K1 Geofysica

K1 Geofysica
Weer en klimaat| vwo
Uitwerkingen basisboek
K1.1 INTRODUCTIE
1
[W] Voorkennistest
2
Waar of niet waar?
a Waar
b Waar
c Niet waar: Temperatuur is een maat voor de gemiddelde kinetische energie van de
moleculen en heeft de eenheid graden Celsius (°C). Warmte is een vorm van energie
van een bepaald voorwerp of een bepaald volume van een gas, en heeft de eenheid
joule (J).
d Niet waar: De luchtdruk is evenredig met de dichtheid van het gas als de temperatuur
constant is.
3
a
De opwaartse kracht is gelijk aan het gewicht van een even groot volume lucht.
4
4
3
3
1,5 3
𝑉ballon = ∙ 𝜋 ∙ 𝑟 3 = ∙ 𝜋 ∙ ( ) = 1,77 m3 
2
𝑚lucht = 𝜌lucht ∙ 𝑉ballon = 1,3 ∙ 1,77 = 2,30 kg 
𝐹opw = 𝐹z,lucht = 𝑚lucht ∙ 𝑔 = 2,30 ∙ 9,81 = 22,5 = 23 N.
b
c
Het verschil tussen de opwaartse kracht en de massa van de met helium gevulde
ballon is de omhoog gerichte trekkracht.
𝑚helium = 𝜌helium ∙ 𝑉ballon = 0,18 ∙ 1,77 = 0,319 kg 
𝑚ballon met helium = 𝑚helium + 𝑚ballon = 0,319 + 0,600 = 0,919 kg 
𝐹z,ballon met helium = 𝑚ballon met helium ∙ 𝑔 = 0,919 ∙ 9,81 = 9,0 N 
𝐹omhoog = 𝐹opw − 𝐹z,ballon met helium = 22,5 − 9,0 = 13,5 N.
De berekende omhoog gerichte trekkracht is 0,5 N groter dan de gemeten trekkracht.
Dat betekent de zwaartekracht op de ballon met helium in werkelijkheid 0,5 N groter is
en dat komt doordat de druk van het helium in de ballon iets hoger is dan de
buitenluchtdruk. Er zit dus 0,5/9,8= 0,05 kg meer helium in 1,77 m 3, de dichtheid is
0,03 kg/m 3 hoger. Het helium is dus iets samengeperst waardoor de dichtheid 17 %
hoger is dan de genoemde 0,18 kg/m3.
Direct na het loslaten is de kracht omhoog nog 13 N, terwijl de zwaartekracht op de
sonde 𝐹z,sonde = 𝑚sonde ∙ 𝑔 = 0,250 ∙ 9,81 = 2,5 N is. Dus is de nettokracht: 𝐹res =
13 − 2,5 = 10,5 = 11 N.
d
e
Doordat de nettokracht niet nul is zal de snelheid van de ballon toenemen. Als de
snelheid toeneemt, neemt de luchtweerstand snel toe totdat deze net zo groot is als
de omhoog gerichte kracht van de ballon.
Bij het stijgen daalt de druk in de ballon en het volume stijgt: 𝑝1 ∙ 𝑉1 = 𝑝2 ∙ 𝑉2 met
𝑝1 = 1,0 ∙ 105 Pa, 𝑉1 = 1,77 m3 en 𝑉2 =
𝑝2 =
f
4
𝑝1 ∙𝑉1
𝑉2
=
1,0∙105 ∙1,77
11,3
4
4
6,0 3
∙ 𝜋 ∙ 𝑟 3 = 3 ∙ 𝜋 ∙ ( 2 ) = 11,3 m3 
3
= 0,1566 ∙ 105 Pa.
De druk is dus afgenomen tot 1,6∙104 Pa.
Hoger in de lucht is de temperatuur van de lucht lager, dus zal de ballon zijn warmte
afstaan aan de koudere lucht eromheen waardoor temperatuur van de ballon daalt.
[W] Zonneboiler
© ThiemeMeulenhoff bv
CONCEPT
Pagina 1 van 20
5
[W] Bocht in de rivier
K1.2 ATMOSFEER
6
[W] Experiment: Atmosferische luchtdruk meten met een tuinslang
7
[W] Experiment: Hoogte meten met een glazen colafles
8
[W] Experiment: Convectie in een theepot
9
[W] Experiment: Dauwpunt bepalen
10
[W] Experiment: Afkoeling door expansie
11
Waar of niet waar?
a Niet waar: Zuurstof wordt door planten uitgeademd, ozon ontstaat doordat hoog in de
atmosfeer zuurstof door ultraviolette straling in het zonlicht wordt gesplitst.
(toevoeging: in de stratosfeer wordt een zuurstofmolecuul (O 2) gesplitst in
zuurstofatomen (2 O) en vervolgens vormt een los zuurstofatoom met een
zuurstofmolecuul dan een ozonmolecuul (O 3).
b Niet waar: Verwarmde lucht wordt door de omringende koude lucht ‘opgetild’, daarbij
duwt de koude lucht de verwarmde lucht weg.
c Niet waar: In alle punten van een isobaar is de luchtdruk hetzelfde.
d Niet waar: De opgetilde warme lucht zet uit doordat de omgevingsdruk afneemt. Bij
dat uitzetten koelt de lucht af. De temperatuur in de atmosfeer neemt dus niet toe,
maar af, met de hoogte.
e Niet waar: Een druk van 1 bar is evenveel als 1000 hPa.
f
Waar
g Niet waar: Het dauwpunt heeft als eenheid °C.
h Waar
12
a
b
c
De grondmist is ontstaan door de afkoeling van de luchtlaag aan het aardoppervlak.
Door de afkoeling komt de temperatuur van de lucht onder het dauwpunt en ontstaan
er condensatiedruppels, die zichtbaar zijn als mist.
De luchtlaag waarin de mist ontstaat is kouder dan de lucht erboven, dus zal deze
luchtlaag niet worden opgetild door de omringende lucht (zoals bij warme lucht wel
gebeurt).
De zon verwarmt het aardoppervlak waardoor de lucht aan het aardoppervlak
verwarmd wordt en de temperatuur van de luchtlaag met mist weer snel boven het
dauwpunt uitkomt en de mist verdampt.
13
a
De wolk koelt bij het stijgen af door expansie. Maar zolang de temperatuur van de
wolk hoger is dan die van zijn omgeving, blijft de wolk stijgen. Boven de inversie van
de tropopauze wordt de omgeving echter warmer en daardoor stopt de wolk met
stijgen zodra zijn temperatuur gelijk is geworden aan die van zijn omgeving.
© ThiemeMeulenhoff bv
CONCEPT
Pagina 2 van 20
b
14
Doordat de temperatuur van de lucht bij het aardoppervlak in de tropen hoger is dan
in de poolstreken, neemt in de tropen de dichtheid minder sterk af met de hoogte. En
daardoor neemt de luchtdruk in de tropen minder snel af met de hoogte en zal de
troposfeer dus dikker zijn. Als de luchtdruk minder snel afneemt met de hoogte, neemt
ook de temperatuur in een wolk minder snel af met de hoogte en kunnen de wolken
langer worden ‘opgetild’.
In een lokaal verzamelt de warme lucht zich bovenin en kan niet weg, terwijl de warme
lucht in de atmosfeer steeds maar door blijft stijgen. Bij dat stijgen zet de lucht uit en koelt
af door de expansie.
15
a
b
c
d
Ja
De energie wordt omgezet in meer bewegingsenergie van de luchtmoleculen, warmte
van de lucht.
De temperatuur van de lucht stijgt tijdens het samenpersen.
Bij (snelle) expansie neemt de bewegingsenergie van de luchtmoleculen af doordat de
luchtmoleculen arbeid verrichten, dus daalt de temperatuur.
16
a
b
Door de ijle lucht op die hoogte is er niet genoeg massa voor de wieken van de
helikopter om zich tegen af te zetten en zo de helikopter ‘in de lucht te houden’.
De luchtdruk is er heel laag, dus als je je longen groter maakt om in te ademen wordt
de buitenlucht minder hard naar binnen geduwd. Bovendien is de lucht er heel ijl (lage
dichtheid) dus bevat een liter lucht daar minder luchtmoleculen. Bij iedere ademteug
krijg je dus maar weinig lucht met weinig zuurstof binnen.
