boek - Daan van der Weegen

Natuurkunde
van de dampkring
G. de Bont en B. Zwart
Natuurkunde van de dampkring
De dampkring
Wolken ontstaan in de dampkring, in hoofdzaak in het onderste gedeelte,
een ongeveer 10 km dikke luchtlaag. De atmosfeer strekt zich tot veel
grotere hoogte uit, ijler en ijler wordend. Men neemt wel een dikte aan van
1000 km, maar in werkelijkheid gaat de dampkring zonder duidelijk aan te
geven grens over in de wereldruimte.
Behalve in de troposfeer wordt de dampkring in nog drie andere lagen
verdeeld: de stratosfeer, de mesosfeer en de thermosfeer (zie fig. 1).
Fig. 1 De lagen in de atmosfeer en het temperatuurverloop met de hoogte
Tussen de sferen liggen grenslagen of pauzen. De troposfeer is niet overal
even dik. Boven de poolgebieden ligt de tropopauze op een hoogte van
ongeveer 6 km, boven de tropen ligt hij ongeveer 10 km hoger. Aangezien de
temperatuur in de troposfeer met de hoogte afneemt, is het in de tropopauze
boven de tropen veel kouder dan in de tropopauze boven de polen. Het
scheelt ongeveer veertig graden C. De tropopauze-temperatuur is boven de
polen gemiddeld -40°C, boven Nederland gemiddeld -55°C en boven de
tropen gemiddeld -80°C.
Dit heeft belangrijke gevolgen voor de wolkenvorming. Niet alleen kunnen
de wolken in de tropen op een veel grotere hoogte drijven dan in de polaire
streken, wolken die zich verticaal ontwikkelen kunnen in de tropen veel
verder uitgroeien en in samenhang met de veel hogere temperatuur aan het
aardoppervlak, ook meer neerslag geven.
De troposfeer grenst aan het aardoppervlak, dat door de zon wordt
verwarmd. Hierdoor ontstaan zowel op grote als op kleine schaal
luchtcirculaties zoals in verwarmde ruimten (zie fig. 2), Op grote schaal is
het de algemene circulatie, die de warmte over het aardoppervlak verdeelt.
De tropen ontvangen meer warmte dan de polen, er bestaat een permanente
warmtestroom in noordelijke en zuidelijke richting. Vanaf de evenaar tot de
subtropen vinden we die in de hogere luchtlagen, vanaf de subtropen tot de
poolgebieden ook in luchtlagen die grenzen aan de grond.
Fig. 2 Vereenvoudigd schema v/d algemene luchtcirculatie op de aarde
9
Wolkenvorming
Stapelwolken
Wolken kunnen we ruwweg in twee groepen verdelen:
Ook over betrekkelijk klein gebied wordt het aardoppervlak ongelijkmatig
verwarmd. Droog zand bijvoorbeeld wordt veel warmer dan een
wateroppervlak. De aan het aardoppervlak grenzende lucht neemt de
temperatuur van dit oppervlak aan. Boven het aardoppervlak komen dus
luchthoeveelheden (lucht'bellen') te liggen met verschillende temperaturen.
Een warme 'bel' is lichter dan zijn koude omgeving en zal dus opstijgen (zie
fig. 3). Tot hoever? Dat hangt van verschillende zaken af, van de temperatuur
die de omringende lucht heeft tijdens de reis van de 'bel' omhoog en van de
hoeveelheid waterdamp die deze bel bij het begin van het opstijgen, bevatte.
Tijdens het opstijgen gebeuren er twee dingen: de luchtbel zet uit èn wordt
kouder. Het laatste is een gevolg van het eerste omdat de energie nodig voor
het uitzetten wordt onttrokken aan de warmtebeweging van de gasmoleculen.
Dit noemt men een adiabatisch proces. De luchtbel wordt dus kouder en als de
temperatuur van de omgevingslucht dezelfde zou blijven als die aan het
1. verticaal ontwikkelde wolken
2. laagvormige wolken
Tot de eerste groep behoren de stapelwolken (Cumulus, Cumulonimbus), de
tweede groep kent geen specifieke Nederlandse naam. Het meest kenmerkende
van de laagvormige wolken is een egaal grauwgrijs uiterlijk van de hemel.
Tot de laagvormige wolken behoort ook mist, een uitgestrekt wolkendek dat
rust op het aardoppervlak.
Mist heeft doorgaans een andere ontstaanswijze dan de rest van de wolken.
Ontwikkelen die zich bijna zonder uitzondering door verticale bewegingen in
de atmosfeer, mist ontstaat dikwijls in een luchtlaag, die is afgekoeld door
contact met een koud aardoppervlak.
stapelwolk
Fig. 3 Het opstijgen van een warme lucht'bel' en de vorming van een stapelwolk
bos
hei
bos
bouwland
bos
hei
bos
bouwland
bos
hei
bos
10
aardoppervlak, zou de luchtbel weldra kouder worden dan zijn omgeving en
weer gaan dalen.
Als de temperatuur van de luchtbel minder snel afneemt dan die van de
omgevingslucht, zal de luchtbel blijven stijgen. Een dergelijke toestand
noemt men onstabiel (zie fig. 4). De stijging gaat door totdat de luchtbel in
een omgeving komt die even koud of minder koud is. Ook dichtbij het
aardoppervlak kan het temperatuurverloop reeds zodanig zijn, dat een
luchtbel bij stijging of kouder wordt dan de omringende lucht, of even warm
blijft. De eerste toestand noemt men stabiel, de tweede indifferent.
