K1 Geofysica

K1 Geofysica
Weer en klimaat| vwo
Diagnostische toets
Paragraaf 1.2 Atmosfeer
1
a Een isobaar is een lijn van gelijke luchtdruk op een weerkaart, de getallen
geven de luchtdruk weer in hPa.
b De gemiddelde atmosferische luchtdruk op zeeniveau is 1,0∙103 hPa.
c Bij een kwikbarometer geeft het hoogteverschil tussen de kwikkolom in
de gesloten buis boven het kwik in het open kwikbad de luchtdruk aan,
bijvoorbeeld 760 mm kwik. Met behulp van de formule 𝑝 = 𝜌 ∙ 𝑔 ∙ ℎ is
vervolgens de druk p in Pa uit te rekenen.
d In de glazen buis heerst boven de kwikkolom vacuüm. De luchtdruk duwt
het kwik in deze buis omhoog via het kwikbad eronder.
Figuur 1 weerkaart met isobaren
2
a Doordat de luchtdruk afneemt met de hoogte, neemt ook de
luchtdichtheid af met de hoogte en dus neemt ook de daling van de druk
per km stijging af met de hoogte. Dat betekent dat de druk exponentieel
afneemt.
b Aan de grond weet je zeker dat alle lucht die de luchtdruk veroorzaakt
zich boven je bevindt. Maar op 5 km hoogte hangt het af van de uitzetting
van de lucht onder je hoeveel lucht zich nog boven je bevindt. Die
uitzetting hangt weer af van de luchttemperatuur.
3
a Als lucht wordt opgetild, komt deze in een omgeving met een lagere druk
en zal daardoor uitzetten.
b Bij expansie verrichten de gasmoleculen arbeid als ze zich door
onderlinge botsingen gemiddeld ietsje verder van elkaar verwijderen. De
gemiddelde bewegingsenergie van de gasmoleculen neemt daardoor af,
ofwel de temperatuur van het gas daalt.
c De atmosfeer als geheel verliest meer energiedoor straling dan dat het
energie absorbeert uit de instraling van de zon en de uitstraling van de
aarde. De atmosfeer wordt ook verwarmd door contact met het
aardoppervlak en door condensatie van waterdamp onderin de
atmosfeer. De atmosfeer wordt (gemiddeld) meer van onderop verwarmd,
waardoor convectieve circulatie ontstaat.
4
De tropopauze is het overgangsgebied tussen de troposfeer en de hoger
gelegen stratosfeer.
5
a In de stratosfeer absorberen zuurstof en ozon de uv-straling van de zon.
Deze absorptie van de zonnestraling zorgt voor een toename van de
temperatuur van de lucht.
b Een stijging van warme lucht door convectie zal niet door de tropopauze
heen kunnen, want zodra de luchtbel in de warmere lucht van de
stratosfeer komt en verder afkoelt door expansie, is de omgeving juist
warmer en zakt de luchtbel. In de stratosfeer zullen dus geen
(onweers)wolken worden gevormd.
© ThiemeMeulenhoff bv
CONCEPT
Pagina 1 van 10
c
Boven de tropopauze is de luchtdichtheid zo laag dat een vliegtuig alleen
bij zeer hoge snelheid in de lucht kan blijven. Verkeersvliegtuigen hebben
niet zo’n hoge snelheid.
6
a De atmosferische lucht wordt niet alleen verwarmd door de infrarode
uitstraling van het aardoppervlak, maar ook door geleiding en stroming
van warmte van het aardoppervlak en door condensatie van waterdamp
in de atmosfeer. Zie ook figuur 11 in het katern.
b Warme lucht heeft een lagere dichtheid en wordt daardoor opgetild door
de omringende lucht. De lucht komt dan in een omgeving met een lagere
druk en zal daardoor uitzetten. Bij deze expansie verrichten de
gasmoleculen arbeid als ze zich door onderlinge botsingen gemiddeld
ietsje verder van elkaar verwijderen. De gemiddelde bewegingsenergie
van de gasmoleculen neemt daardoor af, ofwel de temperatuur van het
gas daalt.