17
a
b
c
18
Alleen heel speciale (spionage-)vliegtuigen kunnen op die hoogte vliegen en ook
alleen met hoge snelheid. Daar kan de parachutist niet uit springen.
Zonder drukpak zou een mens ‘opgeblazen’ worden in een omgeving waar de
luchtdruk zo laag is. En het ruimtepak beschermt de parachutist tegen de zeer strenge
koude.
Op die hoogte is de dichtheid van de lucht veel lager, dus is de luchtweerstand veel
lager en kan een veel hogere snelheid bereikt worden.
Eigen antwoord van de leerling
19
a
b
c
Aan de hand van de gemeten luchtdruk kun je met de hydrostatische drukvergelijking
de hoogte berekenen.
De temperatuur is, naast de hoogte, ook een variabele in de hydrostatische
drukvergelijking.
Door het aan het begin van de dag gelijkstellen van de hoogtemeter met de werkelijke
hoogte waarop je je bevindt, leg je voor die dag de luchtdruk op de starthoogte vast
(p(h=0)).
20
a
Condensatie van waterdamp vindt plaats als de temperatuur onder het dauwpunt is en
als er condensatiekernen aanwezig zijn.
© ThiemeMeulenhoff bv
CONCEPT
Pagina 3 van 20
b
c
d
Het vliegtuig stoot na verbranding uitlaatgassen met waterdamp uit, dus is de
waterdampdichtheid achter het vliegtuig hoger. Door de lage temperatuur op die
hoogte is de temperatuur beneden het dauwpunt. De stofjes in de lucht en
roetdeeltjes in de uitlaatgassen doen dienst als condensatiekernen.
Hoog in de lucht is de temperatuur zo laag dat er in plaats van waterdruppels
ijskristallen ontstaan.
Vlak achter het vliegtuig zijn de uitlaatgassen nog erg warm, daar is de temperatuur
nog boven het dauwpunt.
21
a
b
In de buurt van het raam is de temperatuur lager dan in de rest van de kamer. Als de
temperatuur lager is, ligt het dauwpunt volgens figuur 16 bij een lagere
luchtvochtigheid, dus is het mogelijk dat dezelfde waterdampdichtheid in de buurt van
het raam wel een relatieve luchtvochtigheid heeft van 100% en in de rest van de
kamer niet.
Als je uitademt tegen je brillenglas verhoog je de relatieve luchtvochtigheid bij het glas
doordat de uitgeademde warme lucht meer waterdamp bevat.
22
a
b
c
De condensatiestroom hangt alleen af van de hoeveelheid watermoleculen die zich
dichtbij het wateroppervlak bevinden. De moleculen die zich dichtbij het
wateroppervlak bevinden kunnen ‘per ongeluk’ in het water opgenomen worden.
Als de temperatuur van het water toeneemt bewegen de watermoleculen in het water
sneller, waardoor de kans groter wordt dat ze uit het wateroppervlak ontsnappen. Er
zullen dus vaker watermoleculen ontsnappen, wat betekent dat de verdamping
toeneemt.
Door de toename van de verdamping neemt het aantal watermoleculen boven het
wateroppervlak ook toe, waardoor ook de condensatiestroom weer toeneemt. Bij deze
hogere temperatuur van het water ontstaat er een nieuw evenwicht waarbij er meer
watermoleculen boven het wateroppervlak aanwezig zijn, dus waarbij de
verzadigingsdichtheid groter is.
23
a
b
De relatieve luchtvochtigheid geeft de verhouding aan tussen de hoeveelheid
waterdamp in een bepaald volume bij een bepaalde temperatuur en de maximale
hoeveelheid waterdamp in dat volume bij die temperatuur. Verdamping en
condensatie zijn processen die alleen betrekking hebben op de water(damp)
moleculen. De andere luchtmoleculen, spelen geen rol. Aangezien de hoeveelheid
waterdamp in de lucht verwaarloosbaar is ten opzichte van de andere bestanddelen,
is de luchtdruk niet van invloed op verdamping en condensatie in de open lucht. Bij
een hogere luchtdruk zitten alle moleculen dichter op elkaar (het volume neemt af),
dus nemen zowel de maximale hoeveelheid waterdamp in dat volume als de
werkelijke hoeveelheid waterdamp in dat volume toe. De verhouding verandert dus
niet en daarmee de relatieve luchtvochtigheid ook niet.
Als lucht afkoelt neemt de maximale hoeveelheid waterdamp, die de lucht kan
bevatten, af. Omdat de relatieve luchtvochtigheid de verhouding is tussen de
hoeveelheid waterdamp in een bepaald volume en de maximale hoeveelheid
waterdamp die de lucht kan bevatten bij die temperatuur, neemt de relatieve
luchtvochtigheid dus toe als de lucht afkoelt.
© ThiemeMeulenhoff bv
CONCEPT
Pagina 4 van 20
24
De totale hoeveelheid energie per dag is
𝐸 = 𝑃 ∙ 𝑡 = 40 ∙ 1015 ∙ 24 ∙ 3600 = 3,46 ∙ 1021 J.
De hoeveelheid water die daarvoor moet verdampen en weer condenseren is
3,46∙1021
= 1,53 ∙ 1015 kg.
2,26∙106
De dichtheid van water is 998,2 kg/m3, dus is de hoeveelheid verdampt en gecondenseerd
water is per dag
1,53∙1015
998,2
= 1,53 ∙ 1012 m3 .
Eén zwembad heeft een volume van 50 × 12 × 2 = 1000 m3 , dus het aantal
zwembaden dat gevuld kan worden met de gecondenseerde waterdamp is
1,53∙1012
1000
= 1,53 ∙ 109 = 1,5 miljard.
25
𝑝∙𝑀lucht
= 1,2 kg/m3 .
𝑇 = 273 + 25 = 298 K  𝜌 =
b
c
𝐹z = 𝑚 ∙ 𝑔 = 1,2 ∙ 9,81 = 11,7 = 12 N.
d
𝑝300 m = 1020 ∙ 102 − 300 ∙ 12 = 1020 ∙ 102 − 36 ∙ 102 = 985 ∙ 102 Pa
= 985 hPa.
e
𝑅∙𝑇
=
1020∙102 ∙29∙10−3
a
8,31∙298
Bekijk één m 3 lucht als een blok van 1 bij 1 bij 1 m. Het grondoppervlak is dan 1 m 2 en
de hoogte is 1 m. Als je één meter omhoog gaat neemt het gewicht van de lucht
boven je af met 12 N per m2 oppervlak. Dus is de drukafname 12 Pa per meter
stijging.
𝑔∙𝑀lucht
)∙ℎ
𝑅∙𝑇
𝑝 = 𝑝(ℎ=0) ∙ 𝑒 −(
= 985 hPa.
= 1020 ∙ 102 ∙ 𝑒
9,81∙29∙10−3
)∙ℎ
8,31∙298
−(
= 985 ∙ 102 Pa
f
De antwoorden zijn gelijk, dus voor het berekenen van de druk op hoogtes tot 300
meter is de wiskundige oplossing van de hydrostatische grondvergelijking niet nodig.
a
𝑇 = 273 + 27 = 300 K 
26
∆𝑝
∆ℎ
b
=
𝑔∙𝑀lucht
𝑅∙𝑇
∙𝑝 =
9,81∙29∙10−3
8,31∙300
∙ 1010 ∙ 102 = 11,53 Pa/m 
∆𝑝 = 11,53 ∙ 2000 = 2,305 ∙ 104 Pa = 230,5 hPa 
𝑝 = 1010 + 230,5 = 12,41 hPa = 1,24 ∙ 105 Pa.
De druk is 2,305∙105 Pa hoger: 𝜌 ∙ 𝑔 ∙ ℎ = 2,305 ∙ 105 en de dichtheid van water is
998 kg/m3. Dit invullen geeft: 998 ∙ 9,81 ∙ ℎ = 2,305 ∙ 105  ℎ = 2,35 m. Dus de
mijnwerkers ervaren een druk alsof ze zich 2,35 m onder water bevinden. Dat legt dus
een zware druk op de mijnwerkers.
c
𝑔∙𝑀lucht
)∙ℎ
𝑅∙𝑇
𝑝 = 𝑝(ℎ=0) ∙ 𝑒 −(
= 1010 ∙ 102 ∙ 𝑒
9,81∙29∙10−3
)∙(−2000)
8,31∙300
−(
= 1,27 ∙ 105 Pa.
d
Antwoord c is betrouwbaarder want bij antwoord a wordt er geen rekening mee
gehouden dat de druk continue verandert met de hoogte en dat gebeurt bij de
oplossing volgens antwoord c wel.
a
De relatief warme lucht boven het water wordt opgetild door de koude lucht die
eronder stroomt .