De toestand waarin de atmosfeer zich bevindt is dikwijls goed waar te nemen
aan de rookpluimen van de schoorsteen (fig. 5). Bij een stabiele en
indifferente atmosfeer blijft de pluim goeddeels horizontaal, bij een
onstabiele atmosfeer zijn verticale bewegingen waar te nemen (de rook
gaat 'kronkelen'). De onstabiliteit van de atmosfeer hangt niet alleen af van
het temperatuurverloop maar ook van het waterdampgehalte van de lucht.
Doordat lucht bij een bepaalde temperatuur slechts een bepaalde
hoeveelheid waterdamp kan bevatten zal bij afkoeling ervan deze lucht op
een bepaald ogenblik met waterdamp verzadigd zijn. Bij verdere afkoeling
treedt er condensatie op (vorming van microscopische kleine
waterdruppeltjes = wolken). Het niveau waarop dit gebeurt heet het
convectieve condensatieniveau (fig. 6), Bij het condenseren van waterdamp
komt er warmte vrij, zogeheten latente warmte. De stijgende luchtbel koelt
dan minder snel af en kan daardoor langer warmer blijven dan zijn
omgeving en dus hoger komen dan een stijgende luchtbel waarbij de
waterdamp nooit tot condensatie komt.
Het waterdampgehalte van de lucht aan het aardoppervlak is dus heel
belangrijk bij de vorming van wolken. Het opstijgen van 'luchtbellen' onder
invloed van de zonnewarmte noemt men convectie en de bewolking die
hiervan het gevolg is convectieve bewolking of stapelwolken.
Naar de meest voorkomende vorm (Cumulus) wordt deze bewolking ook
wel cumuliforme bewolking genoemd. De hoogte van het convectieve
condensatieniveau ligt voor een bepaald tijdstip vast. Deze hoogte hangt
namelijk af van de hoeveelheid waterdamp die de opstijgende lucht vanaf
het aardoppervlak heeft meegenomen, dus van de relatieve vochtigheid van
de lucht aan het aardoppervlak. Kennen we temperaturen en relatieve vochtigheid dan is de hoogte van de wolkenbasis te berekenen. Niet alleen de
basishoogte maar ook de hoogte van de wolkentoppen is voor een bepaalde
luchtmassa een min of meer vast gegeven. Hij hangt nauw samen met het
verloop van de temperatuur met de hoogte. Is de luchtopbouw in de gehele
troposfeer onstabiel, dan zullen de stapelwolken zich uitstrekken tot de
tropopauze.
Fig. 4 Stabiliteit en onstabiliteit.
De dikke lijn geeft aan de temperatuurdaling van een stijgende lucht 'bel'
die niet met waterdamp is verzadigd; de dunne lijnen stellen de
temperatuurafname in de atmosfeer voor. Links van de dikke lijn is de
atmosfeer onstabiel, rechts stabiel.
Eerst op dit niveau houdt de temperatuurdaling bij toenemende hoogte op
om over te gaan in een temperatuurstijging. Zo'n omkering van
temperatuurverandering heet een inversie. Bij de aanwezigheid van inversies
11
Fig. 5 De vorm van een schoorsteenpluim in afhankelijkheid van het
temperatuurverloop met de hoogte.inversies
op lagere hoogte zullen de toppen van de stapelwolken zich tot dat niveau
ontwikkelen. Bij een schoorsteenpluim zien we dat de rook onder de
inversie blijft (fig. 5D) of boven de grondinversie (fig. 5E).
Fig. 6 De vorming van een stapelwolk.
De dikke lijn stelt voor de afname van de temperatuur, de dunne lijn de
verandering van de dauwpuntstemperatuur van een opstijgende luchtbel.
Waar ze elkaar kruisen is de lucht met waterdamp verzadigd en ontstaat een
wolk. (In een zgn. thermodynamisch diagram hellen de isothermen naar
rechts.)
Laagvormige bewolking
2. door afkoeling ten gevolge van contact met een koud oppervlak
3. door verdamping uit een onderliggend wateroppervlak
4. door menging met andere lucht
Het verzadigd raken van de lucht met waterdamp kan, behalve door het
opstijgen van warme luchtbellen, ook op andere manieren gebeuren:
1. door afkoeling ten gevolge van uiterst langzame opstijging van zeer
grote oppervlakken
Het eerste proces vindt plaats bij het ontstaan van frontale bewolking (zie
fig. 7). De stijgsnelheid bedraagt hier slechts enkele centimeters per seconde
maar kan dagenlang doorgaan. Door het afkoelingsproces zal de luchtlaag
op een zeker ogenblik verzadigd raken
12
Fig. 7 Het ontstaan van laagvormige bewolking.
met waterdamp. Bij verdere afkoeling treedt oververzadiging op, dat wil
zeggen: er zit meer waterdamp in de atmosfeer dan er bij die temperatuur
eigenlijk in kan. In zuivere lucht, dus lucht zonder verontreinigende
bestanddelen, zal deze toestand van oververzadiging zich lang kunnen
handhaven, maar de lucht om ons heen is niet zuiver, integendeel. Zij bevat
talrijke microscopisch kleine deeltjes (vast en vloeibaar), de zogeheten
condensatiekernen.