c Als convectie de enige manier is waarop warmte van het aardoppervlak
naar de atmosfeer getransporteerd wordt, zorgt dit voor een afname van
de temperatuur met de hoogte van 1,0 K per 100 m.
d Nee, de temperatuur blijft niet afnemen met de hoogte. De temperatuur
neemt vanaf een bepaalde hoogte niet meer af met de hoogte door de
absorptie van het ultraviolette zonlicht door zuurstof en ozon. Dat
gedeelte van de atmosfeer wordt de stratosfeer genoemd.
e Een stijging van warme lucht door convectie zal niet door de tropopauze
heen kunnen, want zodra de luchtbel in de warmere lucht van de
stratosfeer komt en verder afkoelt door expansie, is de omgeving juist
warmer en zakt de luchtbel.
7
Figuur 2 dauwpunt bij verzadiging
De hoeveelheid waterdamp in de lucht wordt weergegeven met het
dauwpunt of met de combinatie van luchttemperatuur en relatieve
vochtigheid.
a Het dauwpunt van een hoeveelheid lucht met een bepaalde dichtheid aan
waterdamp is de temperatuur waarbij de waterdamp kan gaan
condenseren. Je bepaalt deze temperatuur door een glimmend voorwerp
in die lucht te zetten en af te laten koelen. De temperatuur van dat
voorwerp op het moment dat het beslaat is het dauwpunt.
b Een hygrometer geeft de relatieve luchtvochtigheid weer, dat is de
verhouding 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. De temperatuur waarbij de
hygrometer een relatieve luchtvochtigheid van 100% aangeeft is het
dauwpunt dat geldt voor de waterdampdichtheid die er dan is. Je neemt
dus een punt in het diagram van de waterdampdichtheid tegen de
temperatuur bij de heersende temperatuur en relatieve vochtigheid en
trekt dan een horizontale lijn tot aan de grafiek waar je het bijbehorende
dauw dauwpunt(stemperatuur afleest.
c Aflezen in figuur 2 geeft dat als het dauwpunt 8°C is, de dampdichtheid 9
g/m3 is. Bij een temperatuur 18°C is de maximale waterdampdichtheid 16
9
g/m3. De relatieve luchtvochtigheid bij 18°C is dus × 100% = 56%.
16
© ThiemeMeulenhoff bv
CONCEPT
Pagina 2 van 10
8
a Een sporengas is een gas dat in uiterst minieme hoeveelheden aanwezig
is in de atmosfeer van de aarde.
b Door de hoge verdampingswarmte van water draagt het warmtetransport
van het aardoppervlak naar de atmosfeer door verdamping en
condensatie voor een heel groot deel bij aan de verwarming van de
atmosfeer (gemiddeld 40 PW volgens figuur 11 in het katern).
9
Invullen van alle gegevens:
∆𝑝 = −
𝑝∙𝑀lucht
𝑅∙𝑇
∙ 𝑔 ∙ ∆ℎ = −
1008∙102 ∙0,029
8,31∙(273+17)
∙ 9,81 ∙ 97 = 1,2 ∙ 103 Pa.
De luchtdruk op 97 m is dus 𝑝 = 1008 − 12 = 996 hPa.
10 Invullen van alle gegevens in 𝑝(ℎ )
= 𝑝ℎ=0 ∙ 𝑒
9,81∙0,029
−(
)∙h
8,31∙(273−10)
620 ∙ 102 = 990 ∙ 102 ∙ e
9,81∙0,029
620
) ∙ h = ln ( ) 
−(
8,31∙263
620
−(
𝑔∙𝑀lucht
)∙ℎ
𝑅∙𝑇
geeft:

990
8,31∙263
h = − ln ( 990 ) ∙ (9,81∙0,029) = 3595 m = 3,6 km.
