5°. a Bereken hoe ver het front nog verwijderd is als die eerste wolken over komen. b Leg uit dat die wolken bewegen in een richting die niet overeenkomt met de windrichting.

52 Een tropische stormdepressie diept soms uit tot een tropische cycloon, die veel leed kan brengen als hij aan land gaat, bijvoorbeeld in de VS. a Leg uit waardoor zo’n depressie boven warm water van de oceaan kan uitdiepen maar boven land weer opvult. Een Amerikaanse professor heeft het idee geopperd om voor de Amerikaanse kust een gigantisch windmolenpark op te zetten, bestaande uit heel grote drijvende windturbines. Die zouden veel elektriciteit kunnen leveren én ze zouden ervoor kunnen zorgen dat de depressie van een tropische cycloon niet zo ver kan uitdiepen. Economen zien zo’n onbetaalbaar duur plan niet zitten, maar de theorie over het minder uitdiepen zou wel kunnen kloppen. b Leg uit wat een veld van 100 000 grote windturbines voor invloed kan hebben op de convergentie onderin een depressie.

Figuur 74 Wervels in lage- en hogedrukgebieden

beHEERSen 5 Regen en zonneschijn Geofysica

53 Boven een hogedrukgebied aan de grond is er convergentie van lucht. Leg uit waardoor de luchtdruk aan de grond niet toe blijft nemen door de convergentie in de bovenlucht. In een hogedrukgebied daalt de lucht. b Leg uit waardoor in die dalende lucht de relatieve vochtigheid afneemt. a

54 Op de satellietfoto van figuur 73 zie je dat de depressie zich ten zuidwesten van IJsland bevindt. Figuur 75 is een herhaling van figuur 55. a Leg uit of de positie van IJsland overeenkomt met de letter A, B, C, D of E. b Leg uit in welke richting de depressie zich zal verplaatsen. Fgrad

Fgrad B

vgeostrofisch

Fgrad

Fcor

Fcor Figuur 75 Rossbygolven en de vorming van hoge- en lagedrukgebieden

Geofysica

Verdieping

Stormen alleen rond een depressie Het lijkt misschien vreemd dat stormen wel kunnen voorkomen rond een lage drukgebied maar niet rond een hogedrukgebied. Bij dezelfde onderlinge afstand tussen de isobaren is de windsnelheid rond een hogedrukgebied zelfs groter dan rond een lagedrukgebied. Maar in de buurt van een hogedrukgebied liggen de isobaren nooit zo dicht bij elkaar als rond een stormdepressie. Dit verschil vindt zijn oorzaak in de manier waarop hoge- en lagedrukgebieden ontstaan en in stand gehouden worden. Hoge- en lagedrukgebieden op zeeniveau ontstaan hoog in de atmosfeer. Als er hoger in de atmosfeer divergentie in de stroming is of hogere luchtdruk dan ergens anders op dezelfde hoogte, gaat er daar netto lucht wegstromen, waardoor een lagedrukgebied ontstaat aan de grond. Beneden in een lagedrukgebied wordt de lucht omhoog ‘gezogen’. Daardoor stroomt in de grenslaag lucht in een spiraal naar een lagedrukgebied toe en daarin omhoog. Zie figuur 76. Andersom wordt in een hogedrukgebied lucht van boven naar beneden ‘geduwd’ en stroomt in de grenslaag in een spiraal uit het hogedrukgebied. Zie figuur 77. Dat de isobaren rond een hogedrukgebied nooit zo dicht bij elkaar komen te liggen als rond een stormdepressie, komt onder andere doordat lucht in de grenslaag veel makkelijker uit een gebied naar alle kanten kan wegstromen dan toestromen richting een centrum. Je kunt dit misschien beter zien bij een stroperige vloeistof dan bij lucht. Denk je in dat je een grote bak hebt met yoghurt. Midden in de bak zit een gat in de bodem met daaronder een pomp, die yoghurt naar beneden uit de bak kan pompen of, met dezelfde snelheid, omhoog de bak in. De wanden van de kolk waar de vloeistof in het gat verdwijnt zijn een stuk steiler dan de wanden van de bult op die plaats als de vloeistof naar boven komt. Een ander verschil tussen de stromingen in een depressie en in een hogedrukgebied heeft te maken met de draaiing. In een depressie stroomt de lucht in een soort spiraal omhoog. De paarse lijnen in de tekening van figuur 77 geven dan ook niet de luchtbeweging zelf aan, maar (ongeveer) het gebied waarin de wervel draait. Bij de instroom onderin wordt de straal van de draaiende beweging kleiner, waardoor de roter. wervel zich ‘strekt’. En net als bij een ijsdanseres wordt dan de draaisnelheid g Bij de uitstroom van de neerwaartse beweging in een hogedrukgebied geldt het omgekeerde. De wervel wordt platter en vertraagt.

divergentie

convergentie

Figuur 76 Convergentie beneden en divergentie boven

convergentie

divergentie

Figuur 77 Convergentie boven en divergentie beneden

cyclonale draaiing

toename 1000 hPa

55 Leg uit waardoor bij het uitpompen de ‘put’ in de yoghurt dieper wordt dan de ‘berg’ hoog is bij het naar binnen pompen.