Condensatiekernen
kunnen
hygroscopisch
(wateraantrekkend) zijn, waardoor het condenseren van de waterdamp op
deze kernen gemakkelijker gaat. Zeezoutdeeltjes zijn zulke hygroscopische
condensatiekernen. Bij stormen komen er veel druppeltjes zeewater in de
atmosfeer. Het water verdampt en het overblijvende zoutdeeltje kan elders als
condensatiekern dienst doen. De atmosfeer bevat voldoende condensatiekernen
om overal op aarde wolkenvorming mogelijk te maken. Condensatiekernen
kunnen ook van industriële oorsprong zijn. Vaak bestaan ze uit druppeltjes
van één of ander zuur. In industriegebieden bezit de atmosfeer soms meer
kunstmatige dan natuurlijke condensatiekernen. In de langzaam stijgende, met
waterdamp verzadigde lucht zal zich
bewolking gaan vormen, eerst een dunne, ijle laag. Bij voortgaande stijging
wordt deze laag dikker en dikker. Daarbij zal de met wolkendruppeltjes
beladen lucht dikwijls een temperatuur aannemen, die ver beneden het
vriespunt ligt. Meestal treedt er niet onmiddellijk bevriezing op. De
wolkendruppeltjes raken eerst onderkoeld (= vloeibaar bij temperaturen
beneden nul). Bevriezing van wolkendruppeltjes vindt meestal pas plaats bij
temperaturen lager dan -10°C, en dan nog alleen met behulp van zogeheten
vrieskernen (microscopisch kleine deeltjes met een zodanige structuur dat zij
een gemakkelijk startpunt zijn voor vorming van ijskristallen). Vrieskernen
zijn vaste deeltjes die van het land afkomstig zijn. Zij geraken in de atmosfeer
bij stof- en zandstormen. De atmosfeer bevat veel minder vrieskernen dan
condensatiekernen. Zodra er echter een aantal druppeltjes bevriezen, zijn die
zelf weer een bron van nieuwe vrieskernen doordat er tijdens het
bevriezingsproces minuscule ijskristalletjes afsplinteren. Het niveau waarop
bevriezing plaats vindt, ligt gemiddeld daar, waar de temperatuur ongeveer 12°C is. Dit niveau wordt het ijskiemniveau genoemd. Bij het hier beschreven
proces van wolkenvorming ontstaan over
13
uitgestrekte gebieden aaneengesloten wolkenlagen, die dus deels uit ijskristalletjes
bestaan (Cirrus of ijle sluierwolken) en deels uit waterdruppeltjes (Altostratus of
grijze wolkenlaag). Het verschijnen van deze bewolking wijst op het naderen van
een frontale zone (bewolkingszone gekoppeld aan een depressie). Het passeren van
een frontale zone gaat meestal gepaard met regen.
Stratus en mist
Lucht kan ook afkoelen door contact met een koude ondergrond. Gaat die
afkoeling zó ver door dat de lucht met waterdamp verzadigd raakt - de
temperatuur waarbij dit gebeurt heet het dauwpunt - dan vormen zich
druppeltjes. Vlak boven het aardoppervlak ontstaat dan mist. Een mistlaag kan
zo dun zijn dat de warmtestraling van de zon er doorheen kan dringen en dan de
bodem kan verwarmen. De mist lost dan dichtbij de grond op, maar blijft op grotere hoogte hangen. De mist gaat over in een laaghangend wolkendek, stratus. De
meeste stratusbewolking ontstaat echter onder invloed van wind, waardoor de
onderste vochtige luchtlaag van plaats verwisselt met een hoger gelegen drogere
luchtlaag. In de vochtige laag condenseert de waterdamp en een uitgestrekt wolkendek ontstaat. De aldus gevormde wolkenlaag heet turbulentiestratus.
De meeste mist ontstaat door uitstraling van warmte tijdens heldere, stille nachten.
Deze vorm heet stralingsmist. Sommige gebieden zijn zeer gevoelig voor het
ontstaan van deze mistvorm zoals open plekken in bossen en laaggelegen
weilanden. Zijn er grote verkeerswegen in de buurt dan zijn die plekken berucht
door de plotseling optredende mistbanken in de nacht en vroege ochtend. Soms
zien we alleen mist boven sloten en andere smalle watergangen. Deze mistvorm,
slootmist, ontstaat door menging van twee luchtmassa's. Door uitstraling van
warmte ontstaat er boven weilanden een koude luchtlaag. Deze koude lucht
stroomt door zijn grotere gewicht naar de lager gelegen sloten en vermengt zich
daar met de reeds met waterdamp verzadigde warmere lucht boven de sloot. Het
luchtmengsel raakt met waterdamp oververzadigd, zodat zich boven de sloot mist
vormt. De mistproductie boven de sloot kan zó lang door gaan, dat ook het
aangrenzende weiland er grotendeels mee wordt bedekt.
Arctische zeerook ontstaat op dezelfde manier. Zeer koude lucht uit de poolstreken
kan zich mengen met reeds met waterdamp verzadigde lucht boven warmere
zeeën. De mist, die dan ontstaat doet zich voor als een soort 'rook' die uit zee
opstijgt.
Regenmist ontstaat bij langdurige neerslag en weinig wind. De lucht raakt met
waterdamp verzadigd doordat een deel van de regendruppels verdampt. Daarbij
wordt de lucht ook kouder, immers voor verdamping is warmte nodig. Die wordt
onttrokken aan de regendruppels en de omringende lucht.
Smog is verontreinigde mist of nevel. Het zicht in smog kan gereduceerd zijn tot
enkele meters (de beruchte Londense smog uit de negentiende en het begin van de
twintigste eeuw) of nog vele kilometers bedragen (de zogeheten Los Angeles-smog).