27
© ThiemeMeulenhoff bv
CONCEPT
Pagina 5 van 20
b
Door menging van de twee luchtsoorten wordt de gemiddelde temperatuur ongeveer
5 °C. De verzadigde damp van 15 °C bevat 13 g/m3 waterdamp en de lucht van -5 °C
bevat minder dan 3 g/m3. Gemiddeld zal er dus ongeveer 8 g/m 3 waterdamp in de
gemengde lucht zitten bij een temperatuur van ongeveer 5 °C, terwijl het
verzadigingspunt van deze lucht 7 g/m3 is, dus zal er condensatie optreden.
a
De lucht in de opstijgende open lampion zet uit en koelt daardoor af. De gemiddelde
temperatuurdaling door expansie is in de onderste kilometers van de atmosfeer 1,0 K
per 100 meter. De lucht in de lampion is op een hoogte van 4,0 km gedaald met 40 K.
Trek in figuur 27 een lijn door de punten (293 K, 0 km) en (253 K, 3 km). Het snijpunt
met de paarse lijn ligt bij 1,9 km. Hoger stijgt de lampion niet want dan is hij kouder
dan de omgeving en zakt weer terug. Zie figuur.
b
c
Aflezen in figuur 27 bij een hoogte van 1,9 km geeft: 𝑇 = 274 K = 1 °C.
Aflezen in figuur 26 geeft dat bij 1 °C de maximale waterdampdichtheid 5,5 g/m 3 is,
dus kan er maximaal 5,5 g/m3 waterdamp in de lucht zitten. Bij 20 °C is de maximale
waterdampdichtheid17,3 g/m3, dus is de relatieve vochtigheid in de lampion maximaal
28
5,5
17,3
d
× 100% = 32%.
Als de relatieve vochtigheid in de lampion bij het loslaten groter is, zit er meer
waterdamp in de lampion. Met 80 % relatieve vochtigheid bevat de lampion 13,5 g/m3
waterdamp bij 20 °C, volgens figuur 26. Bij afkoeling tot 16 °C (289 K) raakt deze lucht
verzadigd, volgens figuur 26. Als de lampion gestegen is tot 200 m vindt er dan
condensatie plaats in de lucht in de lampion, waardoor de afkoeling bij verder stijgen
minder snel gaat. In figuur 27 loopt de zwarte lijn vanaf die hoogte steiler. De lampion
komt daardoor hoger. .
29
[W] Experiment: Schoorsteentrek
30
[W] Berekening van schoorsteentrek
31
a
De lucht bovenin de schoorsteen staat in rechtstreekse open verbinding met de lucht
buiten de schoorsteen op dezelfde hoogte. Een eventueel drukverschil wordt gelijk
teniet gedaan doordat de lucht vrij kan stromen van de ene naar de andere plek, dus
zijn beide luchtdrukken gelijk.
© ThiemeMeulenhoff bv
CONCEPT
Pagina 6 van 20
b
c
De warme lucht in de schoorsteen is uitgezet, waardoor er minder lucht in de
schoorsteen is. Van boven naar beneden gaande neemt de luchtdruk toe met het
gewicht (per m2) van de lucht tussen boven en beneden. In de warme schoorsteen
neemt de luchtdruk dus minder toe als je van boven naar beneden gaat dan buiten de
schoorsteen, waardoor de luchtdruk beneden in de schoorsteen minder groot is dan
buiten de schoorsteen op de dezelfde hoogte..
Bij een goed geïsoleerde wand zal de lucht in de schoorsteen nauwelijks afkoelen
tijdens het opstijgen, zodat de luchtdichtheid in de schoorsteen laag blijft en onderin
de schoorsteen het drukverschil met de buitenlucht op maximaal. . Een groter
luchtdrukverschil zorgt ervoor dat verse lucht sneller wordt aangevoerd. Daardoor
krijgen de ovens meer zuurstof en zullen harder branden.
32
a
Op de foto zijn de mensen zijn ongeveer 5,5 mm hoog en is de mand ongeveer 4,5
mm breed. Een mens is in werkelijkheid ongeveer 1,70 m lang, dus zal de mand
ongeveer
b
c
d
e
4,5
5,5
× 1,70 = 1,4 m breed zijn
De ballon is 45 mm breed en dat is 10 keer zo groot als de breedte van de mand. De
diameter van de ballon is dus ongeveer 14 m. (andere keuze: 18 m)
4
4
𝑉 = 3 ∙ 𝜋 ∙ 𝑟 3 = 3 ∙ 𝜋 ∙ 7,03 = 1,4 ∙ 103 m3 . (3.103 m3)
Er zitten ongeveer 6 (3) mensen in de ballon met een gemiddelde massa van 70 kg.
De mand met ballon weegt ongeveer 50 kg (200 kg), dus is de totale massa
6 ∙ 70 + 50 = 470 kg. Dan is: 𝐹z,mand = 𝑚 ∙ 𝑔 = 470 ∙ 9,81 = 4,7 ∙ 103 N = 4, kN.
De temperatuur is ongeveer 10 °C ofwel 283 K.
Bij opstijgen is de opwaartse kracht Fopw minstens gelijk aan de zwaartekracht Fz.
In Binas is te vinden dat de dichtheid van lucht bij 273 K 1,29 kg/m 3 is.
Uit 𝜌lucht
=
𝑝∙𝑀lucht
𝑅∙𝑇
volgt dat bij gelijke druk geldt dat 𝜌 ∙ 𝑇 = constant,
dus 1,29 ∙ 273 = 𝜌lucht ∙ 283  voor de buitenlucht 𝜌lucht = 1,24 kg/m3 .
𝐹opw = 𝑚 ∙ 𝑔 = 𝜌lucht ∙ 𝑉 ∙ 𝑔 = 1,24 ∙ 1,4 ∙ 103 ∙ 9,81 = 17,1 ∙ 103 N = 17,1 kN.
(36 kN)
𝐹opw = 𝐹z,mand + 𝐹z,lucht in ballon  𝐹z,lucht in ballon = 17,1 − 4,7 = 12,4 kN. (32 kN)
𝐹z,lucht in ballon = 𝜌lucht in ballon ∙ 𝑉 ∙ 𝑔 
𝜌lucht in ballon =
𝜌lucht in ballon =
𝑇=
𝐹z,lucht in ballon
𝑉∙𝑔
𝑝∙𝑀lucht
𝑝∙𝑀lucht
𝑅∙𝜌lucht in ballon
12,4∙103
= 1,4∙103 ∙9,81 = 0,90 kg/m3. (1,09)

𝑅∙𝑇
1,0∙105 ∙0,029
=
8,31∙0,90
= 387 K = 115 °C. (320 K = 47 oC)
Een (gemiddelde) temperatuur van meer dan 100 oC van de lucht in de ballon lijkt wat
veel. Zoals blijkt uit de getallen tussen haakjes, is bij een iets andere schatting van de
afmeting van de ballon het antwoord dus heel anders (meer realistisch?).
K1.3 WIND
33
[W] Experiment: Convectie in het lab
34
[W] Experiment: Bewegen op een draaischijf
© ThiemeMeulenhoff bv
CONCEPT
Pagina 7 van 20
35
Waar of niet waar?
a Waar Isobaren zijn lijnen of vlakken van gelijke luchtdruk. De getekende lijnen zijn
snijlijnen met een horizontaal of verticaal vlak.
b Niet waar: Zeebries is de wind die van zee naar het land waait.
c Niet waar: In de grenslaag waait het minder hard dan daarboven.
d Niet waar: Een cyclonale stroming draait op het noordelijk halfrond van bovenaf
gezien tegen de klok in en op het zuidelijk halfrond met de klok mee.
e Niet waar: Op het zuidelijk halfrond is de stroming rond een lagedrukgebied cyclonaal
en rond een hogedrukgebied anticyclonaal, net als op het noordelijk halfrond. Het
verschil is dat de cyclonale stroming op het noordelijk halfrond linksom gaat en op het
zuidelijk halfrond rechtsom. De anticyclonale stroming gaat rechtsom op het noordelijk
halfrond en linksom op het zuidelijk halfrond.