Paragraaf 1.3 Wind
Figuur 3 Weerballon wordt opgelaten
11 Isobaren zijn lijnen van gelijke luchtdruk op een weerkaart, de getallen geven
de luchtdruk weer in hPa.
12 Wind ontstaat als de luchtdruk op een bepaald punt hoger is dan de
luchtdruk op een punt dat op dezelfde hoogte een paar kilometer verderop
ligt. De lucht wordt dan van het punt met hoge luchtdruk naar het punt met
lage luchtdruk geduwd.
13
a De convectieve circulatie waarvan de zeebries onderdeel is ontstaat door
de temperatuurverschillen tussen land en water.
b Een zeebries ontstaat meestal pas in de middag als de zon hoog aan de
hemel staat en de temperatuur boven land flink is opgelopen.
c B) is de oorzaak en A) het gevolg. De zon warmt de lucht boven het
strand sneller op dan boven zee waardoor de lucht boven het strand
meer uitzet en hoog boven het strand de luchtdruk hoger is dan op
dezelfde hoogte boven de zee. Dit verschil in luchtdruk laat de lucht op
grote hoogte naar de zee stromen. Hierdoor daalt de luchtdruk vlak
boven het strand terwijl de luchtdruk vlak boven zee stijgt en dit
veroorzaakt de zeebries.
14 Bekijk bij deze opgave figuur 41 van het katern.
a Het corioliseffect wordt veroorzaakt door het draaien van de aarde.
b Doordat de aarde als het ware onder de luchtstroming heen draait en wij
bij berekeningen met de wetten van Newton net doen alsof de aarde niet
draait lijkt het alsof er een extra kracht op de luchtstroming wordt
uitgeoefend. Deze schijnkracht wordt corioliskracht genoemd.
c Geostrofische wind is de wind die waait bij rechte evenwijdige isobaren.
De gradiëntkracht en de corioliskracht maken dan evenwicht.
© ThiemeMeulenhoff bv
CONCEPT
Pagina 3 van 10
d De grenslaag is de onderste laag van de atmosfeer. Omdat heel dichtbij
het aardoppervlak de windsnelheid praktisch nul is, wordt in de grenslaag
een m 3 aan de bovenkant versneld en aan de onderkant vertraagd. Zo
ontstaan wervelingen in de grenslaag.
e Boven de grenslaag is er geen wrijvingskracht. De richting van de
corioliskracht is tegenovergesteld aan de gradiëntkracht en even groot.
De wind waait dan langs de rechte isobaren.
f In de grenslaag werken 3 krachten: de gradiëntkracht die altijd loodrecht
op de isobaren staat, de corioliskracht en de wrijvingskracht. 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.
g Bij het dalen van de luchtballon komt deze steeds meer in de grenslaag.
In de grenslaag is de windsnelheid kleiner en daardoor is de
corioliskracht ook kleiner. De windrichting draait dan in de richting van de
gradiëntkracht. De corioliskracht werkt op het noordelijk halfrond altijd
naar rechts dus bij afnemende corioliskracht zal de ballon naar links
draaien, dus tegen de wijzers van de klok in.
Figuur 4 De slinger van Foucault in het gebouw
15
a Foucault wilde aan de Parijzenaren laten zien dat de aarde draait en niet
stilstaat. In de 19e eeuw konden veel mensen nog niet geloven dat de
aarde draait.
b Volgens figuur 5 ligt New York op 40° NB. De omlooptijd van het
van de VN in New York was in 1955 een cadeau
van Nederland voor het 10-jarig bestaan van de
VN. Sindsdien zwaait hij heen en weer doordat hij
telkens een klein zetje krijgt van een
slingervlak is te berekenen met 𝑇omloop
elektromagneet als hij over het diepste punt gaat.
breedtegraad is. 𝑇omloop =
24 uur
sin 40
slingervlak in 60 jaar draait is
c
=
24 uur
sin 𝜑
waarbij φ de
= 37,3 uur. Het aantal keren dat het
60∙365∙24
37,3
= 14,1 ∙ 103 . Dat is dus meer
dan 14 duizend keer.