Bij beide mistsoorten spelen chemische verontreinigingen een belangrijke rol,
terwijl voor Los Angeles-smog tevens stralend zonnig weer is vereist. Smog is een
samentrekking van 'smoke' (rook) en 'fog' (mist). Het ontstaan van dit woord
herinnert aan de tijd dat in Londen volop vette, zwavelrijke steenkool als
huisbrandstof werd gebruikt. De atmosfeer raakte in de winter bij stil weer
beladen met roetdeeltjes en zwaveldioxyde (SO2). De Londense smog was een
prikkelende, zure mist, die veel slachtoffers eiste onder lijders aan longziekten of
ziekten van de ademhalingswegen. Deze mist is met het verdwijnen van steenkool
als huisbrandstof zeldzaam geworden, de tegenwoordige smog komt vooral in de
zomer voor. In de zogeheten Los-Angeles-smog spelen verontreinigingen als
stikstofoxyden (NOX) een hoofdrol. Die zijn voor een zeer groot deel afkomstig
van het autoverkeer. Bij felle zonnestraling geven de stikstofoxyden en andere
stoffen, in hoofdzaak afkomstig van uitlaatgassen, aanleiding tot de vorming van
ozon (O3), een gas dat in hoge concentraties slijmvliezen van ogen en luchtwegen
sterk prikkelt. Het gas splitst gemakkelijk een atoom zuurstof af, waardoor het sterk
oxyderende eigenschappen heeft. Deze vorm van smog heet wel foto-chemische
smog (naar de invloed van het zonlicht) of ook wel oxyderende smog (naar de
oxyderende werking van het ozon). Overigens blijft het niet bij deze twee
smogvormen. Naast stikstofoxyden kan de lucht ook vele andere verontreinigende
stoffen bevatten, die niet alleen gevaarlijk zijn (bijvoorbeeld kankerverwekkend)
maar ook overlast kunnen veroorzaken door stank. Niet alleen de industrie maar
ook het autoverkeer brengt veel van deze stoffen in de atmosfeer. Overschrijdt
het gehalte aan deze stoffen een bepaalde grens, dan wordt er 'smogalarm'
gegeven. Overigens zijn deze grenzen van land tot land verschillend.
Frontale bewolking
De meeste bewolking is gekoppeld aan de wolkenzones van depressies, aan de
fronten. Fronten zijn de scheidingsvlakken tussen
14
verschillende luchtsoorten, luchtmassa's met verschillende waarden voor de
temperatuur en de vochtigheid. Daardoor zullen luchtsoorten dikwijls ook verschillen
in de hoeveelheid meegevoerde bewolking en in de doorzichtigheid (helderheid) van
de atmosfeer. Luchtsoorten worden verdeeld in maritieme (van zee afkomstige) en
continentale (van het land afkomstige). Bovendien maakt men onderscheid tussen
lucht afkomstig uit de subtropen (tropische lucht), lucht afkomstig uit de gematigde
streken (polaire lucht) en lucht afkomstig uit de poolstreken (arctische lucht).
Fronten scheiden bijvoorbeeld tropische lucht van polaire lucht of polaire lucht van
arctische lucht, maar ook maritieme van continentale lucht. Vele combinaties zijn
mogelijk. Zo zal een warmtefront in onze omgeving meestal de voorste begrenzing
zijn van maritiem tropische lucht, een koufront van maritiem polaire of maritiem
arctische lucht. Fronten, die continentale lucht begrenzen, zijn in de minderheid.
Hel warmtefront
De warmere lucht schuift nabij het frontvlak langzaam over de koudere luchtmassa
(zie fig. 8), stijgt daarbij en koelt daardoor af. We hebben gezien dat er dan op grote
schaal wolkenvorming plaats vindt. Er worden dikke wolkenlagen gevormd
(Cirrostratus, Altostratus) over een breed gebied en een groot temperatuurtraject,
dat wil zeggen dat onder in de wolken de temperatuur in de buurt van het vriespunt
kan liggen of zelfs daarboven terwijl hij bovenin zo laag kan zijn dat zich daar
ijsdeeltjes vormen. In de hogere delen van de wolk, waar temperaturen heersen van 20 tot -30°C, zullen vrijwel uitsluitend ijskristalletjes voorkomen. We hebben al
gezien dat in wolken, die zowel waterdruppeltjes als ijskristallen bevatten, het
neerslagvormend proces op gang kan komen. Aangezien dit neerslagvormend proces
in warmtefrontbewolking over een uitgestrekt gebied plaats vindt, zal de neerslag
gelijkmatig en langdurig zijn. Toch kunnen er bij het voorbijtrekken van een
warmtefront ook veranderingen in de neerslagintensiteit plaatsvinden, die aan buien
doen denken; in de warmtefrontbewolking zit dan cumuliforme bewolking
verborgen. Het ontstaan van buien binnen de warmtefrontbewolking vindt meestal
zijn oorzaak in een lager gelegen 0°C-niveau in de atmosfeer waardoor, bij gelijke
temperaturen aan het aardoppervlak, de luchtmassa plaatselijk onstabiel wordt. Als
geheel is de lucht achter een warmtefront meestal stabiel van opbouw. In fig. 8A is
de structuur van de bewolking bij een 'normaal' warmtefront en in fig. 8B bij een
warmtefront met verborgen buienwolken (Cumulonimbi) weergegeven.
Fig. 8A en 8B Bewolking en luchtstromen bij een warmtefront.
Als een warmtefront nadert, kunnen we bij de bewolking twee dingen opmerken:
1. er verschijnt hoge bewolking (Cirrus en Cirrostratus)
2. de stapelwolken worden geleidelijk minder hoog en verdwijnen
ten slotte geheel.