56 Leg nu uit waardoor rond een hogedrukgebied de isobaren nooit zo dicht op elkaar komen te liggen als rond een stormdepressie.

Figuur 78 In een depressie wordt door wervelstrekking de bochtstraal kleiner en de snelheid groter, net als bij een pirouette.

6 Verdieping Geofysica

Tropische cyclonen

hoogte h (km)

Figuur 79 Tropische cycloon op weg naar Florida

tropopauze

In een tropische storm neemt de stormwind boven zee enorme hoeveelheden verdampt zeewater op en voert die mee omhoog. In een soort verticale muren van stortbuien beweegt daar lucht met waterdamp omhoog die condenseert en zo de complexe stormspiralen aanjaagt en in beweging houdt. Eenmaal boven land is er geen toevoer van waterdamp meer zodat de cycloon in kracht afneemt, maar eerst nog wel zeer zware buien kan geven. In het centrum (het oog) van een cycloon is de druk aan het zeeoppervlak extreem laag en het zeeoppervlak daardoor opgetild. Als de cycloon aan land gaat, kan dat bij een oplopende zeebodem een enorme vloedgolf geven. De Caraïbische cyclonen beginnen vaak als tropische bui boven Afrika en bewegen dan met de passaatwind mee de Atlantische Oceaan op. Soms ontwikkelt zich dan een tropische cycloon. Eenmaal boven land sterft zo’n cycloon langzaam uit, doordat hij geen voeding meer krijgt uit warm zeewater. NOORDAMERIKA

an Golf v o Mexic

tropische cycloon

Atlantische Oce aan

tropische storm

oog

AFRIKA

e Zee ibisch Car 300

200

100

200 300 straal r (km)

Figuur 80 Dwarsdoorsnede door een tropische cycloon

tropische depressie ZUIDAMERIKA

tropische storing 0

1.000

2.000 km

1 : 105.000.000

Figuur 81 Ontwikkeling van een tropische cycloon tijdens de oversteek van Afrika naar Amerika

57 Voor de ontwikkeling van een tropische cycloon zijn drie voorwaarden essentieel: 1 Het zeewater moet tenminste 26 °C zijn. 2 De atmosfeer moet instabiel zijn. 3 De storm moet zich niet dichter bij de evenaar bevinden dan 5°. a Leg uit waarom 1 een voorwaarde is. b Leg uit waarom 2 een voorwaarde is. c Leg uit waarom 3 een voorwaarde is.

58 Zoek op internet op wanneer en waar ‘Katrina’ was en waardoor deze cycloon zoveel schade aanrichtte. Maak hierover een kort en bondig verslag.

Geofysica

Afsluiting

HOOFDSTUKVRAAG EN SAMENVATTING 59 De hoofdstukvraag was: Waardoor ontstaan weersverschijnselen zoals wind, depressies, bewolking en neerslag? Geef een uitgebreid en compleet antwoord op deze vraag.

60 Maak een samenvatting van dit hoofdstuk door antwoord te geven op de volgende vragen. a Leg uit waardoor de luchtdruk in de atmosfeer afneemt met de hoogte. b Leg uit waardoor de temperatuur van opstijgende lucht in de troposfeer afneemt met de hoogte. c Leg uit waardoor de temperatuur boven de tropopauze weer enigszins toeneemt met de hoogte. d Leg uit waardoor convectieve menging niet hoger doorgaat dan de tropopauze. e Leg uit waardoor de relatieve vochtigheid toeneemt in opstijgende vochtige lucht. f Leg uit waardoor er vóór zonsopkomst aan het strand een zwakke wind richting zee kan waaien, als het de hele nacht helder en windstil is geweest. g Leg uit waardoor de gradiëntkracht ontstaat en hoe die boven de grenslaag samenhangt met de isobaren. h Leg uit wat de corioliskracht is en waardoor die ontstaat. i Hoe is de corioliskracht gericht en waar hangt de grootte vanaf? j Leg uit waardoor in een cyclonale stroming de windsnelheid boven de grenslaag kleiner is dan de geostrofische windsnelheid. k Leg uit waardoor het op 100 m hoogte op zee harder waait dan op land, bij dezelfde isobarenafstand. l Is er op 5 km hoogte in een hogedrukgebied divergentie of convergentie van lucht? Leg uit. m Leg uit waardoor de straalstroom steeds sterker zou worden als het polaire front en de straalstroom recht zouden zijn en blijven langs dezelfde noorderbreedte. n Wat is een koufront en welke invloed heeft het op het weer? Leg uit. o Waardoor komt bij een warmtefront eerst bewolking over en voel je pas later een temperatuurverhoging? p Wat is een geoccludeerd front en waardoor ontstaat het? q Waardoor is het in een hogedrukgebied altijd droog en meestal helder weer? r Wat is een rossby-golf en wat heeft zo’n golf voor invloed op het ontstaan van een depressie?