Die corioliskracht in het gebouw van VN in New York is 4) een
schijnkracht. Wat er eigenlijk gebeurt, is dat de aarde onder de slinger
door draait, voor iemand die op de aarde staat lijkt het echter alsof er een
kracht is die de slinger steeds naar rechts duwt.
16
a Geostrofische wind is de wind die waait bij rechte evenwijdige isobaren.
Deze wind waait precies evenwijdig aan de isobaren doordat de
gradiëntkracht in evenwicht is met de corioliskracht.
b De drukgradiënt is het horizontale luchtdrukverschil per meter :
∆𝑝
∆𝑥
.
3
De gradiëntkracht is de kracht op elke m lucht, gericht van hoge naar
∆𝑝
Figuur 5 New York op de kaart
lage druk (en dus loodrecht op de isobaren): 𝐹grad = − ∆𝑥.
De coriolisparameter 𝑓 komt voor in de formule voor de corioliskracht:
𝐹cor = 𝜌 ∙ 𝑓 ∙ 𝑣, waarbij ρ de luchtdichtheid is en 𝑣 windsnelheid. De
coriolisparameter hangt af van de breedtegraad φ en van de
draaisnelheid van de aarde Ω (= 7,27∙10-5 rad/s) en is als volgt te
berekenen: 𝑓 = 2𝛺 ∙ sin(𝜑) = 1,45 ∙ 10−4 ∙ sin(𝜑).
d Bij een geostrofische wind maken de gradiëntkracht en de corioliskracht
c
evenwicht: 𝐹grad + 𝐹cor = 0 
1
∆𝑝
∆𝑝
∆𝑥
= 𝜌 ∙ 𝑓 ∙ 𝑣 . Hieruit volgt:
𝑣geostrofisch = (𝜌∙𝑓) ∙ ∆𝑥 .
© ThiemeMeulenhoff bv
CONCEPT
Pagina 4 van 10
e Bij dezelfde isobarenafstand is de drukgradiënt hetzelfde, maar de
coriolisparameter verschilt in de drie plaatsen omdat ze op verschillende
breedtegraden liggen. In Suriname is de breedtegraad het kleinst en dus
is ook de coriolisparameter het kleinst. Dat betekent dat in Suriname de
geostrofische windsnelheid groter is dan in Nederland, bij dezelfde
isobaren afstand. In Noorwegen is de breedtegraad het grootst en dus is
daar de geostrofische windsnelheid kleiner dan in Nederland.
17 De windrichting om een lagedrukgebied is (op het noordelijk halfrond)
cyclonaal en om een hogedrukgebied anticyclonaal.
a Op het noordelijk halfrond is de richting van de corioliskracht altijd naar
rechts. Bij een geostrofische wind zal de gradiëntkracht naar links gericht
zijn, en dus is, meegaand met de wind, de lage druk aan de linkerkant en
de hoge druk aan de rechterkant. Bij een draaiing linksom is de wind
cyclonaal en draait om het lagedrukgebied. Bij een draaiing rechtsom is
de wind anticyclonaal en draait om het hogedrukgebied.
b Als de isobaren linksom om een lagedrukgebied draaien, dan is de
nettokracht naar links gericht (middelpuntzoekend) en loodrecht op de
windrichting. De corioliskracht is dan kleiner dan de gradiëntkracht en
dus is de windsnelheid kleiner dan de geostrofische windsnelheid bij
dezelfde isobarenafstand.
c Draaien de isobaren naar rechts om een hogedrukgebied, dan is de
corioliskracht groter dan de gradiëntkracht en dus is de windsnelheid
groter dan de geostrofische windsnelheid bij dezelfde isobarenafstand.
d Bij een sterkere kromming van de isobaren om een lagedrukgebied en bij
gelijke isobarenafstand is de nettokracht groter en dus is de corioliskracht
kleiner. De windsnelheid moet dan kleiner zijn.