Het laatste is een gevolg van het warmer worden van de bovenlucht. Na het
verschijnen van de hoge bewolking waarin meestal karakteristieke haloverschijnselen
zijn waar te nemen (zie fig. 9) volgt een dichtere wolkenlaag op middelbaar niveau
(Altostratus), waardoorheen de zon eerst nog vaag is te zien. Nog later verdwijnt
15
de zon, de bewolking wordt donkerder en het begint te regenen. We hebben dan te
maken met Nimbostratus. Daaronder kunnen nog meer lagere wolken ontstaan,
meestal met een rafelige structuur. Tijdens de gestaag vallende regen kunnen die zich
zo uitbreiden dat de Nimbostratus niet meer is te zien. Na het passeren van het
warmtefront klaart het vaak niet op. De nu binnenstromende maritiem tropische
lucht wordt dikwijls gekenmerkt door somber weer, een laag wolkendek, slecht
zicht en af en toe lichte regen of motregen.
Fig. 10 Bewolking en luchtstromen bij een koufront.
Fig 9 De meest voorkomende haloverschijnselen rond de
zon bij cirrostratusbewolking. Te zien zijn: kleine kring
(= kring met straal van 22 graden), de bijzonnen op
de kleine kring en de bovenraakboog aan de kleine kring.
Het koufront
Het voorbijtrekken van een koufront gaat in de meeste gevallen met een andere vorm
van bewolking gepaard dan die van een warmtefront. Het scheidingsvlak, dat het
koufront voorstelt, staat veel steiler dan het warmtefront (zie fig. 10). Bovendien
beweegt het in vele gevallen sneller dan de voorliggende warmere lucht, zodat vlak
vóór het koufront in een betrekkelijk smalle zone krachtige opwaartse
luchtstromen ontstaan. Die leiden tot de vorming van buienwolken
(Cumulonimbi), die in gesloten formatie het koufront
markeren. Dat wil niet zeggen dat men een koufront in de meeste gevallen ook zo
ziet naderen, de buienwolken worden meestal aan het oog onttrokken door
begeleidende middelbare en hoge bewolking. Kenmerkend voor een koufront is
buiige neerslag die spoedig na het dichttrekken van de hemel begint. Bij het warmte
front kan het daarentegen dan nog uren duren voor het begint te regenen. Vlak
achter het koufront komen dalende luchtbewegingen voor, die de daar aanwezige
bewolking doen oplossen en de achterrand van de koufrontbewolking een scherp
afgesneden uiterlijk geven. Deze felle opklaringen duren meestal maar kort. In de
meeste gevallen is de koude lucht achter het koufront onstabiel van opbouw. Daardoor vormt zich bij verwarming van het aardoppervlak (boven relatief warm zeewater
kan het ook!) na enige tijd convectieve bewolking (Cumulus), die zelfs tot
buienwolken (Cumulonimbus) kan uitgroeien.
Stapelwolken
Doordat stapelwolken een belangrijke indicatie zijn voor de mate van stabiliteit van
de atmosfeer en dit in verband met het al of niet optreden van thermiek een belangrijk
gegeven is voor de zweefvliegerij, zullen we aan het ontstaan van deze wolkensoort
en aan de indeling ervan wat meer aandacht besteden dan aan andere wolken-typen.
Afhankelijk van de verticale ontwikkeling worden bij Cumulus-wolken
onderscheiden Cu humilis, Cu mediocris en Cu congestus. Valt er neerslag, dan heet
de wolk Cumulonimbus, die weer onderverdeeld wordt in Cb calvus en Cb capillatus
16
De latijnse benamingen zijn karakteristiek voor het uiterlijk van de wolken:
humilis = laag, nederig
mediocris = middelmatig
congestus = opeengestapeld (slaat op de
vertikale ontwikkeling)
calvus = kaal
capillatus = met een harige kap
(slaat op de top van de wolk)
Cumulus die nauwelijks vertikaal is ontwikkeld en rafelige randen bezit, heet
Cu fractus (fractus = gebroken).
Een eerste voorwaarde voor de ontwikkeling van stapelwolken is een zodanig
temperatuurverloop met de hoogte, dat opstijgende lucht'bellen' gedurende
kortere of langere tijd warmer blijven dan de omringende lucht en daardoor
blijven stijgen. Op zichzelf hoeft dit nog niet tot de vorming van stapelwolken
te leiden, dat hangt af van de hoeveelheid waterdamp, die de opstijgende
luchtbel meevoert. Heeft het dauwpunt van de lucht een lagere temperatuur dan
die, welke de lucht'bel' tijdens zijn opstijging aanneemt, dan raakt de
opstijgende lucht'bel' niet verzadigd en zullen er geen wolken ontstaan. Een
dergelijke toestand heet droge thermiek. Wordt tijdens het opstijgen het
dauwpunt bereikt, dan zullen er zich vanaf dat niveau wolken vormen. De
vorming van wolkendruppeltjes blijft tijdens het stijgproces doorgaan. Dit heet
natte thermiek. Zowel de droge als de natte thermiek komt tot staan zodra de
omringende lucht even warm of warmer wordt dan die in de opstijgende
lucht'bel', dus bijvoorbeeld bij inversies. De meeste inversies brengen het
stijgproces tot staan. Is de atmosfeer onstabiel en komen er geen inversies of
isotherme gedeelten in voor dan kan het opstijgen van de lucht'bellen' doorgaan
tot aan de tropopauze. De verschillende soorten Cumulus-wolken geven
duidelijk aan tot hoever de opstijgende lucht'bellen' in de atmosfeer
doordringen. Ze kunnen ons ook iets zeggen of er veranderingen in de
(on)stabiliteit van de atmosfeer plaats vinden. Worden in de loop van de dag de
Cumuluswolken geleidelijk hoger, dan neemt de onstabiliteit toe. Dit kan zijn
oorzaak hebben in een geleidelijk warmer worden van de grond (warme
zomerdag) of, indien er geen sprake is van verwarming, van het geleidelijk
kouder worden van de bovenlucht (in herfst en winter). De processen kunnen
ook gecombineerd plaats vinden wat doorgaans de meest intensieve buien
oplevert.