Begrippenkaart Ga na of je van elk begrip goed weet wat het betekent.

Formules, grootheden en eenheden Noteer bij elk symbool in de formule de naam van de grootheid en eenheid. Vermeld in welke situatie(s) de formule gebruikt wordt.

Samenvatting Bestudeer de samenvatting.

Diagnostische toets Test je kennis over dit katern.

Keuzeonderwerpen 1 Klimaatverandering 2 Rekenen aan het weer met computer modellen 3 Zeespiegelstijging 4 Buienradar

7 Afsluiting Geofysica

EINDOPGAVEN 61 Een heteluchtballon heeft geen eigen voortstuwing en waait met de wind mee. Zo’n ballon heeft dus ook geen stuur of roer. Wel kan de piloot de hoogte veranderen door de brander aan te zetten of juist uit te laten. a Leg uit waardoor de ballon zakt als de piloot de brander een tijd uit laat. b Leg uit dat de ballon gaat stijgen als de piloot de brander laat loeien. c Leg uit waardoor de piloot een beetje kan sturen door hoger of lager te gaan zweven. d Moet de piloot gaan stijgen of dalen om iets naar rechts te sturen? Leg uit.

62 In een afgesloten petfles zit een bodempje warm water. a b c d e f

Figuur 82 Een petfles met een beetje water

waterdampdichtheid ρdamp (g/m3)

63 Een grote bel lucht is aan het aardoppervlak verwarmd tot 30 °C en heeft een

relatieve vochtigheid van 70%. De luchtbel gaat stijgen en koelt per 100 m 1,0 K af door expansie. Bepaal aan de hand van figuur 83 op welke hoogte waterdamp in de luchtbel gaat condenseren.

50 40 30

64 Om de Mount Everest (8848 m) te kunnen bedwingen moet je een zeer erva-

20 10 0

Leg uit waardoor er mist kan ontstaan in de fles als je hem plotseling loslaat, nadat je hem eerst langzaam hebt ingedrukt (zie figuur 82). Leg uit waardoor de mist na verloop van tijd weer verdwijnt. Leg uit waardoor de proef beter lukt als je eerst een brandende lucifer in de fles gooit. Als je de fles snel weer indrukt nadat de mist is ontstaan, lost de mist op. Verklaar dit. Leg uit wanneer en waar in de atmosfeer hetzelfde kan gebeuren als in de fles bij a. Leg uit waardoor in de fles bij b de mist sneller weer verdwenen is dan in de atmosfeer. Leg uit wanneer en waar in de atmosfeer hetzelfde kan gebeuren als in de fles bij d.

-20

-10

20 30 40 temperatuur T (°C)

Figuur 83 Waterdampdichtheid en dauwpunt

ren en topfitte klimmer zijn, en gedurende enige tijd in een lager gelegen basiskamp hebben vertoefd om te acclimatiseren. Je krijgt daar (te) weinig zuurstof binnen. a Leg uit waardoor je zo snel ‘buiten adem’ raakt op die grote hoogte. b Leg uit waardoor je op Mount McKinley in het noorden van Canada nog moeilijker aan je zuurstof komt, terwijl die piek ‘maar’ 6200 m hoog is.

65 Hoe kun je uit het stromingspatroon van de straalstroom op 5 km hoogte afleiden waar zich aan de grond een hogedrukgebied ontwikkelt? Verklaar dit.

Geofysica 7 Afsluiting

66 De Kaapverdische eilanden liggen voor de kust van Afrika op 15° N.B. In januari waaien daar regelmatig wolken over met de noordoost-passaat. a Leg uit waardoor die noordoost-passaat ontstaat. b Leg uit dat heel hoge bewolking de andere kant op waait. c Leg uit waardoor er alleen regen uit de bewolking valt op de eilanden met bergen en niet op de vlakke eilanden.