18 De afstand tussen de isobaren van 980 en 985 hPa boven Nederland is in de
figuur 2/3 x zo groot als de afstand tussen Londen en Parijs, dat is 258 km.
−4
De coriolisparameter is op 52° NB: 𝑓 = 1,45 ∙ 10 ∙ sin(𝜑)
−4
−4
= 1,45 ∙ 10 ∙ sin(52) = 1,14 ∙ 10 N ∙ s⁄(kg ∙ m).
De geostrofische windsnelheid is nu met behulp van alle gegevens uit te
rekenen:
𝑣geostrofisch = (
Figuur 6
1
𝜌∙𝑓
)∙
∆𝑝
∆𝑥
=(
1
1,3∙1,14∙10−4
)∙
5∙102
258∙103
= 13 m⁄s =
47 km/h. Dat ligt tussen 20 en 50 km/h.
19
a De afstand tussen de isobaren van 980 en 990 hPa is vlak onder het
lagedrukgebied ongeveer 0,65 cm, dat is ongeveer 7,7 keer zo klein als
de afstand tussen Reykjavik en Edinburgh (5,0 cm). Dat komt overeen
met
∆𝑝
∆𝑥
1350
= 175 km. De drukgradiënt is dan
7,7
10∙102
= 175∙103 = 5,7 ∙ 10−3 Pa/m.
b Het centrum van de depressie ligt op ongeveer 61° NB. De
−4
coriolisparameter is daar: 𝑓 = 1,45 ∙ 10 ∙ sin(𝜑)
−4
−4
= 1,45 ∙ 10 ∙ sin(61) = 1,27 ∙ 10 N ∙ s⁄(kg ∙ m).
c De geostrofische windsnelheid is:
1
∆𝑝
1
𝑣geostrofisch = (𝜌∙𝑓) ∙ ∆𝑥 = (1,3∙1,27∙10−4 ) ∙ 5,7 ∙ 10−3 = 35 m⁄s.
© ThiemeMeulenhoff bv
Figuur 7 Depressie bij IJsland
CONCEPT
Pagina 5 van 10
d De kromtestraal van de isobaar van 985 hPa is ongeveer 0,75 cm en dat
is 6,7 x zo klein als de afstand tussen Reykjavik en Edinburgh, dat is 201
km.
e De centripetale kracht per m3 lucht bij de isobaar van 985 hPa is:
𝐹mpz =
f
𝜌∙𝑣 2
𝑟
1,3∙352
= 201∙103 = 7,9 ∙ 10−3 N.
De gradiëntkracht is: 𝐹grad
dus is de nettokracht
7,9
5,7
=
∆𝑝
∆𝑥
= 5,7 ∙ 10−3 N,
× 100% = 139% van de gradiëntkracht.
g De wind is dus niet geostrofisch en de windsnelheid is (veel) kleiner, want
de gradientkracht is groter dan de nettokracht (middelpunt-zoekend).
Misschien de helft? Vul 17,5 m/s in de krachtenvergelijking in:
𝐹mpz =? 𝐹grad − 𝐹cor 
1,3∙𝑣 2
𝜌∙𝑣 2
𝑟
∆𝑝
=? ∆𝑥 − 𝜌 ∙ 𝑓 ∙ 𝑣
 201∙103 =? 5,7 ∙ 10−3 − 1,3 ∙ 1,27 ∙ 10−4 ∙ 𝑣
2,0.10-3 =? 5,7 ∙ 10−3 − 2,9.10-3 = 2,8.10-3
Deze snelheid is iets te klein, misschien dan 20 m/s? Dan wordt de
vergelijking: 2,6.10-3 =? 5,7.10-3 – 3,3.10-3 = 2,4.10-3, en zijn de
waarden bijna gelijk links en rechts van het vergelijkingsteken. Zo kun je
nog een tijdje doorgaan, maar deze 20 m/s is prima, gezien de
nauwkeurigheid van de aflezingen.