De vorming van neerslag
In buien wolken vormt neerslag zich in principe op dezelfde manier als in
laagvormige bewolking van warmtefronten. De top van de wolk bestaat uit
ijskristallen, het middengedeelte uit een mengsel van ijskristallen en
onderkoelde waterdruppeltjes terwijl het onderste gedeelte uit (onderkoelde)
wolkendruppeltjes bestaat (zie fig. 11).
Fig.11 De verdeling van de verschillende wolkenelementen in
stapelwolken
17
Fig. 12 Ontstaan, ontwikkeling en oplossen van een buienwolk
(Cumulonimbus).
Wolkenelementen zijn klein, gemiddeld zijn de ijskristalletjes en
waterdruppeltjes slechts 0,01 tot 0,1 mm groot. Ze vallen wel, maar zó
langzaam dat ze bijna zweven. Ze volgen de luchtstroming, wat goed is
waar te nemen bij mist. Zouden ze de kans krijgen om uit de wolk te
vallen - dit gebeurt meestal niet wegens de opwaartse lucht stromingen aan
de basis van de wolk - dan komen ze in een gebied, dat niet met
waterdamp is verzadigd, zodat ze verdampt zijn voordat ze de aarde
hebben bereikt.
Ook neerslagelementen kunnen onderweg verdampen. We zien dit vooral
bij hoge bewolking, bijvoorbeeld Altocumulus, maar ook wel bij Cirrus.
Onder deze wolken hangen dan witte sluiers (valstrepen of virga). Het zijn
ijskristallen, die uit de hoge bewolking vallen en de grond niet bereiken.
Men zegt wel dat de Altocumulus dan 'uitsneeuwt'.
Neerslagelementen zijn veel groter dan wolkenelementen. Een motregendruppeltje, het kleinste neerslagelement, meet 0,1 tot 0,5 mm in
doorsnee, een regendruppel 0,5 tot 5 mm.
Veel groter kan een regendruppel niet worden, de oppervlaktespanning moet
het bij de val afleggen tegen de vervormende krachten, opgewekt door de
luchtweerstand. Wie een emmer water leegstort van een hoge toren zal
merken dat de wandelaars beneden slechts een lichte regen voelen.
De vorming van neerslag elementen in een wolk kan op twee manieren
gebeuren:
1. door samenvloeiing van wolkendruppeltjes (coalescentieproces)
2. door het aangroeien van ijskristalletjes bij verdamping van de
waterdruppeltjes (Wegener-Bergeron-proces).
Bij het coalescentieproces groeien grote wolkendruppeltjes aan ten koste van
kleinere druppeltjes. In een wolk komt een heel scala van
druppeltjesgrootten voor, waarbij de grootste tijdens hun val meer kans
hebben tegen een ander wolkendruppeltje te botsen dan de kleinere
druppeltjes. Een dergelijk neerslag vormend proces eist een lange valweg en
derhalve een wolk van grote verticale uitgestrektheid.
18
Regenvorming via het coalescentieproces komt dan ook in hoofdzaak voor in
tropische buienwolken, die vele kilometers hoog kunnen worden zonder dat er
ijsvorming plaats vindt. In de gematigde streken komt deze wijze van
neerslagvorming ook wel voor maar zij leidt in het algemeen niet tot belangrijke
neerslaghoeveelheden. Uit dergelijke wolken valt meestal niet meer dan wat
motregen of lichte regen (in buitjes).
De vorming van neerslagelementen vindt in hoofdzaak in het middengedeelte
van de wolkenmassa plaats via het zogeheten 'Wegener-Bergeron '-proces
(zie fig. 12). Dit proces heeft als grondslag het verschil in verzadigingsspanning
boven onderkoeld water en ijs van dezelfde temperatuur. Boven ijs is hij namelijk
lager. Hierdoor vindt er een transport van waterdamp plaats van de directe
omgeving van de waterdruppeltjes naar directe omgeving van de ijskristalletjes.
Het netto resultaat is dat de eerste verdampen en de laatste aangroeien. Het
waterdamptransport veroorzaakt namelijk rond de druppeltjes een tekort en
rond de ijskristalletjes een teveel aan waterdamp. Het verschil in
verzadigingsdampspanning is het grootst bij -12°C. Wil het 'WegenerBergeron'-proces goed op gang kunnen komen dan moeten er niet alleen
ijskristallen in de wolk aanwezig zijn, maar de druppeltjes moeten ook ver onderkoeld zijn. Hoe is dat te rijmen, ijskristallen èn ver onderkoelde druppeltjes?
Waarom bevriezen de druppeltjes niet? In de natuur kunnen waterdruppeltjes
ver onderkoeld geraken zonder te bevriezen, tot tientallen graden onder nul. In
feite bevriezen ze alleen nadat een vrieskern is ingevangen of indien de
condensatie op een vrieskern heeft plaats gehad, of wanneer de temperatuur tot
(ver) beneden -40°C is gedaald. De meeste ijskristallen, die het neerslaggevende
proces aan de gang brengen zijn afkomstig uit hogere delen van de wolk.