36
Zonder zon koelt het strand snel af doordat de warmte wordt uitgestraald. In zee zakt het
afgekoelde oppervlaktewater naar beneden en wordt vervangen door warmer water
bovenaan. Daardoor neemt de temperatuur van de lucht boven zee maar langzaam af. De
circulatie is daardoor dus precies andersom: er ontstaat een landwind.
37
a
b
c
d
38
Tijdens het rollen draait de schijf onder de bal door.
Als je op de schijf zit lijkt de bal naar rechts af te wijken, dus werkt de schijnkracht
naar rechts.
Een kracht die loodrecht op de snelheid staat kan alleen de richting van de snelheid
veranderen en niet de grootte.
In figuur 44 is aan de toenemende afstand tussen de stippen te zien dat de schijnbare
snelheid van de bal niet alleen van richting verandert maar ook toeneemt. Alleen in
het centrum van de draaischijf is de afwijking van het gele spoor, ten opzichte van de
werkelijke paarse baan, een coriolis effect dat gelijk is aan dat op de draaiende bol die
de aarde is. De hele beweging over een platte draaischijf is geen goed model van de
beweging over een draaiende bol is. Stromingen over de draaiende aarde zijn niet te
modelleren in het laboratorium, alleen numeriek met een computermodel. .
Een schijnkracht is een niet bestaande kracht die wordt bedacht door een waarnemer die
meebeweegt met bijvoorbeeld een draaiende ondergrond. Een schijnkracht wordt gebruikt
om makkelijker te kunnen rekenen aan bewegingen in een systeem dat niet eenparig
beweegt.
39
a
De isobaren in figuur 42 onderaan zijn recht dus waait er een geostrofische wind naar.
Er is daar evenwicht tussen de gradiëntkracht en de corioliskracht. Zodra de isobaren
naar links buigen draait de gradiëntkracht mee omdat deze altijd loodrecht op de
isobaren staat. De corioliskracht staat loodrecht op de snelheid dus draait niet
meteen. Er is dan geen evenwicht meer en de nettokracht is schuin naar links en naar
achteren gericht waardoor de windsnelheid afneemt. Als de windsnelheid afneemt
neemt ook de corioliskracht af zodat de gradiëntkracht de lucht verder de bocht om
trekt. De snelheid neemt af tot de corioliskracht tegengesteld gericht is aan de
gradiëntkracht.
© ThiemeMeulenhoff bv
CONCEPT
Pagina 8 van 20
b
c
Bij een sterkere kromming draait de gradiëntkracht meer mee met deze kromming
waardoor de naar achteren gerichte nettokracht groter is en de windsnelheid dus
kleiner worden. In de bocht wordt de centripetale kracht geleverd door de
gradiëntkracht min de corioliskracht. In een sterker gekromde bocht is gelijke afstand
tussen de isobaren is de gradiëntkracht even groot maar de centripetale kracht is
groter. De corioliskracht is bij constante windsnelheid in een scherpere bocht dus
kleiner en dat betekent dat de windsnelheid kliener is .
Bij een anticyclonale stroming zorgt de draaiing van de gradiëntkracht juist voor een
naar voren gerichte nettokracht en daarmee een toename van de windsnelheid. Dit
effect is ook groter bij een sterkere kromming, dus neemt de windsnelheid bij een
anticyclonale stroming toe bij een sterkere kromming. Bij constante windsnelheid in
een anticyclonale bocht wordt de centripetale kracht geleverd door de corioliskracht
min de gradientkracht. Bij een sterkere kromming hoort dan, bij gelijke afstand tussen
de isobaren, een grotere windsnelheid.
40
a
b
c
d
Van noordwest naar west draait de wind tegen de klok in, dus de wind is dan
gekrompen.
Bij de grond is windsnelheid 0 en naarmate je hoger in de grenslaag komt neemt de
windsnelheid toe. Bij de grond wordt de windrichting voornamelijk bepaald door de
gradiëntkracht dus staat min of meer loodrecht op de isobaren. In hogere luchtlagen is
er minder wrijving met het aardoppervlak dus neemt de windsnelheid toe en daardoor
neemt de corioliskracht ook toe, waardoor de windrichting draait. Zie ook figuur 41.
De corioliskracht is op het noordelijk halfrond naar rechts gericht. Als de windsnelheid
toeneemt neemt de corioliskracht toe en als de gradiëntkracht gelijk blijft draait dus
de wind met de klok mee, dat heet ‘ruimen’.
Boven de grenslaag ondervindt de lucht geen wrijving meer met het ruwe
aardoppervlak en komt de corioliskracht in evenwicht met de gradiëntkracht. De wind
waait dan langs de isobaren.
41
a
b
Als je met de wind in de rug staat, kijk je in de richting waarin de lucht beweegt. De
corioliskracht is op het noordelijk halfrond altijd naar rechts, dus moet bij evenwicht de
gradiëntkracht naar links zijn. De lage druk bevindt zich dus links van je.
Op het zuidelijk halfrond is de stroming rond een lagedrukgebied en ook rond een
hogedrukgebied net andersom als op het noordelijk halfrond, dus luidt de wet van
Buys Ballot in Australië: Met de wind in de rug is de lage druk aan je rechterhand.
42
[W] Afleiding formule voor de gradiëntkracht
43
[W] Afleiding formule voor de corioliskracht
44
Eigen antwoord van de leerling
45
a
Lapland ligt op een hogere breedtegraad, dus is de coriolisparameter f groter in
Lapland. Bij kleinere windsnelheid is er al evenwicht tussen de gradiëntkracht en de
corioliskracht. Ook aan de formule voor de geostrofische windsnelheid zie je dat de
windsnelheid dan kleiner is.
© ThiemeMeulenhoff bv
CONCEPT
Pagina 9 van 20
b
Sint Maarten ligt op 18° NB en Nederland op 52° NB, dus is de coriolisparameter
kleiner in Sint Maarten en zal het op Sint Maarten harder waaien, bij gelijke
isobarenafstand.
a
Als de onderlinge afstand tussen de isobaren 2 x zo klein is, is de gradiëntkracht 2 x
zo groot. De corioliskracht is dan ook 2 x zo groot en dus is de geostrofische
windsnelheid 2 x zo groot.
De geostrofische windsnelheid zou 2 x zo groot zijn maar in een cyclonale stroming is
de windsnelheid kleiner dan de geostrofische windsnelheid, dus minder dan 2 x zo
groot.
46
b
47
In een cyclonale stroming is de gradiëntkracht groter dan de corioliskracht. De
middelpuntzoekende kracht wordt geleverd door de nettokracht (alles voor 1 m3 lucht):
𝐹mpz = 𝐹grad − 𝐹cor 
𝜌∙𝑣 2
𝑟
=
∆𝑝
∆𝑥
− 𝜌 ∙ 𝑓 ∙ 𝑣. Als de kromtestraal 2 x zo klein is zal de
snelheid √2 = 1,4 x zo klein moeten zijn voor dezelfde middelpuntzoekende kracht. Maar
een kleinere snelheid zorgt ook voor een kleinere corioliskracht waardoor de geleverde
middelpuntzoekende kracht nog iets groter zal worden en daar is een grotere snelheid
voor nodig. De snelheid wordt minder dan 1,4 x zo klein.
48
Het is op de weerkaarten niet mogelijk om de helling van de raaklijn aan een grafiek te
bepalen, er zijn te weinig isobaren om een grafiek te maken. wordt. Het is wel mogelijk
om
∆𝑝
∆𝑥
te bepalen door het drukverschil tussen twee isobaren te delen door hun onderlinge
afstand.
49
a
De afstand tussen de isobaar van 1000 hPa en die van 1010 hPa is met de schaal in
de figuur op te meten: 250 km.
De drukgradiënt is dus
b
∆𝑝
∆𝑥
10∙102
= 250∙103 = 4,0 ∙ 10−3 Pa/m.
De breedtegraad van Parijs is 48,8 °NB dus
𝑓 = 1,45 ∙ 10−4 ∙ sin(𝜑) = 1,45 ∙ 10−4 ∙ sin(48,8) = 1,09 ∙ 10−4 rad/s.
c
Bij een temperatuur van 12 °C = 285 K en een luchtdruk van 1011 hPa is de dichtheid
van de lucht 𝜌lucht
=
𝑝∙𝑀lucht
𝑅∙𝑇
=
1011∙102 ∙0,029
8,31∙285
= 1,24 kg/m3.