Omdat we met bovenstaand antwoord niet veel verder komen stellen we
de vergelijking voor de middelpuntzoekende kracht op, die wordt
geleverd door de nettokracht van de gradiëntkracht en de corioliskracht:
𝐹mpz = 𝐹grad − 𝐹cor 
𝜌∙𝑣 2
∆𝑝
𝜌∙𝑣 2
𝑟
∆𝑝
= ∆𝑥 − 𝜌 ∙ 𝑓 ∙ 𝑣 
+ 𝜌 ∙ 𝑓 ∙ 𝑣 − ∆𝑥 = 0 
𝑟
1,3∙𝑣 2
201∙103
+ 1,3 ∙ 1,27 ∙ 10−4 ∙ 𝑣 − 5,7 ∙ 10−3 = 0 
6,47 ∙ 𝑣 2 + 165 ∙ 𝑣 − 5700 = 0. De determinant van deze
vierkantsvergelijking is: 𝑣 = 1652 + 4 ∙ 6,47 ∙ 5700 = 1,75 ∙ 105 
𝑣=
−165+√1,75∙105
2∙6,47
= 20 m/s.
20
a Geen van beiden want de vergelijking voor de middelpuntzoekende
kracht op, die wordt geleverd door de nettokracht van de gradiëntkracht
en de corioliskracht ziet er als volgt uit:
𝐹mpz = 𝐹grad − 𝐹cor 
𝜌∙𝑣 2
𝑟
∆𝑝
= ∆𝑥 − 𝜌 ∙ 𝑓 ∙ 𝑣. Hieraan is te zien dat als
afstand Δx tussen de isobaren toeneemt de windsnelheid wel afneemt
maar het is geen omgekeerd evenredig verband.
b Geen van beiden. Aan bovenstaande vergelijking is te zien dat als de
kromtestraal r van de isobaren toeneemt de windsnelheid wel toeneemt
maar het is geen evenredig verband.
© ThiemeMeulenhoff bv
CONCEPT
Pagina 6 van 10
Paragraaf 1.4 Straalstroom en storingen
21 Een even brede invallende lichtbundel van de zon raakt bij Antarctica een
grotere aardoppervlakte dan bij de tropen, dus hetzelfde ingestraalde
vermogen wordt over een grotere oppervlakte verdeeld en dat betekent dat
de stralingsenergie per m2 lager is in Antarctica (zie figuur).
22
a De aarde straalt zijn warmte naar alle kanten uit, dus is het oppervlak dat
uitstraalt het totale aardoppervlak.
b Het oppervlak in het diagram onder de groene lijn is het vermogen dat de
aarde gemiddeld per m2 aardoppervlak uitstraalt. Door dit vermogen te
vermenigvuldigen met het totale aardoppervlak krijg je het totale
uitgestraalde vermogen.
c De zonnestraling valt niet overal loodrecht op het aardoppervlak maar de
intensiteit is wel gerekend per m2 loodrecht op de stralingsrichting. De
loodrechte doorsnede van de bundel zonlicht die de aarde treft heeft een
oppervlakte gelijk aan de grootte van de doorsnede van de aarde op de
aarde vallen.
d Het oppervlak in het diagram onder de rode lijn is het vermogen van de
zonnestraling buiten de atmosfeer per m2 loodrecht op de richting van de
straling. Door dit vermogen te vermenigvuldigen met de oppervlakte van
de doorsnede van de aarde krijg je het totale opvallende vermogen van
de zonnestraling op de aarde. Het (oppervlak van) de doorsnede van een
bol is 4 keer zo klein als de oppervlakte, waardoor het oppervlak onder
de rode lijn 4 keer zo groot is als onder de groene lijn.
Figuur 8
23 De algemene circulatie in de atmosfeer wordt aangedreven door het
temperatuurverschil tussen de tropen en hogere breedtes. Het effect van de
algemene circulatie is warmtetransport van de tropen naar hogere breedtes.