67 Volgens de atlas is de afstand van Reykjavik naar Edinburgh 1350 km. E dinburgh ligt op zeeniveau en op 56° N.B. De luchtdichtheid op zeeniveau is 1,3 kg/m3. Bepaal de geostrofische windsnelheid boven Edinburgh op de dag van de weerkaart van figuur 84.

Figuur 84 Weerkaart boven IJsland en Engeland

Leerdoelen Geofysica

Leerdoelen PA R AG R A A F 2 AT M O S F E E R Ik kan

Acties

de volgende begrippen beschrijven en toepassen: atmosferische luchtdruk, luchtdichtheid, convectie, troposfeer, tropopauze, stratosfeer, verdamping, waterdampdichtheid, condensatie, verzadiging, dauwpunt, relatieve vochtigheid, stralingsbalans, temperatuurinversie. uitleggen hoe de luchtdruk, de luchtdichtheid en de temperatuur afhangen van de hoogte in de atmosfeer.

uitleggen waardoor bij het aardoppervlak verwarmde lucht opstijgt en bij dat opstijgen afkoelt.

uitleggen hoe verdamping, convectieve menging en condensatie zorgen voor warmtetransport van het aardoppervlak naar de atmosfeer.

de stralingsbalans van de atmosfeer en het aardoppervlak kwalitatief beschrijven.

met het diagram van de verzadigde waterdampdichtheid als functie van de temperatuur bij een gegeven relatieve vochtigheid en luchttemperatuur het dauwpunt bepalen

met het diagram van de verzadigde waterdampdichtheid als functie van de temperatuur van het dauwpunt, bij een gegeven luchttemperatuur en waterdampdichtheid de relatieve vochtigheid bepalen

PA R AG R A A F 3 W I N D Ik kan

Acties

de volgende begrippen beschrijven en toepassen: isobaar, drukgradiënt, gradiëntkracht, corioliseffect, schijnkracht, corioliskracht, geostrofische wind, grenslaag, cyclonaal, anti-cyclonaal, convectieve menging, convectieve circulatie. uitleggen hoe zeewind ontstaat door verschillen in opwarming boven land en zee.

uitleggen waardoor het corioliseffect ontstaat.

uitleggen waardoor de geostrofische wind langs rechte, evenwijdige isobaren waait.

de formule afleiden voor de geostrofische windsnelheid (uit F grad = − Fc  or) . uitleggen waardoor in de grenslaag de wind schuin over de isobaren waait.

uitleggen hoe en waardoor de windsnelheid afwijkt van de geostrofische windsnelheid bij een cyclonale en een anticyclonale kromming van de isobaren.

Geofysica Leerdoelen

Ik kan

Acties

uit een weerkaart met isobaren de drukgradiënt in een gegeven punt bepalen.

berekeningen maken met en redeneren met de formules voor de gradiëntkracht, de corioliskracht en de formule voor de geostrofische windsnelheid: ∆ p Fg  rad = −  ___  , Fc  or = ρ ∙ f ∙ v met ∆ x ∆ p f = 1,45·10−4 × sin (φ) en v geostrofisch = ____   1       ∙  ___  . ( ρ ∙ f ) ∆ x

PA R AG R A A F 4 A LG E M E N E C I RC U L AT I E M E T S T R A A L S RO M E N E N F RO N T E N Ik kan de volgende begrippen beschrijven en toepassen: algemene circulatie, passaatwind, front, frontvlak, frontale zone, koufront, warmtefront, luchtmassa, straalstroom, rossby-golf, lagedrukgebied of depressie, hogedrukgebied, divergentie, convergentie.

Acties

het verloop van de binnenkomende stralingsenergie van de zon en de door de aarde uitgezonden stralingsenergie als functie van de geografische breedte schetsen. uitleggen hoe het energieoverschot in de tropen zich door de algemene circulatie verspreidt over de aardbol.

uitleggen waar en hoe de straalstroom op gematigde noorderbreedte ontstaat, en welke bijdrage deze levert aan de algemene circulatie.

uitleggen waar en hoe onder een rossby-golf in de straalstroom een lagedrukgebied (of depressie) en een hogedrukgebied ontstaan.

PA R AG R A A F 5 R E G E N E N ZO N N E S C H I J N Ik kan

Acties

de volgende begrippen beschrijven en toepassen: koufront, warmtefront, occlusiefront, frontvlak.

uitleggen waardoor er sprake is van het ontstaan van bewolking in een stijgende luchtstroom, en het oplossen van bewolking in een dalende luchtstroom.

uitleggen waar en hoe neerslag ontstaat bij een warmtefront, koufront en occlusiefront.

beschrijven hoe een lagedrukgebied verdiept of opvult.

Newt$n

9 789006 987942