Door de gestage aangroei van de ijskristalletjes worden ze tenslotte zo groot dat ze
langzaam uit de wolk vallen op hun weg omlaag andere ijskristallen of
onderkoelde druppeltjes 'invangend'. In welke vorm de neerslag tenslotte de
grond bereikt hangt af van de temperatuur en ten dele ook van het
waterdampgehalte van de luchtlaag onder de wolk. In de zomer zal de sneeuw,
die in eerste instantie uit de wolk valt, spoedig smelten en als regen de grond bereiken. In het vroege voorjaar en de late herfst kan de luchtlaag onder de wolk al
zo koud zijn dat sneeuwval mogelijk is. In de winter is sneeuwval niets
bijzonders meer, al moet gezegd worden dat ook in de winter de meeste neerslag
in de vorm van regen de grond bereikt. In het voorjaar kan bij temperaturen, die
betrekkelijk ver boven het vriespunt liggen, toch nog sneeuw vallen, namelijk als
de lucht bijzonder droog is. Door sterke verdamping blijven de
neerslagelementen koud. Ook kan regen overgaan in sneeuw zonder dat er
sprake is van aanvoer van koudere lucht. Door verdamping van de regendruppels
waarbij de daarvoor nodige warmte aan de druppels zelf en aan de omringende
lucht wordt onttrokken, wordt de luchtlaag waardoorheen de druppels vallen,
langzaam kouder. Lucht, die slechts enkele graden boven nul is, kan op die
manier tot het vriespunt worden afgekoeld. Hagel ontstaat op een aparte wijze.
Alleen wolken waarin zeer sterke verticale bewegingen voorkomen en die een
grote hoeveelheid onderkoeld water bevatten, produceren hagelstenen van
respectabele afmetingen. De hagelstenen beginnen als een soort rijpkorrels,
ijskristallen waarop veel waterdamp in een dichte laag als rijp is neergeslagen.
Deze rijpelementen zullen door hun gewicht uit de wolk vallen, maar door de
daarin aanwezige sterke opwaartse luchtstromingen, weer omhoog worden
gevoerd. Daarbij botsen ze tegen onderkoelde druppels, die op deze
Fig. 13 Ontstaan van onderkoelde regen ijsregen (bevroren regen) bij
een grondinversie
19
rijp'korrels' vastvriezen. Op grote hoogte aangekomen, waar veel minder
onderkoelde druppels zijn, zullen ze een rijplaag krijgen. Buiten de sterke
opwaartse stromingen gekomen zullen de jonge hagelstenen neer gaan
vallen en in het gebied met veel (en grote!) onderkoelde druppels terechtkomen. Dan vriest er weer een ijslaag op vast. Dit proces kan een aantal
keren plaats vinden voordat de hagelsteen door zijn gewicht uit de wolk
valt. Een dergelijke hagelsteen bestaat uit lagen en lijkt in doorsnee op
een toverbal. Dikwijls groeien hagelstenen ongelijkmatig aan en lijken
dan op hoekige brokken ijs. Ze kunnen de grootte bereiken van
duiveëieren, kippeëieren of tennisballen, maar de laatste zijn in ons land
zeldzaam. Soms zijn de brokken ijs nog groter, in de omgeving van
Limoges (Frankrijk) vielen in juni 1982 stukken ijs van 600 tot 800
gram!
Een zeldzame vorm van neerslag is ijsregen. Dat is regen (gesmolten
sneeuw), die onderweg weer bevriest en dan als heldere ijsballetjes het
aardoppervlak bereikt. Een dergelijke neerslagvorm eist wel een heel
bijzonder temperatuurverval met de hoogte. Onder de wolk is er eerst
een dikke luchtlaag met een temperatuur (ver) boven nul, daarna komt
er één met een temperatuur van tenminste enkele graden onder nul.
Vaak rust de laatste luchtlaag op de grond. Figuur 13 verduidelijkt één
en ander.
Het oplossen van wolken
Stapelwolken hebben maar een korte levensduur, afhankelijk van hun
grootte van enkele minuten tot enkele uren, frontale bewolking kan zich
daarentegen dagenlang handhaven. Het verdwijnen van bewolking kan
drie oorzaken hebben:
1. de wolk komt in drogere lucht
2. de wolk gaat over in neerslagelementen
3. de wolk lost op door dalende luchtbewegingen.
Meestal zijn deze processen niet goed te scheiden. Luchtdrukstijgingen
veroorzaken dalende luchtbewegingen, waardoor de lucht warmer wordt
en meer waterdamp kan bevatten. De lucht bevat dan nog wel evenveel
gewichteenheden water, maar is dan relatief droger geworden. Ook het
overgaan van een wolk in neerslagelementen kan dikwijls niet
gescheiden worden van de invloed van drogere lucht. Een buienwolk die
bijvoorbeeld boven zee is ontstaan kan zich daar ondanks het geven van
neerslag veel langer handhaven doordat er een continue aanvoer is van
waterdamp.
Fig. 14 Föhn.
Boven land gekomen ontbreekt deze bron van waterdamp en de wolk
verdwijnt ('regent uit').