24
Figuur 9
a Aan de evenaar zet warme lucht uit waardoor het hoog in de troposfeer
afstroomt naar de subtropen. Doordat er in de subtropen op grotere
hoogte steeds lucht bijkomt neemt de luchtdruk aan het aardoppervlak
daar toe. Bij het aardoppervlak gaat daardoor lucht naar het zuiden
stromen maar de draaiing van de aarde zorgt voor een afbuiging van
deze lucht naar rechts, zodat de stroming naar het zuidwesten toe is.
Deze passaat wordt dus aangedreven door het temperatuurverschil
tussen de tropen en de subtropen.
b Dit heet een noordoost-passaat, omdat de wind benoemd wordt naar de
richting waar hij vandaan komt.
c De lage bewolking bestaat uit warme en vochtige lucht. Deze wordt bij de
bergen omhoog gestuwd en koelt daarbij af. Daarbij treedt (verdere)
condensatie op en zo ontstaat de regen.
d De lage bewolking komt uit het noordoosten en regent dan leeg tegen de
berg waar de lucht omhoog gedwongen wordt. De noordoostkant van de
berg zal dus minder droog zijn.
© ThiemeMeulenhoff bv
CONCEPT
Pagina 7 van 10
25
a Waar een koude luchtmassa grenst aan een warme luchtmassa, kan er
een groot temperatuurverschil zijn over relatief korte afstand en daardoor
een grote drukgradiënt in de bovenlucht. Bij de tropopauze ontstaan dan
zeer grote windsnelheden. Een straalstroom ontstaat bij een heel lang
front tussen heel grote luchtmassa’s.
b Er zijn inderdaad meerdere straalstromen op aarde. Met ‘onze’
straalstroom wordt de straalstroom bedoeld die voornamelijk ons weer
bepaald. ‘Onze straalstroom’ scheidt de koude luchtmassa van het
noordpoolgebied van de warmere lucht van de gematigde breedtes.
c Door het temperatuurverschil tussen het poolgebied en de subtropen zal
op grote hoogte de lucht naar het noorden willen stromen. De
corioliskracht buigt deze lucht echter af naar het oosten, zodat onze
straalstroom uiteindelijk van west naar oost waait.
d Als onze straalstroom 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 energie van
de zon binnenkomt) dus als er geen uitwisseling is met de rest van de
aarde zal het in de poolstreken steeds kouder worden.
e In het zuidelijke gedeelte van een rossbygolf is de corioliskracht kleiner
dan de gradiëntkracht zodat de nettokracht daar een bocht naar links
(cyclonaal) veroorzaakt. De windsnelheid is daar kleiner van de
geostrofische windsnelheid. In het noordelijke gedeelte, bij de
anticyclonale bocht, gebeurt het omgekeerde en is de windsnelheid
groter dan de geostrofische windsnelheid. Door deze
snelheidsverschillen stroomt er per minuut in het gebied van de cyclonale
naar de anticyclonale bocht netto meer lucht uit dan erin stroomt. Deze
divergentie in de bovenstroming zorgt ervoor dat de luchtdruk aan de
grond afneemt , er ontstaat een depressie (zie ook figuur 62 en 63 van
het katern).
26
Figuur 10
a De witte lijnen zijn de isobaren bij de druk op 5 km hoogte. Deze laten de
rossbygolf zien, waarbij er een lagedrukgebied ontstaat in het gebied
tussen de cyclonale en de anticyclonale bocht. De zwarte lijnen geven de
isobaren rondom het lagedrukgebied (en links bovenin het
hogedrukgebied) aan de grond weer.
b De rode lijn is een warmtefront en de blauwe lijnen een koufront.
c 1. Bij het warmtefront dringt warme lucht naar het noorden en bij het
koufront beweegt de koude lucht naar het zuiden.