Dus is de geostrofische windsnelheid op die dag in Parijs
1
∆𝑝
1
𝑣geostrofisch = (𝜌∙𝑓) ∙ ∆𝑥 = (1,24∙1,09∙10−4 ) ∙ 4,0 ∙ 10−3 = 30 m/s.
50
a
Teken eerst twee raaklijnen aan het cirkelvormige deel van de isobaar bij Riga en
teken loodrecht daarop twee lijnen. Het snijpunt van de twee lijnen is het middelpunt
M van de cirkel. Trek ter controle met een passer de cirkel. Zie figuur.
© ThiemeMeulenhoff bv
CONCEPT
Pagina 10 van 20
b
De straal van de cirkel is 1,4 x zo groot als de afstand Riga – Stockholm:
𝑟 = 1,4 ∙ 444 = 622 km.
Riga ligt op 57°NB, dus
𝑓 = 1,45 ∙ 10−4 ∙ sin(𝜑) = 1,45 ∙ 10−4 ∙ sin(57) = 1,22 ∙ 10−4 = 1,2 ∙ 10−4 rad/s.
c
De afstand tussen twee isobaren in de buurt van Riga is 0,53 x de afstand tussen
Riga en Stockholm, dus ∆𝑥 = 0,53 ∙ 444 = 235 km. Het luchtdrukverschil tussen
twee isobaren is 4 hPa, dus is de drukgradiënt
d
∆𝑝
∆𝑥
=
4∙102
235∙103
= 1,7 ∙ 10−3 Pa/m.
In een cyclonale stroming is de gradiëntkracht groter dan de corioliskracht. De
middelpuntzoekende kracht wordt geleverd door de nettokracht (alles voor 1 m 3 lucht):
𝐹mpz = 𝐹grad − 𝐹cor 
𝜌∙𝑣 2
𝑟
∆𝑝
= ∆𝑥 − 𝜌 ∙ 𝑓 ∙ 𝑣.
Vul de gegevens uit onderdeel a, b en c in en gebruik dat de snelheid 9 m/s is:
𝜌∙92
622∙103
= 1,7 ∙ 10−3 − 𝜌 ∙ 1,22 ∙ 10−4 ∙ 9  𝜌lucht = 1,38 kg/m3.
Dat is een normale waarde voor de dichtheid van de lucht dus het is goed mogelijk dat
de windsnelheid in Riga 9 m/s was.
51
Bij het naar binnen pompen spreidt de yoghurt in de bak uit, waardoor de uitstromende
yoghurt in de bak weinig weerstand ondervindt en de berg in het midden niet hoog wordt.
Bij het uitpompen naar het midden toe komt de yoghurt in de bak samen en dat gaat een
stuk moeilijker, de toestroom ondervindt in de bak veel weerstand.
52
In een hogedrukgebied wordt de lucht naar beneden geduwd doordat er in de bovenlucht
convergentie is. Door de wrijving is de wind in de grenslaag schuin over de isobaren heen
naar buiten gericht. Rond een hogedrukgebied stroomt de lucht in de grenslaag daardoor
makkelijk weg naar de zijkanten en wordt de drukgradiënt niet groot. In een
lagedrukgebied wordt de lucht omhoog ‘gezogen’ doordat er in de bovenlucht divergentie
is. Door de wrijving is de wind in de grenslaag schuin over de isobaren heen naar binnen
gericht, maar toestroom van lucht gaat door ‘ophoping’ veel moeilijker, dan de uitstroom bij
een hogedrukgebied. Bij een lagedrukgebied kan het ‘tekort’ aan lucht dus moeilijker
'opgevuld' worden dan dat het ‘te veel’ aan lucht bij een hogedrukgebied ‘afgevoerd’ kan
worden .
© ThiemeMeulenhoff bv
CONCEPT
Pagina 11 van 20
K1.4 STRAALSTROOM EN STORINGEN
53
[W] Experiment: Stralingsbalans
54
Waar of niet waar?
a Niet waar: De inkomende zonne-energie die de aarde en de atmosfeer ontvangen is
gemiddeld in balans met de uitgaande warmtestraling.
b Waar
c Niet waar: Verschillende luchtsoorten hebben een andere temperatuur.
d Waar
e
Niet waar: de straalstroom waait in de bovenlucht, hoog bovenin de frontale zone.
55
a
b
c
d
e
f
Het stralingsoverschot heeft water doen verdampen.
In Suriname valt het zonlicht veel meer loodrecht in zodat er gemiddeld meer
instraling per m2 aardoppervlak is. In Noorwegen is de instraling per m2 door de
schuine lichtinval veel lager.
Doordat de het licht onder een hoek van 60° invalt wordt dit over een
2 x zo groot wateroppervlak verdeeld dan wanneer het (vrijwel)
loodrecht invalt, zoals in Suriname.
Zie figuur: het oppervlak van de invallende lichtstraal in Suriname is
cos(60°) = 0,5 x zo groot als het oppervlak van de invallende
lichtstraal in Noorwegen.
Maar omdat er onder een hoek van 60° in Noorwegen veel meer licht
wordt weerkaatst ontvangt het wateroppervlak in Suriname meer dan
2 x zoveel warmte dan het wateroppervlak in Noorwegen.
Het water is in Suriname warmer dan in Noorwegen. Dus wordt er in Suriname meer
warmte door het water uitgestraald.
Als de intensiteit van de uitgezonden warmtestraling evenredig zou zijn met de
absolute temperatuur van het water, dan zou de temperatuur van het water in
Suriname meer dan 2 x zo hoog zijn als de temperatuur van het water in Noorwegen.
Stel dat het water in Noorwegen 0 °C, dus 273 K, is. Dan zou het water in Suriname
meer dan 546 K, dat is 273 °C, zijn. Er zou geen vloeibaar water meer te vinden zijn in
Suriname!
Als de uitgezonden warmtestraling 2 x zo groot is moet de temperatuur veel minder
dan 2 x zo groot zijn. Ofwel als de temperatuur 2 x zo groot is moet de uitgezonden
warmtestraling veel meer dan 2 x zo groot zijn, dus is de uitgezonden warmtestraling
meer dan evenredig met de absolute temperatuur.
56
a
b
Als het polaire front wel als een cirkel om de aarde zou liggen, zou er geen warme
lucht in de richting van de pool en koude lucht de andere kant op getransporteerd
worden. In de buurt van de noordpool is er een stralingstekort (er wordt meer warmte
uitgestraald dan dat er binnenkomt) dus als er geen uitwisseling is met de rest van de
aarde zal het in de poolstreken steeds kouder worden.
Als het subtropische front als een cirkel om de aarde zou liggen zou er geen warme
lucht richting de subtropen en geen koude lucht richting de evenaar getransporteerd
worden. In de buurt van de evenaar is er een stralingsoverschot (er komt meer
warmte binnen dan dat er wordt uitgestraald) dus als er geen uitwisseling is met de
rest van de aarde zal het in de tropen steeds warmer worden.
© ThiemeMeulenhoff bv
CONCEPT
Pagina 12 van 20
57
De zich verplaatsende koude lucht zal onder de warme lucht kruipen terwijl de zich
verplaatsende warme lucht over de koude lucht heen schuift. Dus als er een verticaal front
is met links koude lucht en rechts warme lucht, zal de koude lucht onderaan het front naar
rechts schuiven terwijl de warme lucht bovenaan naar links schuift. Het front komt dan
schuin te staan, zie ook figuur 60.
58
Het front is de grens tussen de koude en de warme lucht, hierin verandert de temperatuur
horizontaal gezien dus relatief snel. In het warme gebied is de luchtdichtheid gemiddeld
lager dan in het koude gebied en dus neemt de luchtdruk in het warme gebied minder snel
af met de hoogte dan in het koude gebied. Naar boven toe is daardoor het drukverschil
tussen een punt in het warme gebied en een even hoog gelegen punt in het koude gebied
steeds groter. De hoge drukgradiënt bovenin de frontale zone zorgt ervoor dat de
geostrofische wind daar het grootst is.
59
Eigen antwoord van de leerling
60
De frontale zone is de grens tussen een warme en een koude sector. In de warme sector
is de luchtdichtheid gemiddeld lager dan in de koude sector en dus neemt de luchtdruk in
de warme sector minder snel af met de hoogte dan in de koude sector. Naar boven toe is
daardoor het drukverschil tussen een punt in het warme gebied en een even hoog gelegen
punt in het koude gebied steeds groter. De hoge drukgradiënt bovenin de frontale zone
zorgt ervoor dat de geostrofische wind daar veel groter is dan onderin.