Het oplossen van wolken door een dalende luchtbeweging zien we
dikwijls in het bergland. Het verschijnsel begeleidt de föhn, een warme
valwind (zie fig. 14), Staat de wind loodrecht op een bergketen dan zal aan
de loefzijde (de kant waar de wind tegenaan blaast) de lucht omhoog
worden gevoerd. Dit kan zó ver gaan dat wolken en neerslag worden
gevormd. Daarbij verliest de lucht dus veel van zijn oorspronkelijk
gehalte aan waterdamp. Als de lucht aan de andere kant van de bergkam
(de lijzijde) daalt, zal de bewolking op een hoger niveau oplossen dan hij
zich oorspronkelijk (aan de loefzijde) had gevormd. Daarbij zal de
drogere lucht bij de daling meer aanwarmen dan de vochtige lucht bij de
stijging was afgekoeld. De föhn kenmerkt zich door opklaringen en
warmte, het is een warme valwind. Een voorbeeld maakt dit duidelijk.
Stel dat de lucht een 3000 m hoge bergkam moet passeren en aan de voet
geheel met waterdamp verzadigd arriveert met een temperatuur van
10°C. Bij de stijging tot 3000 m zal hij dan 30 x 0,6°C = 18°C kouder
worden. De lucht bereikt de top van de bergkam met een temperatuur
van -8°C. Stel dat de lucht zijn waterdamp nu grotendeels is kwijtgeraakt
en vervolgens wolkenvrij langs de lijzijde omlaag zakt. Hij neemt
daarbij 30 x 1,0°C = 30°C in temperatuur toe. De lucht zal de bodem
van het dal aan de lijzijde bereiken met een temperatuur van -8°C +
30°C = 22°C, een belangrijk temperatuurverschil met de lucht op de
bodem van het dal aan de loefzijde van de bergkam. Ter verduidelijking:
voor met waterdamp verzadigde lucht geldt een temperatuurverandering van 0,6°C per 100 m stijging (afkoeling) of daling
20
(verwarming), voor niet met water damp verzadigde lucht een temperatuurverandering van 1,O°C per 100 m stijging of daling.
Behalve met de föhn krijgt de vakantieganger in berggebieden ook te maken met
hem vreemde wolkenvormen. De meeste van deze wolken ontstaan doordat de
lucht na het passeren van de bergkam een golfbeweging gaat vertonen (zie fig.
15). Arriveert de lucht bij de bergkam met gesloten bewolking, dan zal die aan de
lijzijde door föhnwerking eerst oplossen. Door de golvende beweging ontstaan
een eind verder echter opwaartse luchtstromen. Er vindt dan weer afkoeling van
de lucht plaats waardoor aan de top van de golf opnieuw bewolking ontstaat.
Dit is een heel karakteristiek afgerond wolkentype.
Aangezien de relatieve vochtigheid in verticale richting bij de aanstromende
lucht meestal niet in elk niveau even groot is - er kan bewolking op
verschillende niveaus voorkomen - kan er aan de lijzijde van de bergkam op
verschillende niveaus ook een wolk ontstaan met daartussen wolkenvrije lagen.
Liggen de wolkenlagen dicht op elkaar dan krijgt het geheel een
'roomsoesachtig' uiterlijk. Typerend voor deze wolken is dat ze op hun plaats
blijven, ze drijven niet met de luchtstroming mee. De luchtdeeltjes doorlopen
het stationaire golf patroon, aan de linkerzijde van de golf top (fig. 15) worden
steeds wolkenelementen gevormd, aan de rechterzijde lossen ze weer op. De hier
besproken wolkenvormen noemt men orografische bewolking.
Hydrometeoren
(een verschijnsel in de atmosfeer, bestaande uit vloeibare en/of vaste
waterdeeltjes).
Mist bestaat uit zeer kleine water druppeltjes, die in de lucht zweven en het
horizontale zicht op ooghoogte belemmeren tot minder dan 1 km.
Nevel bestaat eveneens uit fijne water druppeltjes, waarbij het zicht gereduceerd
is tot 1 a 2 km.
Regen bestaat uit water druppeltjes met een doorsnee van 0,5 tot 5 mm.
Motregen heeft druppeltjes met een doorsnede van 0,1 tot 0,5 mm.
IJzel ontstaat wanneer regen of motregen onderkoeld is. Bij aanraking met de
grond of met voorwerpen bevriezen de druppels en ontstaat er een ij slaag.
Sneeuw bestaat uit samengeklitte ijskristallen.
Motsneeuw bestaat uit zeer kleine ijsdeeltjes, een soort korreltjes met een
doorsnede van 1 mm.
Korrelsneeuw bestaat uit witte, ondoorzichtige, meest conisch gevormde
ijsbrokjes, die op hagel lijken. Korrelsneeuw is echter zacht van substantie en
vooral een winterverschijnsel in tegenstelling tot hagel.
IJsnaaldjes (poolsneeuw) treden op bij strenge kou (temperaturen beneden de 10°C). Overdag zal de zon ze doen 'zilveren'. Heel fijne ijskristallen zweven
dan voorbij.
Hagel, een beruchte neerslagvorm tijdens zware buien. Treedt vooral op in
het voorjaar en bestaat uit onregelmatig gevormde halfdoorzichtige of geheel
witte ijsknikkers van ca. 0,5 tot 5 cm. In uitzonderingsgevallen ontstaan
samenklonteringen van ijsbrokken tot meer dan 10 cm grootte.
IJsregen bestaat uit kogelronde, doorzichtige ijsbolletjes. Het is bevroren regen
en daarom zijn deze bolletjes altijd kleiner dan 5 mm.
Fig 15 Ontstaan van een golfbeweging in de luchtstroming na het passeren van
een bergkam en de vorming van Ac lenticularis
21