2. De warme lucht die omhoog glijdt tegen de koudere lucht koelt
daardoor af, er vindt condensatie plaats waarbij energie vrijkomt.
d In het lagedrukgebied (waar de ‘L’ staat) verdwijnt er hoog in de
atmosfeer lucht omdat de windsnelheid in de noordelijke bocht groter is
dan in de zuidelijke bocht. Dit wordt divergentie genoemd. De luchtdruk
aan de grond neemt hierdoor af, zodat er aan de grond een depressie
ontstaat.
In het hogedrukgebied (waar de ‘H’ staat) vindt convergentie plaats
omdat er hoog in de lucht juist lucht bij komt. Hierdoor neemt de druk aan
de grond toe.
© ThiemeMeulenhoff bv
CONCEPT
Pagina 8 van 10
Paragraaf 1.5 Regen en zonneschijn
27
a Als stilstaande warme en koude lucht aan elkaar grenzen stroomt de
koude lucht onder de warme lucht en tilt die op. De warme lucht duwt
tegen de koude lucht en glijdt er (door opwaartse kracht) tegen op. Zo
ontstaat een front: een schuin oplopende zone tussen de warme en
koude lucht, waarin de temperatuur over relatief korte horizontale afstand
relatief veel verandert.
b Bij de passage van een koufront dringt koude lucht onder de warme lucht
die daardoor opgetild wordt. In de warme lucht kan dan condensatie
optreden waar vervolgens neerslag uit kan vallen. Aan de grond is het
front dan al gepasseerd. Eerst komt dus de temperatuurstijging en
vervolgens de neerslag.
c Bij een warmtefront schuift de warme lucht tegen de koude lucht omhoog
waardoor er condensatie op kan treden in de warme lucht en er neerslag
uit kan vallen. Aan de grond hoeft het front dan nog niet gepasseerd te
zijn. De neerslag komt dus eerst en daarna de temperatuurstijging.
d Bij een geoccludeerd front heeft een koufront een warmtefront ingehaald,
zodat er sprak 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. Zie figuur 80 uit het katern (in de kantlijn
toegevoegd).
28
a Boven een hogedrukgebied aan de grond is er convergentie van lucht.
De lucht stroomt dan van boven naar beneden en vervolgens bij de grond
naar de zijkanten weg. De dalende lucht warmt op door compressie en
kan dus meer waterdamp bevatten, de relatieve luchtvochtigheid neemt
af en er zal geen neerslag ontstaan.
b Een hogedrukgebied aan de grond betekent dalende lucht waarin
mogelijke bewolking oplost. Dan zijn er geen wolken die de
(warmte)uitstraling van het ijs kunnen weerkaatsen. En ijs wordt alleen
dikker als het oppervlak flink kan uitstralen.
29
a Doordat de waterdamp in de lucht condenseert koelt de opstijgende lucht
in een depressie 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. De depressie diept uit en er verzamelt
zich nog meer waterdamp hoog in de lucht die bij afkoeling naar beneden
zal regenen.
b Zo’n depressie heeft zich eerst gevoed boven zee, het relatief warme
zeewater is de brandstof voor de depressie.
c De wolken 'botsen' tegen de tropopauze aan. Boven de tropopauze daalt
de temperatuur niet meer met de hoogte waardoor een relatief warme
wolk niet verder opgetild zal worden door de omringende koude lucht.
© ThiemeMeulenhoff bv
CONCEPT
Pagina 9 van 10
30
a Bovenin de weerkaart is te zien dat een koufront een warmtefront heeft
ingehaald, hier is dus een geoccludeerd front ontstaan dat zich opkrult
rondom de depressie. De fronten blijven op deze manier opschuiven. De
aanwezigheid van het occlusiefront geeft dus aan dat de warmte- en
koufronten al enige tijd bestaan.
b Doordat de "ruwheid" van het wateroppervlak minder is dan van bomen
en gebouwen, is de grenslaag boven zee minder dik en neemt de
windsnelheid sneller toe met de hoogte. Zodoende is er vlak boven zee al
een grote windsnelheid.
Figuur 11 weerkaart uit Trouw
© ThiemeMeulenhoff bv
CONCEPT
Pagina 10 van 10