61
a
b
De luchtdrukken die op de weerkaart staan liggen rond de 1000 hPa en dat is de
gemiddelde luchtdruk op zeeniveau.
De depressies bewegen met de straalstroom mee en die is van west naar oost. In
figuur 63 en 64 zie je dat er aan de (noord)oost kant van een depressie in de
bovenlucht divergentie is en aan de (zuid)west kant convergentie. Dat betekent dat
de luchtdruk aan de grond aan de oostkant afneemt en aan de westkant toeneemt,
het patroon verplaatst zich dus naar het oosten.
62
a
b
c
In figuur 66 zijn de pijlen die de circulatie aangeven regelmatig geplaatst en overal
gelijk terwijl dat in figuur 67 niet zo is. Bovendien veranderen de fronten en de hoge
en lage drukgebieden voortdurend. Ze kunnen niet in een gemiddeld model
weergegeven worden.
In figuur 66 zie je dat de lucht onderin de atmosfeer wegstroomt bij de noordpool en
lucht stroom van hoge naar lage druk.
De ogenschijnlijke tegenspraak dat er bij de noordpool in figuur 66 een hogedrukgebied is terwijl er in figuur 67 een lage drukgebied bij de noordpool is wordt
veroorzaakt doordat figuur 67 de luchtdruk op 5 km hoogte weergeeft. De lucht bij de
grond stroomt weg doordat de luchtdruk aan de grond relatief hoog is. Door de lage
temperatuur van de luchtsoort in het poolgebied, neemt de druk daar snel af met de
hoogte. Op 5 km hoogte is de luchtdruk in het poolgebied relatief laag. (oorzaak en
gevolg zijn eigenlijk andersom: door het stralingstekort is de lucht in het poolgebied
zeer koud en dicht, waardoor de druk op 5 km hoogte laag is. Er stroom op die hoogte
dus lucht toe vanuit minder koude gebieden minder noordelijk. Door deze
convergentie op grotere hoogte is de druk in het poolgebied aan de grond hoog.
© ThiemeMeulenhoff bv
CONCEPT
Pagina 13 van 20
63
a
b
c
d
Als er divergentie in de bovenstroming is, stroomt er per tijdseenheid meer lucht uit
het gebied dan erin. Deze lucht wordt uit de ondergelegen lucht ‘aangezogen’ zodat
de druk aan de grond afneemt.
De bovenlucht beweegt hier naar een bocht linksom. Dat betekent dat de
windsnelheid afneemt. Door de afname van de windsnelheid treedt er convergentie in
de bovenstroming op. Deze ‘extra’ lucht drukt de lucht eronder naar beneden.
De lucht komt uit zuidelijker gebied.
De bovenlucht beweegt hier naar een bocht rechtsom. Dat betekent dat de
windsnelheid toeneemt. Door de toename van de windsnelheid treedt er divergentie in
de bovenstroming op. Het tekort aan lucht bovenin wordt van onderaf ‘aangezogen’
zodat de luchtdruk aan de grond afneemt.
64
a
b
65
Omhoog bewegende lucht koelt af door expansie.
De afgekoelde lucht kan minder waterdamp bevatten, dus condenseert deze
waterdamp in de bergen en valt neer als regen of sneeuw.
In figuur 63 en 64 is te zien dat de lucht bij de zuidelijke bocht naar het zuiden stroomt. Er
wordt dus koude poollucht aangevoerd over de Grote Meren.
K1.5 REGEN EN ZONNESCHIJN
66
[W] Experiment: Frontvlak tussen twee vloeistoffen
67
[W] Experiment: Verdamping door compressie
68
a
b
c
d
e
Niet waar: Met een barometer wordt de luchtdruk gemeten. De luchtdruk is één van
de parameters bij weersverwachtingen.
Waar
Waar
Niet waar: Uit een geoccludeerd front kan wel neerslag vallen.
Niet waar: Bij nadering van een warmtefront komt eerst de bewolking en gaat het
eventueel eerst regenen. Pas daarna neemt de temperatuur aan de grond toe.
69
a
b
c
70
Bij een hogedrukgebied wordt de lucht van hoger in de atmosfeer naar beneden
geduwd, waardoor deze opwarmt door compressie. Door de temperatuurstijging
neemt de relatieve vochtigheid af en lost eventuele bewolking op. ‘Mooi weer’ is weer
met een relatief hoge temperatuur en zonder bewolking.
In een hogedrukgebied daalt de lucht en is er daardoor geen bewolking. De uitstraling
van het aardoppervlak heeft vrij spel door de atmosfeer heen, waardoor het
aardoppervlak afkoelt en daardoor ook de lucht.
De relatieve vochtigheid neemt af door de temperatuurstijging van de lucht die naar
beneden komt. De eventuele bewolking zal verdampen.
De hoek die het front maakt met het horizontale vlak is maar 0,5°, dus dat zie je niet.
© ThiemeMeulenhoff bv
CONCEPT
Pagina 14 van 20
71
Een koufront schuift onder de warme lucht. Dat vindt vlak bij het aardoppervlak, in de
grenslaag, plaats waardoor de lucht veel wrijving ondervindt. Het koufront wordt dus
afgeremd en is daardoor veel steiler dan een warmtefront dat juist over de koude lucht
heen schuift en weinig last van wrijving heeft. In het relatief steile koufront wordt de warme
lucht snel en ver omhoog geduwd waardoor er sneller en meer condensatie optreedt zodat
er zware buien kunnen optreden.
72
Het koufront is steiler dan het warmtefront doordat bij een koufront de koude lucht onder
de warme lucht schuift en daarbij wordt afgeremd in de grenslaag. Bij een warmtefront
schuift de warmte lucht over de koude lucht heen en wordt daarbij veel minder afgeremd.
Doordat een koufront steiler is, vindt de optilling van warme lucht dichter bij het front plaats
en beweegt de bewolking minder ver voor de temperatuurdaling uit.
73
a
b
74
Bij een geoccludeerd front haalt een koufront een warmtefront in. Het koufront schuift
onder het warmtefront waardoor de warme lucht naar boven wordt geduwd en niet
meer de grond zal raken.
Voorafgaand aan het geoccludeerde front beweegt het warmtefront. Een warmtefront
gaat gepaard met bewolking en eventuele neerslag. Die bewolking komt dus eerst
maar het warmtefront is aan de grond ingehaald door het koufront zodat aan de grond
de temperatuurstijging niet plaatsvindt.
Eigen antwoord van de leerling
75
a
b
Doordat de waterdamp condenseert koelt de opstijgende lucht minder snel af. De
lucht is meer uitgezet en stijgt daardoor langer en sneller omhoog, zodat op 6 km
hoogte de luchtdruk toeneemt (er komt in dat gebied meer lucht boven het 6 km
niveau) en de divergentie dus wordt versterkt.
Een depressie zal sneller boven zee ontstaan want de lucht boven zee bevat meer
waterdamp dan de lucht boven land. Door condensatie van deze waterdamp neemt
de hogedruk op enkele km’s hoogte toe en is er meer divergentie bovenin zodat de
depressie sneller uitdiept.
76
a
b
Boven het warme water van de oceaan stijgt er lucht met veel waterdamp op, die bij
het opstijgen zal condenseren. De lucht koelt daardoor minder af en bevordert de
divergentie bovenin. Boven land bevat de lucht weinig waterdamp. De opstijgende
lucht zal niet condenseren, dus sneller afkoelen waardoor de divergentie bovenin
kleiner wordt dan de convergentie in de grenslaag en het lagedrukgebied wordt
opgevuld.
De windmolens halen hun bewegingsenergie uit de luchtstroming en bemoeilijken
daardoor de convergentie onderin de cycloon. Op die manier wordt er minder
waterdamp de cycloon in gezogen zodat de depressie minder snel kan uitdiepen.
77
a
Door de convergentie in de bovenlucht geconvergeerde neemt de luchtdruk aan de
grond toe, waardoor onderin de lucht uit stroomt naar de zijkanten (de lucht
divergeert) Daardoor heeft de druk op een gegeven moment een maximum bereikt en
neemt niet verder toe.
© ThiemeMeulenhoff bv
CONCEPT
Pagina 15 van 20
b
De dalende lucht warmt op door compressie en kan dus meer waterdamp bevatten,
de relatieve luchtvochtigheid neemt af.
a
tan(0,5) = 10/𝑠  𝑠 =
b
De wolken bewegen met de luchtstroming op die hoogte mee naar het oosten maar in
de grenslaag is de wind meer zuidelijk (meer uit het zuiden en naar het noorden)
gericht.
a
In de zuidelijke bocht is de windsnelheid kleiner en in de noordelijke bocht is de
windsnelheid groter. Bij C wordt de lucht uit elkaar getrokken door dit
snelheidsverschil en er ontstaat hoog in de lucht divergentie en bij de grond
convergentie, dus een depressie. Dus C bevindt zich ten zuidwesten van IJsland en
IJsland bevindt zich bij D.
De depressie volgt de rossby-golf en zal zich richting IJsland verplaatsen.
78
10
tan(0,5)
= 1,1 ∙ 103 km. Zie figuur.
79
b
80
Bij drukkend weer is het moeilijk om okselfris te blijven. Het is warm, je zweet en zweet op
je huid verdampt nauwelijks, omdat de luchtvochtigheid hoog is.
81
Door het wuiven met de waaier wordt de vochtige lucht rondom de huid weggewuifd. Deze
lucht bevat veel waterdamp en als deze lucht wordt weggewuifd kan er makkelijker meer
water van de huid verdampen en koelt de huid sneller af.
82
Een gevoelstemperatuur van bijvoorbeeld -10°C treedt op bij verschillende windsnelheden.
En gevoelstemperatuur kun je niet meten, alleen subjectief schatten.
K1.6 AFSLUITING
83
Eigen antwoord van de leerling
84
a
b
c
De luchtdruk in de atmosfeer is gelijk aan het gewicht per m 2 van alle lucht die zich
boven die hoogte bevindt. Hoe hoger je gaat, hoe minder lucht er nog boven je is en
hoe lager dus de luchtdruk is.
De lucht wordt vooral door geleiding en infrarode straling vanaf het aardoppervlak
verwarmd. Deze verwarmde lucht zet uit waardoor de dichtheid kleiner wordt. De
‘lichtere’ lucht wordt door de koelere en zwaardere omringende lucht in de omgeving
opgetild. Als deze lucht hoger komt is de luchtdruk lager waardoor de lucht uitzet. Bij
deze expansie neemt de temperatuur van de lucht af. Het resultaat is dus dat bij het
aardoppervlak de lucht warmer is dan op grote hoogte.
Boven de tropopauze absorbeert de lucht wel zonnestraling omdat daar de zuurstof
en de ozon in de stratosfeer de uv-straling van de zon absorberen. Door de absorptie
van de zonnestraling is de temperatuur van de lucht in de stratosfeer hoger dan
bovenin de troposfeer.
© ThiemeMeulenhoff bv
CONCEPT
Pagina 16 van 20
d
De relatieve vochtigheid is de verhouding tussen de hoeveelheid waterdamp die er in
een bepaald volume lucht bij een bepaalde temperatuur is en de hoeveelheid
waterdamp die er zou zijn bij verzadiging bij die temperatuur. Bij het opstijgen van de
lucht neemt de temperatuur af en koude lucht kan minder waterdamp bevatten, dus
neemt de relatieve luchtvochtigheid toe.
e Convectie is een verticale beweging in de lucht of in een vloeistof die aangedreven
wordt door de opwaartse kracht op de warmere lucht, die lichter is dan de
omgevingslucht.
f
Zonder zon koelt het strand af doordat de warmte wordt uitgestraald. In zee zakt het
afgekoelde oppervlaktewater naar beneden en wordt vervangen door warmer water
bovenaan. Daardoor is aan het eind van de nacht de temperatuur van de lucht boven
zee hoger dan boven het strand. De lucht boven zee zet dan uit en stroomt hoog in de
lucht richting het strand. Daardoor neemt de luchtdruk op het strand toe en vlak boven
zee af. Dit zet de beweging van lucht van het strand naar de zee in gang..
g De gradiëntkracht ontstaat door horizontale drukverschillen. De gradiëntkracht staat
loodrecht op de isobaren en is gericht van hoge naar lage druk. Hoe kleiner de
onderlinge afstand tussen de isobaren, des te groter is de gradiëntkracht.
h De corioliskracht is een schijnkracht die optreedt als een voorwerp beweegt op een
ronddraaiende bol. Voor een meedraaiende waarnemer lijkt het voorwerp door een
extra kracht te worden afgebogen maar voor een waarnemer die niet meedraait is dat
niet zo. Vandaar de naam ‘schijnkracht’.
i
De corioliskracht werkt loodrecht op de bewegingsrichting, naar rechts op het
noordelijk halfrond en naar links op het zuidelijk halfrond. De grootte van de
corioliskracht hangt af van de snelheid 𝑣 van het voorwerp, de hoeksnelheid van de
aarde (7,27∙10-5 rad/s) en de breedtegraad 𝜑 waarop het voorwerp zich bevindt.
j
In een cyclonale stroming buigen de isobaren linksom een lagedruk gebied, zie figuur
42. Zolang de isobaren nog recht lopen waait er een geostrofische wind langs de
isobaren. Er is dan evenwicht tussen de gradiëntkracht en de corioliskracht. Zodra de
isobaren naar links buigen draait de gradiëntkracht mee doordatdat deze loodrecht op
de isobaren staat. De corioliskracht staat loodrecht op de snelheid dus draait niet. Er
is dan geen evenwicht meer en de nettokracht is schuin naar achteren gericht
waardoor de windsnelheid afneemt, totdat het verschil tussen de gradietkracht en de
corioliskracht als centripetalke kracht werkt Dat is dus bij een kleinere windsnelheid
dan de geostrofische, bij dezelfde isobarenafstand.
k Boven zee heeft de lucht veel minder last van wrijving dan boven land. De lucht wordt
dus minder afgeremd boven zee en de grenslaag is dunner.
l
Bij een hogedrukgebied vindt bovenin convergentie plaats en dit veroorzaakt de
hogedruk onderin waardoor daar divergentie optreedt. In een hogedrukgebied zakt de
lucht daardoor van boven naar beneden..
m Als het polaire front en de straalstroom recht zouden blijven op dezelfde
noorderbreedte zou er geen warme lucht in de richting van de pool en koude lucht de
andere kant op getransporteerd worden. In de buurt van de noordpool is er een
stralingstekort (er wordt meer warmte uitgestraald dan dat er binnenkomt), dus als er
geen uitwisseling is met de rest van de aarde zal het in de poolstreken steeds kouder
worden en onder de straalstroom steeds warmer. Als het temperatuurverschil groter is
wordt de straalstroom ook sterker.
n Bij een koufront dringt koudere lucht onder warmere lucht. De warme lucht stijgt snel
op en er kunnen hevige buien vallen in de buurt van het front.
© ThiemeMeulenhoff bv
CONCEPT
Pagina 17 van 20
o
p
q
r
Bij een warmtefront glijdt de warmere lucht over de koudere lucht heen. De
opstijgende warme lucht koelt af waardoor er condensatie en wolkenvorming hoog in
de lucht optreedt. De passage van een warmtefront wordt aangekondigd door deze
hoge bewolking waaruit soms neerslag komt. Pas daarna passeert het warmtefront en
neemt de temperatuur aan de grond toe.
Een geoccludeerd front ontstaat als een koufront een warmtefront inhaalt. De warme
lucht raakt niet meer aan de grond maar er kan nog wel regen uit vallen.
Bij een hogedrukgebied zakt de lucht van hoger in de atmosfeer naar beneden,
waardoor deze opwarmt door compressie. Door de temperatuurstijging neemt de
relatieve luchtvochtigheid af. De eventuele bewolking zal verdampen zodat er droog
en helder weer ontstaat.
Een rossby-golf is een slinger in de straalstroom. Rossby-golven kunnen het
doorlopende front ‘verstoren’ en depressies en hogedrukgebieden laten ontstaan.
Waar in de rossby-golf de windsnelheid toeneemt ontstaat een depressie en waar de
windsnelheid afneemt ontstaat een hogedrukgebied.
85
a
b
c
d
Als de piloot de brander uitzet koelt de lucht in de ballon langzaam af en neemt de
dichtheid van de lucht in de ballon toe. Er stroomt lucht de ballon in en die wordt
daardoor zwaarder en zakt naar beneden.
Als de piloot de brander vervolgens weer aanzet wordt de lucht in de ballon verwarmd
neemt de dichtheid af, er wordt weer lucht uit de ballon ‘geduwd’ zodat de ballon weer
omhoog drijft.
In de lagere gebieden bevindt de ballon zich in de grenslaag, daar is de windrichting
schuin op de isobaren. Boven de grenslaag is de wind geostrofisch: loodrecht op de
isobaren.
De corioliskracht is op het noordelijk halfrond naar rechts gericht. De corioliskracht is
groter als de snelheid van de wind groter is en de windsnelheid is groter op grotere
hoogte, dus om naar rechts te sturen moet de piloot stijgen.
86
a
b
c
d
e
f
g
Als je de fles na het indrukken plotseling loslaat vind er adiabatische expansie plaats
van de lucht in de fles. De lucht koelt af en er condenseert waterdamp.
De lucht in de fles warmt weer op doordat er van buiten af warmte door de fles heen
geleidt.
De rook van een brandende lucifer bestaat heel kleine roetdeeltjes en dat zijn goede
condensatiekernen. En misschien brandende is er door de verbranding meer
waterdamp in de lucht gekomen, zodat de relatieve luchtvochtigheid in de fles hoger
is.
Bij het snel indrukken van de fles vindt er adiabatische compressie plaats van de lucht
in de fles. De lucht warmt daarbij op waardoor de waterdruppeltjes verdampen.
Bij het opstijgen van warme lucht (boven zee) in een lagedrukgebied. De lucht stijgt
snel, expandeert en de waterdamp condenseert tot wolken.
De lucht in wolken bij een depressie kan niet opgewarmd worden door
omgevingslucht (op dezelfde hoogte) zoals in de fles wel het geval is.
Bij een hogedrukgebied daalt de koude lucht en wordt deze gecomprimeerd. Bij de
compressie komt warmte vrij waardoor de relatieve luchtvochtigheid afneemt en de
bewolking oplost.
© ThiemeMeulenhoff bv
CONCEPT
Pagina 18 van 20
87
Stel dat de luchtbel aan het aardoppervlak een temperatuur van 30 °C heeft bereikt. Deze
luchtbel kan maximaal 30,5 g/m3 waterdamp bevatten. Bij een relatieve luchtvochtigheid
van 70% bevat de luchtbel 0,70 ∙ 30,5 = 21,4 g/m3 waterdamp. De temperatuur waarbij
deze waterdamp zal gaan condenseren is af te lezen in figuur 88: dat is bij 23,5 °C. De
temperatuurdaling is dan 30 − 23,5 = 6,5 K, dus is de stijging van de luchtbel
100 ∙ 6,5 = 6,5 ∙ 102 m.
88
a
b
89
De luchtdruk is er heel laag, dus als je je longen groter maakt om in te ademen wordt
de buitenlucht minder hard naar binnen geduwd. Bovendien is de lucht er heel ijl (lage
dichtheid) dus bevat een liter lucht daar minder luchtmoleculen. Bij iedere ademteug
krijg je dus maar heel weinig lucht met heel weinig zuurstof binnen.
Door het de hogere temperatuur is de atmosfeer bij de evenaar ‘dikker’ dan in de
buurt van de polen. Bij Mount McKinley is de atmosfeer dus ‘dunner’ en kom je al
eerder in de ijle lucht als je gaat stijgen.
In de zuidelijke bochten van de straalstroom is de windsnelheid kleiner dan de
geostrofische windsnelheid doordat de corioliskracht daar kleiner is dan de gradiëntkracht.
In de noordelijke bochten is de corioliskracht groter dan de gradiëntkracht waardoor daar
de windsnelheid groter is dan de geostrofische windsnelheid. Als de straalstroom in
zuidelijke richting beweegt neemt de windsnelheid af, zodat er convergentie in de
bovenlucht plaatsvindt. Deze convergentie zorgt ervoor dat de luchtdruk aan de grond
toeneemt. Zie ook punt A in figuur 62 en figuur 63 (deze redenering geldt voor het
noordelijk halfrond).
90
a
b
c
De noordoostpassaat is een luchtstroming van de subtropen terug naar de tropen die
onderin de atmosfeer plaatsvindt. Deze aanvankelijk zuidelijk gerichte luchtstroom
wordt door het corioliseffect naar het westen afgebogen. De noordoostpassaat is
genoemd naar de richting waar de wind vandaan komt. Een wind uit het noordoosten
is naar het zuidwesten gericht.
Door de opname van veel stralingswarmte bij de evenaar is de lucht uitgezet en is de
luchtdruk op grote hoogte groter dan op dezelfde hoogte in meer noordelijke
gebieden. De lucht stroomt naar het noorden en wordt daarbij door het corioliseffect
naar het oosten afgebogen, zodat de wind die ontstaat richting het noordoosten gaat.
Op de eilanden met bergen worden de wolken gedwongen om op te stijgen. Bij het
stijgen koelt de lucht in de wolken verder af waardoor er (nog meer) condensatie
optreedt. Een wolk bestaat al uit minuscule waterdruppeltjes en deze fungeren nu als
condensatiekernen. De waterdruppeltjes worden zwaarder en vallen als regen naar
beneden.
© ThiemeMeulenhoff bv
CONCEPT
Pagina 19 van 20
91
a
De geostrofische windsnelheid is te berekenen met:
1
∆𝑝
𝑣geostrofisch = (𝜌∙𝑓) ∙ ∆𝑥 .
Op zeeniveau is de luchtdichtheid 𝜌 = 1,3 kg/m3 . De coriolisparameter 𝑓 is te
berekenen uit de breedtegraad 𝜑 met:
𝑓 = 1,45 ∙ 10−4 ∙ sin(𝜑) = 1,45 ∙ 10−4 ∙ sin(56) = 1,20 ∙ 10−4 rad/s.
De afstand tussen de isobaar van 1010 hPa en die van 1020 hPa is 7,5 mm in figuur
89 en de afstand tussen Edinburgh en Reykjavik is 37,5 mm. De afstand tussen de
isobaren van 1010 hPa en 1020 hPa is dus
De drukgradiënt is dus
∆𝑝
∆𝑥
=
10∙102
270∙103
7,5
37,5
× 1350 = 270 km.
= 3,7 ∙ 10−3 Pa/m.
De geostrofische windsnelheid is nu:
1
𝑣geostrofisch = (1,3∙1,20∙10−4 ) ∙ 3,7 ∙ 10−3 = 24 m/s.
b
Teken eerst twee raaklijnen aan het cirkelvormige deel van de isobaar van 1010 hPa
in Ierland. Teken loodrecht daarop twee lijnen. Het snijpunt van de twee lijnen is het
middelpunt M van de cirkel. Trek ter controle met een passer de cirkel. Zie figuur.
De straal van de cirkel is 0,38 x de afstand Edinburgh - Reykjavik:
𝑟 = 0,38 ∙ 1350 = 513 = 5,1 ∙ 102 km.
c
In deze cyclonale stroming is 𝐹mpz = 𝐹grad − 𝐹cor 
𝜌∙𝑣 2
𝑟
∆𝑝
= ∆𝑥 − 𝜌 ∙ 𝑓 ∙ 𝑣.
In figuur 89 is de afstand tussen de isobaar van 1005 hPa en die van 1015 hPa in het
westen van Ierland 10,0 mm en de afstand tussen Edinburgh en Reykjavik is 37,5
mm. De afstand tussen de isobaren van 1005 hPa en 1015 hPa is dus
10,0
37,5
× 1350 = 360 km.
∆𝑝
10∙102
= 360∙103 = 2,78 ∙ 10−3 Pa/m.
∆𝑥
De coriolisparameter is 𝑓 = 1,45 ∙ 10−4 ∙ sin(53) = 1,16 ∙ 10−4 rad/s.
De drukgradiënt is dus
De luchtdichtheid is 𝜌 = 1,3 kg/m3 en we gebruiken voor de snelheid 𝑣 =
Dit geeft:
1,3∙152
𝑟
= 2,78 ∙ 10
−3
− 1,3 ∙ 1,16 ∙ 10
−4
15 m/s.
∙ 15 
5
𝑟 = 5,65 ∙ 10 m = 565 km.
De opgemeten straal is 513 km, maar heel moeilijk nauwkeurig te bepalen.
© ThiemeMeulenhoff bv
CONCEPT
Pagina 20 van 20